Петрология железорудного и флогопитового месторождений Ковдорского массива

Глава IV. Флогопитовый комплекс

    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 70-80^о (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>>