Петрология железорудного и флогопитового месторождений Ковдорского массива

Глава III. Рудный фоскорит-карбонатитовый комплекс

    Рудный фоскорит-карбонатитовый комплекс включает в себя слюдиты, карбонатиты и породы железорудного комплекса, которые представлены фоскоритами (апатит-форстеритовыми, форстерит-магнетитовыми, апатит-форстерит-магнетитовыми рудами и форстерититами) и карбонат-магнетитовыми рудами. Карбонат-магнетитовые руды традиционно подразделяются (Краснова, Копылова, 1988) на кальцит-магнетитовые руды с зеленым флогопитом (далее будут называться кальцит-магнетитовыми рудами), "аномальные" кальцит-магнетитовые руды с тетраферрифлогопитом и гаттчетолитом, называемые также редкометальными (далее будут называться магнетит-редкометальными рудами) и доломит-магнетитовые руды.

    Породы железорудного комплекса расположены на юго-западе Ковдорского массива и слагают вытянутое в субмеридиональном направлении тело 1.3х0.8 км, залегающее среди вмещающих ийолитов (западный, юго-западный фланг), фенитов (южный фланг), оливин-слюдяно-клинопироксеновых (восточный, северный фланг) и нефелин-клинопироксеновых пород (западный, северо-западный фланг). Породы железорудного комплекса нередко представлены серией крутопадающих жил или имеют четкую субвертикальную полосчатость (Краснова, Копылова, 1988).

    Главное рудное тело в южной части имеет субвертикальную трубообразную форму и склоняется в южном направлении под углом порядка 70^о, в северной части оно с глубиной выклинивается (Эпштейн, 1994). В контактовой зоне сплошное рудное тело переходит в штокверк рудных жил.

    Железорудное месторождение имеет сложное строение, но в целом выявляется следующая зональность Главного рудного тела: на его периферии развиты слюдиты (только по фенитам, ийолитам), сменяющиеся к центру апатит-форстеритовыми рудами, затем апатит-форстерит-магнетитовыми рудами и, наконец, кальцит-магнетитовыми рудами (Эпштейн, 1994). Все эти породы и руды сложены форстеритом, магнетитом, апатитом, флогопитом и кальцитом, а их разнообразие обусловленно вариацией количественного соотношения минералов. Описанная зональность всегда проявляется и в отдельных рудных жилках, развитых среди вмещающих пород (слюдяно-клинопироксеновых, ийолитов) (Эпштейн, 1994).

    Магнетит-редкометальные руды развиты в южной части Главной рудной залежи. В восточном борту железорудного карьера выходит тело доломит-магнетитовых руд с ильменитом "Восточный сателлит", залегающее обособленно от Главного рудного тела и имеющее субвертикальные контакты (Субботин, Субботина, 1981).

    Главнейшие типы пород железорудного комплекса

    К форстерит-магнетитовым рудам относятся породы, в которых апатит либо отсутствует, либо имеет реакционные взаимоотношения с магнетитом и форстеритом, что их отличает от других пород железорудного комплекса. Они отличаются от всех прочих пород железорудного комплекса также по составу магнетита - содержание Al₂O₃ в нем составляет 4-8 мас.%, тогда как в магнетитах из других пород содержание Al₂O₃ редко превышает 3 мас.%. Форстерит-магнетитовые руды встречаются в виде реликтовых блоков среди апатит-форстерит-магнетитовых, кальцит-магнетитовых и магнетит-редкометальных руд.

    Слюдиты развиты по периферии Главной рудной залежи на ее контакте с ийолитами и фенитами. Они сложены, главным образом, апатитом и флогопитом, но иногда содержание форстерита в них достигает 30% (в контакте с нефелин-клинопироксеновыми породами).

