Флогопитовый комплекс представлен
оливин-флогопит-диопсидовыми породами,
слагающими полукольцевую зону в северной части
массива мощностью от 0.1-0.2 до 1.0-1.5 км и
протяженностью до 5 км (Терновой и др., 1969).
Флогопитовая залежь имеет крутое падение на
северо-запад и север (к периферии массива) под
углами 70-80о (Терновой и др., 1969). Большая
часть флогопитоносного полукольца сложена
мелко- среднезернистыми
оливин-флогопит-диопсидовыми породами, в которых
встречаются отдельные линзы и жилы, сложенные
гигантозернистыми и пегматоидными породами
такого же состава. В центральных частях наиболее
крупных таких гнезд развиты флогопит-оливиновые,
оливиновые и апатит-оливиновые породы (ядра
гнезд). В южной (вогнутой) части полукольца
оливин-флогопит-диопсидовые породы сменяются
ослюденелыми и пироксенизированными
оливинитами. В северной (выпуклой) части
структуры флогопит- оливин-диопсидовые породы
сменяются гастингсит-кальцит-диопсидовыми и,
реже, флогопит-диопсид- кальцитовыми породами,
которые, в свою очередь, непосредственно
контактируют с мелилитовыми породами (Терновой и
др., 1969).
Главнейшие типы пород
флогопитового комплекса
Во флогопитовом месторождении можно
выделить две зоны сильно различающихся по
петрографическому разнообразию пород и
однородности геологического строения: южный
фланг, центральные зоны и северный фланг
месторождения.
Центральная часть полукольца
флогопитоносных пород сложена в основном мелко-
среднезернистыми до крупнозернистых
оливин-флогопит-диопсидовыми породами. Они
характеризуются крайней неоднородностью
минерального состава: содержание оливина 0-40%
(обычно 30-40%), флогопита 30-90% (обычно 30-40%), диопсида
30-60%, апатита 0-15%, магнетита 5-10%. В
оливин-флогопит-диопсидовых породах наблюдается
некоторое увеличение содержания флогопита от
внутренней части флогопитоносного кольца
(прилегающей оливинитам) к его внешней части
(прилегающей к мелилитовым породам) (Терновой и
др., 1967). Среди мелко- и среднезернистых
оливин-флогопит-диопсидовых пород нередко
встречаются реликтовые участки
оливин-слюдяно-клинопироксеновых пород этапа
ийолитизации. Последние макроскопически
отличаются от пород флогопитового комплекса по
составу, цвету и строению минералов (см. ниже). Для
центральных зон месторождения также характерно
развитие жил и гнезд гигантозернистых пород
(размер кристаллов до 15 м) флогопитового
комплекса (Терновой и др., 1969). Большая часть
гигантозернистых жил недифференцирована, то
есть сложена равномерноразмещенными по телу
залежи флогопитом, оливином и диопсидом
(Краснова, 1994). Но наиболее крупные жилы и гнезда
(в том числе Главная флогопитовая залежь)
обладают четким зональным строением (Терновой и
др., 1967): от периферии к центру
оливин-флогопит-диопсидовые породы сменяются
оливин-флогопитовыми и затем апатит-оливиновыми
породами. Наиболее существенные концентрации
апатита приурочены к верхним частям гнезд
(Краснова, 1972), нередко он отчетливо развивается
по оливину, диопсиду, флогопиту. В зальбандах
пегматоидных гнезд иногда присутствует оторочка
мономинерального диопсида, сменяемая внутрь
гнезда зоной мономинерального флогопита (каждая
зона мощностью в одно зерно размером до 10-15 м)
(Терновой и др., 1969). Краснова (1972) установила, что
рост кристаллов в зальбандах происходил от
контактов перпендикулярно им.
На южном фланге флогопитового
месторождения оливин-флогопит-диопсидовые
породы сменяются диопсидизированными и
флогопитизированными оливинитами, которые затем
совершенно постепенно переходят в практически
неизменные оливиниты.
Северный фланг флогопитового
месторождения имеет исключительно сложное
строение и состав. Большую его часть слагают
существенно мелилитовые породы (с оливином,
клинопироксеном, флогопитом, ранним крупным
монтичеллитом), содержащие блоки
оливин-слюдяно-клинопироксеновых и слюдяно-
клинопироксеновых пород. Иногда мелилитовые
породы представлены линзами и прожилками в
слюдяно-клинопироксеновых и клинопироксеновых
породах. На северном фланге месторождения широко
распространены дайки полевошпатовых ийолитов,
ийолитов и нефелиновых сиенитов. Практически все
породы северного участка сильно изменены: по
существенно мелилитовым породам развиты
гастингсит-кальцит-диопсидовые и
флогопит-кальцит-диопсидовые породы; по
слюдяно-клинопироксеновым -
флогопит-диопсидовые породы; по
оливин-слюдяно-клинопироксеновым -
оливин-флогопит-диопсидовые; ийолитовые дайки
нередко подвержены амфиболизации и ослюденению.
