Колмозерское месторождение
Рис.2. Схема геологического строения Колмозерского пегматитового поля (составлена А.М. Заседателевым, с авторскими упрощениями).
1 – дайки габбродолеритов; 2–4 – пегматиты: 2 – полевошпатовые, 3 – мусковит-полевошпатовые, 4 – альбит-сподуменовые; 5 – метагаббро-анортозиты; 6 – щелочные граниты Западных Кейв; 7 – метагаббродиориты; 8 – тоналит-трондьемитовые гнейсы; 9 – вулканогенно-осадочный комплекс Колмозеро-Воронья; 10 – хлоритовые и холмквиститовые сланцы; 11 – элементы залегания гнейсовидности; 12 – тектонические нарушения; 13 – геологические границы: а) установленные, б) предполагаемые; 14 – массивы: I – Патчемварекский, II – Поросозерский, III – Колмозерский.
Колмозерское пегматитовое поле[1] имеет протяженность около 20 км и ширину ≈15 км. Оно расположено в непосредственной близости от регионального глубинного разлома, отделяющего Мурманский блок от зеленокаменного пояса Колмозеро-Воронья, и ограничено на северо-западе и юго-востоке Колмозерским и Иоканьгским разломами, соответственно [Белолипецкий и др., 1980]. Зеленокаменный пояс Колмозеро-Воронья слагают метаморфизованные и деформированные вулканогенно-осадочные породы, которые прорываются разновозрастными интрузиями от ультраосновного до кислого состава. Супракрустальный комплекс Колмозеро-Воронья, формирование которого происходило 2.92–2.79 млрд лет назад, слагают четыре свиты: лявозерская (нижняя терригенная толща), полмостундровская (коматиит-толеитовая серия), вороньетундровская (базальт-андезит-дацитовая серия) и червуртская (верхняя терригенная толща) [Белолипецкий и др., 1980, Ранний докембрий, 2005].
Рис.3. Схема геологического строения Колмозерского месторождения (составлена С.И. Эвенчик с авторскими упрощениями) (а) и геологический разрез по линии I–I (материалы СЗГУ) (б).
а. 1 – дайка габбродолеритов, 2 – жилы альбит-сподуменовых пегматитов, 3 – метагаббро и метаанортозиты, 4 – разломы, 5 – линия разреза I–I. б. 1 – чевертичные отложения; 2, 3 – как в а; 4 – скважины.
В строении пегматитового поля принимают участие тоналит-трондьемитовые гнейсы Мурманского блока, которые прорываются интрузиями разновозрастных габбродиоритов, габбро-анортозитов, пегматитов и габбродолеритов (рис. 2). Мурманский блок в основном сложен тоналит-трондьемитовыми гнейсами, гранито-гнейсами, плагиогранитными и гранитными мигматитами, включающими реликты супракрустальных образований и тела эндербитов и чарнокитов. Породы метаморфизованы в условиях высокотемпературных субфаций амфиболитовой фации с сохранением на отдельных участках реликтов гранулитовой фации [Минц, 2010]. Изотопный возраст цирконов из ортогнейсов дацитового состава, определенный U-Pb методом, составляет 2879 ± 9 млн лет [Петровский и др., 2012].
В пределах Колмозерского пегматитового поля тоналит-трондьемитовые гнейсы Мурманского блока прорываются Колмозерской многофазной дифференцированной интрузией, сложенной габбродиоритами, монцодиоритами и гранодиоритами (2.73 млрд лет; [Кудряшов и др., 2013]), и интрузивными массивами габбро-анортозитов – Патчемварекского, Северного и других, меньших по площади тел. Породы Колмозерского массива и метагаббро-анортозиты были деформированы и метаморфизованы в условиях амфиболитовой фации. Изотопный возраст кристаллизации цирконов из габбро-анортозитов Патчемварекского массива определен как 2661.8 ± 7.1 млн лет.
Все вышеперечисленные породы прорываются жилами пегматитов. Альбит-сподуменовые пегматиты Колмозерского месторождения, локализованные в метагаббро-анортозитах Патчемварекского массива, представлены 12-ю крупными и многочисленными мелкими плитообразными жилами, залегающими несогласно с вмещающими породами и крутопадающими на юго-запад (45–70°) (рис. 3а, б). Простирание жил северо-западное (300‒310°). Крупные жилы имеют длину ~ 1400 м, мощность от 5 до 65 м и прослеживаются на глубину более 500 м. Жилы имеют апофизы, раздувы и пережимы. Альбит-сподуменовые пегматиты содержат ксенолиты метаморфизованных и рассланцованных вмещающих пород, что свидетельствует о внедрении пегматитового расплава в измененные в процессе метаморфизма и неоднократных деформаций габбро-анортозиты Патчемварекского массива. Контакты пегматитов с метагаббро-анортозитами четкие, резкие, интрузивные, иногда тектонизированные. В зонах эндоконтакта отмечается развитие тонкоигольчатого холмквистита и биотита. Редкометалльные пегматиты катаклазированы, разбиты трещинами, по которым наблюдается смещение отдельных блоков. Жилы пегматитов секутся дайками габбродолеритов, предположительно палеозойского возраста. В зоне контакта метагаббро-анортозитов с тоналит-трондьемитовыми гнейсами Мурманского блока отмечается зона метасоматитов, сложенная хлоритовыми и холмквиститовыми сланцами, которые, по данным В.В. Гордиенко [1970], представляют собой продукты гидротермального изменения метагаббро-анортозитов в процессе пегматитообразования. Метасоматиты не образуют сплошных контактовых ореолов вокруг жил пегматитов. Они приурочены к тектонически ослабленной зоне северо-западного простирания, осложняющей структуру Колмозерского месторождения и наиболее благоприятной для циркуляции постмагматических растворов.
Основные породообразующие минералы пегматитов представлены кварцем (30–35%), плагиоклазом (30–35%), калиевым полевым шпатом (10–25%), сподуменом (≈20%) и мусковитом (5–7%). Рудные минералы: сподумен, колумбит-(Mn), танталит и берилл. Наиболее распространенные второстепенные и акцессорные минералы: литиофилит, биотит, турмалин, апатит, спессартин, сфалерит, пирит. Вторичные минералы представлены фосфатами и цеолитами.
Литий в рассматриваемых пегматитах образует собственные минералы ‒ сподумен и литиофилит, и присутствует в качестве примеси в слюдах и полевых шпатах. При этом основная часть лития содержится в сподумене. Минералы группы танталита-колумбита являются основными концентраторами тантала и ниобия, а берилл – бериллия. Цезий содержится в калиевом полевом шпате и мусковите, а цирконий и гафний – в цирконе. Уран образует собственные минералы – уранинит, а также входит в состав пирохлора и микролита. Стронций и барий рассеяны в полевых шпатах, а рубидий, аналогично цезию, – в калиевом полевом шпате и мусковите. Редкоземельные элементы концентрируются преимущественно в гранате, пирохлоре и ильменорутиле, а иттрий ‒ в апатите.
Морозова Л.Н.
Государственный кадастр месторождений