    Состав апатит-форстеритовых руд зависит от состава вмещающих пород. На северном и восточном флангах Главного рудного тела (вмещающими являются оливин-слюдяно-клинопироксеновые породы) они сложены на 60-80% форстеритом, 10-15% магнетитом, 10-15% апатитом; тогда как на южном и западном флангах (вмещающими породами являются фениты или ийолиты) описываемые породы состоят из 40-50% апатита, 20-40% форстерита, 15-20% флогопита, ~5% магнетита.

    Апатит-форстерит-магнетитовые руды слагают большую часть Главного рудного тела, их состав и строение различается в его разных участках.

    Вблизи блоков форстерит-магнетитовых руд апатит-форстерит-магнетитовые руды характеризуются наличием крупных зерен магнетита (до 5 см) и, реже, форстерита в более мелкозернистой массе (размер зерен <0.5 см) апатит-форстерит-магнетитового состава. Крупный магнетит имеет состав аналогичный магнетиту из форстерит-магнетитовых руд, тогда как мелкий магнетит по составу соответствует магнетиту из большинства других пород железорудного комплекса.

    На других участках Главной рудной залежи апатит-форстерит-магнетитовые руды имеют однородное строение, но их состав несколько различается и зависит от типа вмещающих пород. На северном и восточном флангах Главного рудного тела (где вмещающими являются оливин-слюдяно-клинопироксеновые породы) они сложены на 30-40% форстеритом, 30-40% магнетитом, 30-40% апатитом; тогда как на южном и западном флангах (где вмещающими породами являются фениты или ийолиты) эти породы сложены на 30-40% апатитом, 30-40% магнетитом, 5-20% форстеритом 10-15% флогопитом.

    Зависимость состава фоскоритов от состава вмещающих пород может свидетельствовать об их метасоматическом генезисе (по Д.С. Коржинскому, 1955).

    Кальцит-магнетитовые руды, как и фоскориты, сложены форстеритом, кальцитом, магнетитом, апатитом, флогопитом. На месторождении выделяется 2 подтипа кальцит-магнетитовых руд.

    Первый подтип: ранние неоднородные кальцит-магнетитовые руды (рис.1а). Они развиты в центральных частях Главной рудной залежи и имеют постепенные переходы к апатит-форстерит-магнетитовым рудам, с одной стороны, и к кальцитовым карбонатитам, с другой. Для этого подтипа руд характерно образование флогопитовых кайм по форстериту, особенно около линз карбонатитов. К этому же подтипу следует отнести кальцитовые жилки с магнетитом, апатитом и флогопитом среди форстерит-магнетитовых руд (форстерит на контакте с этими жилками замещен флогопитом).

    Второй подтип кальцит-магнетитовых руд - это гнездовые руды (рис.1б). Они представлены мономинеральными кальцитовыми, реже апатит-кальцитовыми гнездами или жилами с друзовой оторочкой магнетита в зальбандах. Гнездовые кальцит-магнетитовые руды развиты среди всех типов фоскоритов и слюдитов, а также среди кальцит-магнетитовых руд 1-го подтипа с уничтожением их структурно-текстурных особенностей - практически во всех зонах Главного рудного тела.

    Кальцит-магнетитовые руды 2-го подтипа нередко развиваются также и среди вмещающих слюдяно- клинопироксеновых пород, в этом случае вокруг них развиты существенно форстеритовые породы с кальцитом, но без апатита. Тогда как для жил и гнезд кальцит-магнетитовых руд 1-го подтипа, развитых среди слюдяно-клинопироксеновых пород, характерны зональные ореолы, сложенные апатит-форстеритовыми рудами во внешней зоне и апатит-форстерит-магнетитовыми рудами в зоне, прилегающей к кальцит- магнетитовым рудам 1-го подтипа, то есть всегда проявляется зональность характерная для Главного рудного тела в целом. Все рассмотренные особенности не позволяют включать кальцит-магнетитовые руды 2-го подтипа в общую зональность Главного рудного тела и, вероятнее всего, указывают на их более позднее образование по отношению к фоскоритам и кальцит-магнетитовым рудам 1-го подтипа.