Оливин-флогопит-диопсидовые породы
имеют мелко- среднезернистую стурктуру, для них
характерны очень сильные вариации состава,
обусловленные неравномерной
перекристаллизацией минералов и
неоднородностью исходных
слюдяно-клинопироксеновых пород, состав которых
варьирует от малослюдяных разновидностей до
практически мономинеральных слюдитов. Эти
породы содержат апатит, но редко в существенных
количествах (первые проценты, до 5-10%), что
отличает их от похожих пород центральных частей
флогопитового месторождения. В целом же по
составу они сходны с
оливин-флогопит-диопсидовыми породами
центральной зоны месторождения, что может
свидетельствовать об общности их генезиса и
времени образования.
В контакте флогопит-диопсидовых или
оливин-флогопит-диопсидовых пород с существенно
мелилитовыми породами обычно развиты породы
гастингсит-кальцит-диопсидового или, реже,
флогопит-кальцит- диопсидового состава. Оба типа
пород развиваются по мелилитовым породам и
нередко получают площадное распространение.
Появление гастингсит-кальцит-диопсидовых или
флогопит-кальцит-диопсидовых пород в тесной
пространственной связи с флогопит-диопсидовыми
и оливин-флогопит-диопсидовыми породами может
говорить об их генетической связи и
одновременности с последними. Это отмечал еще
В.И. Терновой (Терновой и др., 1969).
Гастингсит-кальцит-диопсидовые породы сложены
гастингситом (30-50%), диопсидом (50-60%), кальцитом
(10-20%), магнетитом и апатитом (< 5%).
Флогопит-кальцит-диопсидовые породы наибольшее
развитие получили в зоне перехода от северного
фланга флогопитового месторождения к его
центральным зонам и здесь реликтовые блоки
мелилитовых пород неизвестны.
Флогопит-кальцит-диопсидовые породы
сложены флогопитом (20-40%), диопсидом (50-70%),
кальцитом (10-20%), магнетитом и апатитом (< 5%). Как в
гастингсит-кальцит-диопсидовых, так и во
флогопит кальцит-диопсидовых породах нередко
появляется монтичеллит и гранат, относимые к
более поздней скарноподобной ассоциации (см.
ниже). Об этом свидетельствует, в частности, очень
неравномерное новообразование этих минералов в
рассматриваемых породах. В них нередко
встречаются крупные реликтовые кристаллы
оливина, грязно-зеленого клинопироксена и бурого
флогопита (до 5-10 см). Оливин никогда не
контактирует непосредственно с гастингситом и
отделен от гастингситсодержащей породы
флогопит-диопсидовой зонкой.
Наибольший интерес представляют
взаимоотношения флогопит-кальцит-диопсидовых и
гастингсит-кальцит-диопсидовых пород, поскольку
оба типа пород развиты по одним и тем же
(мелилитовым) породам. В.И. Терновым (1969) описаны
реликтовые блоки гастингсит-кальцит-диопсидовых
пород среди флогопит-кальцит-диопсидовых. Также
известны редкие гнезда
флогопит-кальцит-диопсидовых пород среди
гастингсит-кальцит-диопсидовых, так и развитие
флогопита по гастингситу. Это свидетельствует о
более позднем образовании
флогопит-кальцит-диопсидовых пород по отношению
к гастингсит-кальцит- диопсидовым.
Измененные дайки ийолитов залегают
среди гастингсит-кальцит-диопсидовых и, реже,
оливин-флогопит-диопсидовых пород. В изменных
дайках нефелин полностью замещен канкринитом, а
клинопироксен приобретает пятнистое строение,
что связано с замещением первичномагматического
эгирин-диопсида даек метасоматическим
диопсидом. В них также развиты отдельные гнезда,
сложенные флогопит-канкринит-гастингситовым
агрегатом (вся дайка практически никогда не
бывает полностью замещена таким агрегатом). О
точном исходном минеральном составе даек судить
невозможно (были ли это ийолиты или
полевошпатовые ийолиты) из-за их сильной
измененности.
В отличие от даек ийолитов, дайки
нефелиновых сиенитов только цеолитизированы.
