773

Соколов С. В.

 

В пределах массива Ковдор (Кольский п-ов, Россия) расположены два крупных месторождения – флогопитовое и редкометалльно-апатит-магнетитовое [1, 3, 4].

Флогопитовое месторождение, залегающее между флогопит- и диопсидсодержащими оливинитами, мелилитолитами, пироксенитами и скарнами, слагается мелко-, средне- и крупнозернистыми диопсид-флогопит-оливиновыми породами, которые сменяют друг друга от периферии к центру. Крупнозернистые разновидности этих пород и приуроченные к ним жилообразные тела пегматоидов с промышленной слюдой составляют флогопитовый комплекс месторождения. В самом крупном теле (Главная флогопитовая залежь) в направлении от контактов к ядру выделяются зоны следующего состава: диопсид – флогопит – оливиновая – диопсидовая – диопсид – флогопитовая – оливин-флогопитовая – оливиновая и апатитовая.

Редкометально-апатит-магнетитовое месторождение, представляющее собой крутопадающее трубообразное тело, было сформировано на протяжении двух стадий, в каждую из которых возникали апатит-магнетитовые руды (фоскориты и другие породы) и аналогичные им по минеральному составу, генетически родственные кальцитовые карбонатиты, занимающие по отношению к рудам секущее положение [2]. Образования ранней стадии характеризуются зональным строением: на контакте с вмещающими пироксенитами, ийолитами и фенитами прослеживается зона слюдитов, за которыми следуют апатит-форстеритовые породы, фоскориты (апатит-форстерит-магнетитовые с блоками форстерит-магнетитового состава далее переходящие в кальцит-апатит-форстерит/флогопит-магнетитовые разновидности) и кальцит-магнетитовые породы. В телах редкометально-апатит-магнетитовых руд поздней стадии, состоящих из апатит-форстерит-магнетитовых и кальцит-апатит-клиногумит/тетраферрифлогопит-магнетитовых фоскоритов и кальцит-магнетитовых пород, четкой зональности не прослеживается.

Для рассматриваемых месторождений некоторые исследователи предполагают одновременность образования и гидротермально-метасоматическое происхождение, приписывают им одинаковый минеральный состав и вследствие этого считают генетически идентичными [3, 4]. Однако сравнительный анализ геолого-петрографических данных, рудоносности, химического и минерального состава руд, свойств слагающих минералов и особенностей захваченных ими включений обнаруживает многочисленные различия между этими месторождениями, противоречащие упомянутой гипотезе.

Геологические взаимоотношения свидетельствуют [1, 3], что все породы флогопитового комплекса (в том числе оливиновое ядро) и апатит-форстерит магнетитовые фоскориты ранней стадии последовательно секутся жилами полевошпатовых ийолитов и кальцитовых карбонатитов с форстеритом и/или зеленым флогопитом, которые широко распространены на апатит-магнетитовом месторождении. Следовательно, кальцит-магнетитовые руды и карбонатиты ранней стадии и все породы поздней стадии, формировались, по всей вероятности, позднее флогопитового месторождения.

Рудная специализация месторождений очень контрастна – на одном сырьем является флогопит, тогда как комплексные руды другого месторождения служат источником Fe (магнетит), P (апатит), Zr (бадделеит), а в потенциале также Nb и Ta (пирохлор, гатчеттолит, циркелит).

Разная рудоносность месторождений отражает их химико-минералогическое различие. Флогопитовые руды по составу относятся к силикатным породам, а редкометалльно-апатит-магнетитовые руды представляют собой силикат-фосфат-оксидные и преимущественно карбонатные образования. Как результат, они различаются по содержанию петрогенных элементов и минеральными ассоциациями (табл. 1).

Состав пород флогопитового месторождения в основном представлен оливином, диопсидом, флогопитом. Апатит становится главным породообразующим минералом в апатитовой породе, приуроченной к апикальной части оливинового ядра Главной залежи, в кальцитовых гнездах которого появляется доломит. Хотя в отдельных зонах соотношения между минералами могут сильно варьировать, в общем, породы флогопитового комплекса слагаются единым первичным парагенезисом.

Качественный состав всех минеральных типов апатит-магнетитовых руд и карбонатитов каждой стадии практически совпадает. Основные изменения в образованиях поздней стадии обусловлены появлением тетраферрифлогопита (вместо зеленого флогопита), клиногумита и редкометальных минералов (пирохлора, гатчеттолита, циркелита и второй генерации бадделеита). Карбонатиты отличаются от фоскоритов только присутствием разновидностей с диопсидом.

Необходимо отметить, что зональность, проявленная в рудных телах обоих месторождений, не является метасоматической, поскольку, с одной стороны, в направлении от передовых зон к тыловым не происходит закономерной смены минеральных парагенезисов, а с другой, структуры руд дают немало примеров не одновременного, а последовательного выделения ассоциирующих фаз.

Одноименные минералы сравниваемых месторождений проявляют существенные различия в содержаниях и соотношениях видообразующих и типоморфных примесных элементов (табл. 2).

Особенностью оливинов флогопитового месторождения являются структуры распада твердого раствора – двухфазовые диопсид-магнетитовые и пластинчатые либо скелетные выделения магнетита. Структуры распада в виде закономерно ориентированных удлиненных ламелей магнетита также установлены нами в пегматоидном диопсиде флогопитового комплекса. В то же время в форстеритах из всех разновидностей апатит-магнетитовых руд и карбонатитов, как и в диопсиде из карбонатитов, структуры распада отсутствуют. Вследствие этого различаются ЭПР свойства сравниваемых оливинов и форстеритов. Полученные на наших образцах М.Я. Щербаковой (ИГиГ, Новосибирск) спектры ЭПР оливинов из флогопитоносных пород содержат широкие линии в области эффективных g-факторов 3.3 (связан с наличием в оливине неструктурных микровключений магнитной Fe-содержащей фазы – магнетит продуктов распада) и 2.2 (указывает на изоморфную примесь иона Fe³⁺). На спектрах форстеритов из фоскоритов и карбонатитов отчетливо проявлены только узкие линии с g_эф = 2.2, что свидетельствует о вхождении трехвалентного железа в структуру минерала.