    Среди ийолитов также встречены апатит-форстерит-магнетитовые жилы, вокруг которых развиты зональные ореолы, сложенные слюдитами (внешняя зона) и форстерит-апатитовыми рудами (зона, прилегающая к апатит-форстерит-магнетитовой жиле). Зональность таких жил в миниатюре повторяет зональность Главного рудного тела (за исключением кальцит-магнетитовых руд 1-го подтипа, не получивших развития в наблюдавшихся зональных жилах).
    В целом зональность (от внешних зон к внутренним) Главного рудного тела имеет следующий вид (жирным выделены преобладающие минералы):

ийолит || Phl+Ap+Mag+Fo+Cal (слюдит) -> Phl+Ap+Mag+Fo+Cal (Phl-Ap-Fo руда) -> Phl+Ap+Mag+Fo+Cal (Ap-Fo-Mag руда) -> Phl+Ap+Mag+Fo+Cal (Cal-Mag руда 1-го подтипа) -> Phl+Ap+Mag+Cal (Cal-Mag руда 1-го подтипа) -> кальцитовый карбонатит 1-го подтипа

слюдяно-клинопироксеновая порода || Phl+Ap+Mag+Fo+Cal (Ap-Fo руда) -> Phl+Ap+Mag+Fo+Cal (Ap-Fo-Mag руда) -> Phl+Ap+Mag+Fo+Cal (Cal-Mag руда 1-го подтипа) -> Phl+Ap+Mag+Cal (Cal-Mag руда 1-го подтипа) -> кальцитовый карбонатит 1-го подтипа

Кроме ийолитов и оливин-слюдяно-клинопироксеновых пород среди фоскоритов встречаются реликты оливинитов, вероятно также подвергавшиеся замещению.

    Магнетит-редкометальные руды развиты в центральных частях южного участка Главной рудной залежи. Они сложены титаномагнетитом, тетраферрифлогопитом, кальцитом, апатитом, форстеритом и/или минералами гр. гумита. Между магнетит-редкометальными рудами и другими породами железорудного комплекса нет четких границ. Фактически в последних сначала появляются минералы гр. гумита, затем тетраферрифлогопит и, наконец, магнетит сменяется титаномагнетитом и руды приобретают гнездовое строение, что их сближает с гнездовыми кальцит-магнетитовыми рудами 2-го подтипа. Состав магнетит-редкометальных руд зависит от замещенных более ранних пород железорудного комплекса.

    Доломит-магнетитовыми рудами с тетраферрифлогопитом и рихтеритом сложено тело "Восточный сателлит"; доломит-магнетитовые руды с тетраферрифлогопитом и серпентином развиты на некоторых участках Главного рудного тела. Оба типа доломит-магнетитовых руд имеют гнездовое строение, аналогичное кальцит-магнетитовым рудам 2-го подтипа.

    Карбонатиты

    В Ковдорском массиве выделяется несколько типов карбонатитов: кальцитовые с клинопироксенами и биотитом; кальцитовые с апатитом, магнетитом, форстеритом, флогопитом; редкометальные; кальцит-доломитовые и доломитовые карбонатиты с рихтеритом, тетраферрифлогопитом; поздние доломитовые карбонатиты.

    К наиболее ранним карбонатитам в Ковдорском массиве относятся карбонатиты, развитые в его юго-восточной части (Римская-Корсакова, 1968). Они очень пестры по составу: эгирин-кальцитовые, микроклин-эгирин-кальцитовые, биотит-кальцитовые, эгирин-волластонит-кальцитовые. Эти карбонатиты развиты среди фенитов и их состав зависит от состава вмещающих пород (Римская-Корсакова, 1968)

    Наиболее широко развиты кальцитовые карбонатиты с зеленым флогопитом, апатитом, форстеритом, магнетитом. Они сформированы до магнетит-редкометальных руд и тесно связаны с кальцит-магнетитовыми рудами (Краснова, Копылова, 1988). Эти карбонатиты целесообразно разделить на два подтипа. Первый подтип - однородные кальцитовые карбонатиты с флогопитом, апатитом, магнетитом и без форстерита; второй подтип - неоднородные кальцитовые карбонатиты с апатитом, магнетитом, форстеритом и/или флогопитом. Главное отличие карбонатитов второго подтипа от карбонатитов первого подтипа заключается в устойчивости форстерита.