Вокруг них флогопит-диопсидовые породы
подвергаются интенсивному изменению - флогопит
становится более железистым (вплоть до биотита),
диопсид замещается эгирин-диопсидом. Такие
соотношения позволяют предположить более
позднее формирование даек нефелиновых сиенитов
по отношению к породам флогопитового комплекса.
В.И. Терновой (1969) и Н.И. Краснова (1994) также
указывают на более позднее образование по
отношению к породам флогопитового комплекса
даек полевошпатовых ийолитов (рассекают
гигантские кристаллы диопсида).
На флогопитовом месторождении
широко распространены жилы, пересекащие породы
флогопитового комплекса. Последовательность
формирования этих жил устанавливается по их
взаимному пересечению и замещению одних
минеральных ассоциаций другими. Большинство
поздних прожилков развиты в центральной зоне
флогопитового месторождения. Выделяются 4
названные ниже типа таких жил (от ранних к
поздним):
Апатит-оливиновые жилы с магнетитом и флогопитом имеют мелкозернистую
структуру (в отличие от гигантозернистых пород ядра Главной флогопитовой залежи).
Эти жилы рассекают оливин-флогопит- диопсидовые породы. Наиболее четко поздний
характер жил по отношению к породам флогопитового комплекса виден при рассечении
ими гигантских кристаллов диопсида в центральных частях флогопитового месторождения.
Наиболее распространены
апатит-оливиновые и оливиновые прожилки с
тетраферрифлогопитом. Обычно в них апатита
немного (<5%), но появляется кальцит (5-10%). В их
центральных частях развиты кальцитовые гнезда с
тетраферрифлогопитом и оливином. На контакте
таких прожилков с диопсидом обычно развита
поздняя кальцит-рихтеритовая кайма.
Иногда в оливиновых прожилках с
тетраферрифлогопитом, карбонатами, апатитом и
рихтеритом также появляются минералы гр. гумита
(гумит, клиногумит). В этих прожилках, в отличие от
предыдущих типов, рихтерит распространен не
только на контакте с диопсидом, но и по всей массе
прожилка. Поэтому рихтерит можно считать
минералом входящим в парагенезис с оливином. В
центральной части жил обычны кальцитовые гнезда
с рихтеритом и тетраферрифлогопитом, реже
минералами гр. гумита.
Редки
рихтерит-тетраферрифлогопит-доломитовые и
серпентин-тетраферрифлогопит-доломитовые
гнезда, они встречаются исключительно в
центральных частях прожилков предыдущих типов.
Гастингсит-кальцит-диопсидовые,
флогопит-кальцит-диопсидовые и флогопит
диопсидовые породы, подобные породам
флогопитового комплекса, встречаются и в
железорудном месторождении, но развиты очень
локально. Установлено, что они пересекаются
апатит-форстеритовыми породами железорудного
комплекса, то есть сформированы раньше.
Таким образом, Ковдорское
флогопитовое месторождение в целом имеет очень
неоднородное строение, что связано с большим
разнообразием замещаемых исходных пород.
Большая часть флогопитового месторождения
сформирована по алюмосиликатным метасоматитам,
развитым на контакте оливинитов и пород
периферического щелочного кольца. Зональное
строение предшедствующих метасоматитов
определило и зональность флогопитового
месторождения: гастингсит-кальцит-диопсидовые и,
реже, флогопит-кальцит- диопсидовые породы на
северном фланге месторождения преимущественно
замещали мелилитовые породы, а
оливин-флогопит-диопсидовые породы остальной
части месторождения (в его центральной и южной
частях) развивались по зональным
оливин-слюдяно-клинопироксеновым породам.
Увеличение содержания флогопита в
оливин-флогопит-диопсидовых породах от южного
фланга к северному также, по-видимому, связано с
составом исходных
оливин-слюдяно-клинопироксеновых пород (в них
также наблюдается увеличение содержания слюды
при удалении от оливинитов и приближении к
ийолитам). Тем не менее, на флогопитовом
месторождении устанавливается и собственная
зональность. Она выражена в смене
оливин-флогопит- диопсидовых пород
флогопит-оливиновыми в ядре Главного
флогопитового тела.