    Карбонатиты первого подтипа слагают, как правило, жильные тела, получившие наиболее широкое распространение по сравнению с другими карбонатитами: на севере и юго-западе массива, а также в пределах железорудного месторождения. Вокруг тел карбонатитов 1-го подтипа развито ослюденение вмещающих пород и особенно оно характерно для оливинсодержащих пород. Рассматриваемые карбонатиты нередко слагают линзы среди кальцит-магнетитовых руд 1-го подтипа, имея совершенно постепенные переходы к ним. Постоянное пространственное совмещение кальцитовых карбонатитов 1-го подтипа с кальцит-магнетитовыми рудами 1-го подтипа доказывает их генетическую связь. Первый тип карбонатитов характеризуется очень выдержанным минеральным составом. Они сложены флогопитом (до 10%), магнетитом (до 5-10%), апатитом (до 5%). Состав таких карбонатитов никогда не бывает мономинеральным.

    Второй подтип карбонатитов слагает маломощные жильные тела, нередко с тонкополосчатым строением. Их минеральный состав очень неоднороден и нередко зависит от состава вмещающих пород: среди слюдитов развиты карбонатиты с флогопитом, тогда как среди форстеритсодержащих пород - с форстеритом.

    Редкометальные, кальцит-доломитовые и доломитовые карбонатиты представлены маломощными жильными телами, нередко с тонкополосчатым строением. Они получили наиболее широкое развитие в пределах Главного рудного тела и тела "Восточный сателлит".

    Некоторые особенности состава породообразующих минералов фоскорит-карбонатитового комплекса

    Магнетит является не только главным рудным минералом железорудного месторождения, но и важным минералом-индикатором в силу его переменного состава. Характерной чертой ковдорских магнетитов является обилие структур распада твердого раствора магнетит-шпинель и магнетит-ильменит (Краснова и др.,1991), что проявляется в наличии равномерной вкрапленности шпинели и ильменита в матрице магнетита. Главные примеси магнетитов железорудного месторождения - Al, Mg, Ti. По своему составу магнетиты фоскорит- карбонатитового комплекса делятся на 3 группы (рис.2): магнетиты из форстерит-магнетитовых руд; магнетиты из других фоскоритов, слюдитов, кальцит-магнетитовых руд и кальцитовых карбонатитов; титаномагнетиты из магнетит-редкометальных, доломит-магнетитовых руд и редкометальных, кальцит-доломитовых карбонатитов. Магнетиты из форстерит-магнетитовых руд содержат 4-8 мас.% Al₂O₃, что отличает их от магнетитов из других фоскоритов, кальцит-магнетитовых руд и карбонатитов, содержащих <4 мас. % Al₂O₃. Только в центральных частях кристаллов магнетита из кальцит-магнетитовых руд, развитых среди форстерит-магнетитовых руд, установлено содержание Al₂O₃ до 6 мас.%, в тоже время краевые зоны этих кристаллов содержат 1-1.5 мас.% Al₂O₃. По-видимому, центральные части таких магнетитов являются реликтовыми, сохранившимися от форстерит-магнетитовых руд, тогда как краевые имеют состав типичный для карбонатитов. Также установлено различие по составу между крупным - Al₂O₃ до 6 мас.% (реликтовым) и мелким - Al₂O₃ <4 мас.% (новообразованным) магнетитом в апатит-форстерит-магнетитовых рудах, развитых по форстерит- магнетитовым рудам. Содержание TiO₂ для титаномагнетитов из магнетит-редкометальных руд достигает 5 мас.%, из доломит-магнетитовых тела "Восточный сателлит" - до 10 мас.%, тогда как Al₂O₃ в них практически отсутствует. Практически для всех ковдорских характерно очень высокое содержание Mg (до 10 мас.%, в среднем 5 мас.%), который связан не только со шпинелевым миналом в составе магнетита (MgAl₂O₄), но и с магнезиоферритовым (MgFe₂O₄).

    Железо-магнезиальные слюды в Ковдорском массиве, наряду с магнетитом, являются минералами- индикаторами смены условий минералообразования. Для фоскоритов, слюдитов, кальцит-магнетитовых руд и кальцитовых карбонатитов характерен зеленый флогопит, имеющий очень магнезиальный состав (f=6-12%), что отличает его от более железистых флогопитов из других минеральных ассоциации Ковдорского массива (рис.3). Для магнетит-редкометальных и доломитовых руд и карбонатитов характерны тетраферрифлогопиты - флогопиты с дефицитов Al в тетраэдрической позиции, замещенного Fe⁺³. Они характеризуются обратной схемой адсорбции и чрезвычайно характерны для карбонатитовых комплексов (Римская-Корсакова, 1964). Для доломит-магнетитовых руд, в отличие от магнетит-редкометальных, устанавливаются чистые тетраферрифлогопиты, без Al.

    Оливины фоскорит-карбонатитового комплекса представлены форстеритами (f=5-10%). В магнетит- редкометальных рудах вместе с ними или вместо них развиты минералы гр. гумита, представленные обычно фтористыми клиногумитами. В доломит-магнетитовых рудах оливин не встречается. Вместо него развит либо тетраферрифлогопит, либо серпентин. Апатиты из фоскорит-карбонатитового комплекса достаточно выдержанны по составу, содержание SrO и REE₂O₃ в них, соответственно, составляет <0.3 мас.% и <0.1 мас.%. В этом ряду выделяются апатиты из магнетит-редкометальных руд с содержанием SrO 0.5-0.6 мас.% и REE₂O₃ 0.15-0.20 мас.%.

    Практически для всех пород фоскорит-карбонатитового комплекса характерен бадделеит или, существенно реже, циркон (в некоторых доломитовых карбонатитах).

    Карбонаты фоскорит-карбонатитового комплекса представлены магнезиальным кальцитом (до 1.5 мас.% MgO) и доломитами. Как правило, во всех породах с карбонатами резко преобладает один из минералов - доломит или кальцит, тогда как второй встречается в единичных зернах. К сожалению, невозможно определить, являются ли доломиты в кальците или, наоборот, кальциты в доломите продуктом совместной кристаллизации или распада твердого раствора, поскольку эти минералы легко перекристаллизовываются, адаптируясь к новым условиям (Равинская-Иоффе, 1975).

    Амфиболы в железорудном месторождении представлены рихтеритами и развиты исключительно в доломит-магнетитовых рудах тела "Восточный сателлит", либо на контакте апатит-форстеритовых и клинопироксеновых пород, где появляются в результате реакции между диопсидом и форстеритом: 2Fo+11Di+3Na₂O+3H₂O+8CO₂=3Rht+8Cal.