Некоторые особенности состава
породообразующих минералов флогопитового
комплекса
Железо-магнезиальные слюды
флогопитового месторождения, как и
железорудного, являются хорошими
минералами-индикаторами смены условий
минералообразования. Для большинства пород
флогопитового месторождения характерен
макроскопически бурый и зеленый в шлифе флогопит
(f=8-18%), отличный от более ранней слюды
слюдяно-клинопироксеновых и мелилитовых пород (рис.3) темно-бурого до практически
черного цвета макроскопически и обладающей
коричневым цветом в шлифе (f=10-25%). Флогопит
флогопитового комплекса обладает специфическим
серебристым рисунком, связанным со сгущением
расслоений и включений вдоль дислокаций
(Краснова, 1972). Железистость флогопита из пород
фоскорит-карбонатитового комплекса (f=6-12%)
несколько ниже сравнительно с флогопитом
флогопитового комплекса (f=8-18%). В Главной
флогопитовой залежи обнаруживается некоторое
перераспределение слюды с образованием
мономинеральных друзовых оторочек в зальбандах
пегматоидных гнезд. В поздних существенно
оливиновых прожилках с карбонатными гнездами
появляется зеленый флогопит (f=6-8%), сменяемый
тетраферрифлогопитом - флогопитом с дефицитом Al
в тетраэдрической позиции и замещением его на Fe+3,
что приводит к возникновению у кристаллов обратной схемы адсорбции
(Римская-Корсакова и др., 1964). От более ранних к
поздним прожилкам количество
тетраферрифлогопитовой молекулы увеличивается
вплоть до образования практически чистого
тетраферрифлогопита в рихтерит-оливиновых
прожилках и гнездах с серпентином. Такие
особенности состава слюд флогопитового
месторождения сближают их со слюдами
железорудного месторождения.
Магнетит из пород флогопитового
комплекса, как и из пород железорудного комплеса,
имеет обильные структуры распада твердого
раствора магнетит-шпинель-ильменит. В целом
состав магнетита подобен магнетиту из
фоскоритов и кальцит-магнетитовых руд
железорудного комплекса по количеству в нем Al2O3
(1-2 мас.%) и содержит чуть больше TiO2 (3-5 мас.% в
сравнении с 1-3 мас.%). Магнетит флогопитового
комплекса отличается от магнетитов из
форстерит-магнетитовых руд по содержанию Al2O3
(0.5-1.5 мас.% в сравнении с 4-8 мас.%) и
магнетит-редкометальных и доломитовых руд по
содержанию TiO2 (3-5 мас.% в сравнении с 3-10 мас%).
На флогопитовом месторождении
выделяется 2 группы амфиболов: ранние амфиболы
гастингситового, реже паргаситового или
эденитового типа (по классификации Leake, 1998) и
поздние, рихтеритового типа. В их образовании
наблюдается отчетливый разрыв во времени,
поскольку первые появляются только в ранних
ассоциациях (гастингсит-кальцит-диопсидовых и
канкринит-флогопит-гастингситовых), вторые -
только в самых поздних
(рихтерит-тетраферррифлогопит-оливиновых,
карбонат-тетраферрифлогопит-рихтеритовых).
Оливины флогопитового комплекса
относятся к хризолитам и имеют более высокую
железистость (f=10-13%) по сравнению с оливинами
железорудного комплекса (f=5-10%), относящимся к
форстеритам. Оливины флогопитового комплекса
однородны и практически не содержат включений
других минералов, тогда как оливины из
оливинитов, оливин-мелилитовых пород,
оливин-слюдяно-клинопироксеновых пород
характеризуются включениями обильной сыпи зерен
магнетита, придающей таким оливинам
макроскопически черный цвет.
Клинопироксены флогопитового
комплекса относятся к диопсидам (f=3-12%, Al2O3<1
мас.%). В апатит-оливиновых прожилках встречаются
крупные кристаллы бадделеита.
Некоторые особенности строения
флогопитового месторождения
Таким образом, можно говорить о том,
что первоначальная концентрация слюды
флогопитового месторождения связана с процессом
образования слюдяных метасоматитов при
ийолитизации оливинитов, а при формировании
флогопитового комплекса происходила только
перекристаллизация и изменение состава ранее
образованных слюд - они становились более
магнезиальными. По-видимому, одновременно с
оливин-флогопит-диопсидовыми породами по
мелилитовым породам северного фланга
месторождения образовались
гастингсит-кальцит-диопсидовые метасоматиты. В
целом намечается общность минеральных
ассоциаций и состава минералов флогопитового и
железорудного месторождений, что может
свидетельствовать о возможном едином для них,
карбонатитовом, источнике флюидов.
Принципиальное отличие минеральных ассоциаций
двух комплексов заключается лишь в разном
содержании магнетита, что связано, по-видимому, с
его отложением близ источника флюидов (в рудном
фоскорит-карбонатитовом комплексе).
Из приведенного в этой главе
материала вытекает 2-ое защищаемое положение
далее>>
|