    Некоторые вопросы генезиса фоскорит-карбонатитового комплекса

    На генезис Ковдорского железорудного месторождения и его карбонатитов существует две противоположные точки зрения. Согласно представлениям о гидротермально-метасоматическом происхождении карбонатитов (Эпштейн, 1994), карбонатиты и магнетитовые руды образуют единую метасоматическую колонку, в тыловой зоне которой образуются мономинеральные кальцитовые карбонатиты. Согласно другой точке зрения (Краснова, Копылова, 1988), породы железорудного комплекса и карбонатиты являются магматическими, кристаллизовавшимися из расплава, а все разновидности пород представляют собой последовательные фазы внедрения расплавов. Гидротермально-метасоматическая гипотеза не объясняет появление карбонатитов вне пород железорудного комплекса. Модель магматического образования месторождения не объясняет его зональности и зависимости состава фоскоритов от вмещающих пород. Все основные особенности фоскорит-карбонатитового комплекса объясняются на основе гипотезы Д.С. Коржинского (1952) о магматическом замещении активными магмами боковых пород посредством опережающего метасоматоза последних с участием трансмагматических флюидов (проходящих через магмы). Можно предположить, что в Ковдорском железорудном месторождении роль активных магм выполняли карбонатитовые расплавы, магматически замещающие разнообразные боковые породы, а образование железорудного комплекса является опережающим метасоматозом магматического этапа. Такое предположение наиболее логично объясняет противоречия двух конкурирующих гипотез. Таким образом, карбонатиты, являясь магматическими породами, могли внедряться интрузивным путем (при минимальном изменении окружающих пород) и вместе с тем являться тыловой зоной частичного плавления метасоматических пород магматической стадии, в частности пород железорудного комплекса.

    Если ковдорские карбонатиты имеют магматическую природу, то их состав должен соответствовать эвтектическому. Для кальцитовых карбонатитов 1-го подтипа этот критерий выполняется. Содержание апатита, флогопита и магнетита в их составе выдержанно и в сумме составляет 15-20%. Е.М. Эпштейн (1994) показал, что точки составов карбонатитов концентрируются близ точки содержанием CO₂ ок. 35%, что отвечает ~75-80% кальцита, а такой состав близок к эвтектическому, установленному экспериментально (Moore, Wood, 1998; Lee, Wyllie, 1996, 1998).

    Метасоматическая природа пород железорудного комплекса и магматическая стадия его образования доказываются зональным строением и закономерной зависимостью их состава от состава вмещающих пород. От внешних к внутренним зонам происходит увеличение содержание CaO и уменьшение содержания SiO₂ (стремление к составу карбонатитов), а Al₂O₃ привносится при замещении существенно оливиновых пород или частично выносится из богатых им замещаемых пород (ийолитов, слюдитов ). Поведение железа и фосфора частично или целиком привносимых растворами, фильтрующимися через карбонатитовые магмы, по-видимому, определяется дополнительными осаждающими факторами (геохимическими барьерами): их содержание достигает максимума в средних зонах Главного рудного тела (апатит-форстерит-магнетитовых рудах) и затем уменьшается к карбонатитовой (тыловой) зоне. Важно отметить, что фоскориты и кальцит- магнетитовые руды 1-го подтипа никогда не развиваются по кальцитовым карбонатитам 1-го подтипа, кристаллизовавшимся из активных магм. На формирование кальцит-магнетитовых руд 1-го подтипа в магматический этап также указывает флогопитовая кайма вокруг форстерита замещаемых фоскоритов или других оливинсодержащих пород. Магматический источник и характер метасоматизирующих флюидов, отделившихся от карбонатитовой магмы, демонстрируется их способностью переносить Al, который, как хорошо обосновано работами Д.С. Коржинского и его последователей, иммобилен в послемагматических процессах. Ослюденение вмещающих пород, в том числе оливинсодержащих, является характерным признаком многих предположительно магматических карбонатитов (Глаголев, 1965; Лапин, 1982; Чернышева, 1981).

    Сейчас распространенной точкой зрения на происхождение карбонатитовых магм является ликвационная, согласно которой карбонатитовые и нефелинсиенитовые расплавы имеют ликвационные соотношения (Маракушев, Сук, 1998; Lee, Willie, 1998 и др.). Хорошо известно, что в контакте с нефелинсодержащими магматическими породами оливинсодержащие подвергаются флогопитизации, что связано с высокой активностью K₂O и повышенным содержанием Al₂O₃ в растворах магматических нефелиновых сиенитов. Все интенсивные параметры (например, химические потенциалы всех компонентов и, в частности, mK₂O) должны быть выравнены и одинаковы в ликвационно связанных карбонатитовых, нефелин-сиенитовых расплавах и общей с ними флюидной фазе, хотя относительные содержания компонентов в каждой фазе могут значительно различаться. Поэтому, ослюденение оливинсодержащих пород в связи с карбонатитами может использоваться как критерий их магматического генезиса и ликвационных соотношений с нефелиновыми сиенитами. Заметим, что при послемагматической карбонатизации (карбонатиты и кальцит-магнетитовые руды 2-го подтипа, доломитовые и редкометальные карбонатиты Ковдора) или в магнезиальных скарнах магматического этапа в связи с магмами нормальной щелочности (гранитоидные, базальтоидные, ) форстерит в ассоциации с кальцитом не флогопитизирован.

    Одной из главных особенностей зональности Главного рудного тела является изменение от зоны к зоне количественного, но не качественного минерального состава. При этом границы между зонами достаточно резкие (Эпштейн, 1994). Лишь в кальцит-магнетитовых рудах 1-го подтипа исчезает форстерит (замещаемый флогопитом). В рамках классической теории метасоматоза (Коржинский, 1982) этому факту объяснения нет. Тем не менее Д.С. Коржинский (1953) рассмотрел случай инфильтрационного метасоматоза при температурном градиенте, благодаря которому может изменяться растворимость минералов вдоль метасоматической колонки. Очевидно, что возможен градиент и любого другого интенсивного параметра вдоль колонки, например фугитивности кислорода. На рис.4 показан случай прохождения через максимум растворимости s минерала B в средних зонах колонки, при этом в сечении F5 наблюдается достаточно резкая граница между породами с разным количественным соотношением A и B. О реальности подобного механизма может свидетельствовать прохождение через максимум содержания апатита в средних зонах Главного рудного тела (ср. с поведением B на рис.4).

    Кроме пород железорудного комплекса, сформированных в магматический этап, в Ковдорском месторождении присутствуют породы послемагматического этапа: кальцит-магнетитовые руды 2-го подтипа, магнетит-редкометальные и доломит-магнетитовые руды. Все они имеют гнездовое строение с мономинеральными гнездами карбоната, окруженными друзовой оторочкой магнетита. Формирование мономинеральных зон является характерной чертой метасоматитов послемагматического этапа (Коржинский, 1955). В кальцитовых карбонатитах 2-го подтипа форстерит является обычным, равновесным с кальцитом, минералом, поэтому этот парагенезис можно использовать как индикатор образования карбонатитов послемагматического этапа. Некоторые исследователи (Эпштейн, 1994) считали гнездовые кальцит-  магнетитовые руды тыловой зоной метасоматической колонки Главного рудного тела. Однако эти руды формируются не только по любым породам Главной рудной залежи, но и во вмещающих слюдяно- клинопироксеновых породах. В последнем случае вокруг них развиты существенно форстеритовые породы без апатита, что доказывает существенный привнос фосфора только в магматический этап. Привнос железа, по-видимому, также осуществлялся только в магматический этап, а в постмагматический происходило только его переотложение, как и апатита.

    Таким образом, привнос рудных элементов наиболее логично связать с трансмагматическими флюидами, способными переносить рудные компоненты (Зотов, 1980, Korzhinskii et al., 1984) и равновесными с карбонатитовым расплавом. При вступлении флюидов карбонатитовых магм во вмещающие породы, по-видимому, происходит повышение в них фугитивности кислорода и активности кальция за счет кислотно-основного взаимодействия компонентов в соответствии с принципом Д.С. Коржинского (1959), что и вызывает метасоматическое отложение рудных компонентов (железа в виде магнетита и фосфора в виде апатита) в отдельных местах колонки метасоматитов магматической стадии процессов карбонатизации.

    Из приведенного в этой главе материала вытекает 1-ое защищаемое положение.

далее>>