Спектры рентгенолюминесценции апатитов изученных руд (получены и интерпретированы В. А. Рассуловым, ВИМС), обладающие полосами свечения оптически-активных центров Ce³⁺ (380-390 нм), Dy³⁺ (478 и 572 нм), Sm³⁺ (560, 595 и 640 нм) и Mn²⁺ (592-596 нм), характеризуются рядом отличий, которые проявляются в повышенной интенсивности свечения (особенно марганцевой полосы) у апатита из фоскорит-карбонатитовых пород и в более широком наборе центров свечения РЗЭ у апатита флогопитового месторождения.

Результаты изучения первичных включений в породообразующих минералах (данные Н. И. Красновой, Ю. А. Михайловой, В. Ю. Прокофьева и автора) показали, что кристаллизация рудных парагенезисов на обоих месторождениях происходила из флюидосодержащих магматических систем, но при разных физико-химических параметрах: 1) максимальные температуры гомогенизации (Т_гом^оС) расплавных включений в оливине (970) и апатите (910) флогопитовых руд выше, чем в форстерите (900 и 850) и апатите (790 и 750) фоскоритов и карбонатитов, соответственно; для диопсида из флогопитового комплекса и карбонатитов соотношения обратные (810 и 870); 2) флюидные включения в апатите флогопитоносных пород характеризуются большей вариативностью фазового состава и типов гомогенизации (в газ, жидкость или флюид), а также более высокими Т_гом (до 720-750) по сравнению с апатитом другого месторождения, в котором гомогенизация включений происходила в фазу водного раствора до 450-480; 3) при формировании флогопитовых руд сосуществующая с расплавом флюидная фаза в целом обладала меньшей плотностью, вероятно, вследствие относительно низкого флюидного давления, которое в случае апатит-магнетитового месторождения достигало 4.5-5.15 кбар.

Дочерние фазы расплавных включений в одноименных минералах сравниваемых руд различаются качественным и количественным составом, а одинаковые фазы нередко и по химическим свойствам; вместе с данными таблиц 1 и 2 это может указывать на различные источники вещества. Так, для руд флогопитового месторождения предполагается связь с ультраосновными расплавами, подтверждаемая близостью их химического и минерального состава с подстилающими оливинитами, повышенными содержаниями никеля и величины отношения Ni/Co в оливине, флогопите, магнетите, а также хрома, титана и магния в магнетите; по этим характеристикам флогопитовые руды вполне сопоставимы с оливинитами и существенно различаются с породами фоскорит-карбонатитовой серии.

Главная флогопитовая залежь обладает рядом особенностей, которые с учетом приведенных результатов изучения включений в минералах позволяют отнести (вслед за Н. И. Красновой, 1972 г.) слагающие ее руды к своеобразным пегматитам – производным остаточных ультраосновных расплавов: 1) жилообразная форма тел, которые обладают достаточно четкими контактами с вмещающими породами; 2) зональное строение с обособлением в осевой части анхимономинеральных образований (в нашем случае – оливиновое ядро); 3) центростремительная последовательность формирования зон во времени, подтверждаемая структурами направленного роста; 4) гигантозернистое сложение, обусловленное геометрическим отбором при кристаллизации минеральных индивидов и обогащенностью пегматитового расплава летучими компонентами.

Для карбонатитов массива Ковдор (и, надо полагать, для пространственно сопряженных и родственных с ними фоскоритов) имеются доказательства генетической связи со щелочным магматизмом, основанные на петрографических данных, геохимии редких элементов, Sr-изотопии, термометрии и подкрепленные результатами экспериментальной петрологии. В частности, содержания типоморфных для фоидолитов и карбонатитов Nb, Ta, Zr, Sr, Ba, REE_Ce в рудах редкометалльно-апатит-магнетитового месторождения значительно превышают их концентрации в породах флогопитового комплекса.

Известно, что повышенное давление способно вызывать рост основности расплавов (растворов) и снижение железистости минералов. Замещение слабого основания Fe²⁺ более сильным основанием Mg²⁺ приводит к увеличению содержания форстеритового минала в оливине и магнезиоферритового минала в магнетите и говорит о понижении кислотности минералообразующей среды. Поэтому допустимо предположить, что апатит-магнетитовые руды, в отличие от флогопитовых, кристаллизовались в обстановке повышенной основности (щелочности).

Результаты экспериментов показывают, что в относительно восстановительных условиях в темноцветных минералах (оливин, флогопит) и Fe-шпинелидах снижается магнезиальность, а образование форстерита при температурах, меньших температур кристаллизации ультрабазитов, происходит только при повышенном парциальном давлении кислорода, которое способствует обильному осаждению магнетита. Таким образом, можно утверждать, что по сравнению с флогопитовым месторождением при формировании апатит-магнетитовых руд ранней стадии уровень кислородного потенциала был выше и еще более возрастал на поздней стадии образования фоскоритов и карбонатитов с тетраферрифлогопитом.

Изложенные в сравнительном аспекте геолого-петрографические и минералого-геохимические данные в сочетании с результатами изучения включений свидетельствуют о магматической природе руд флогопитового и редкометалльно-апатит-магнетитового месторождений Ковдорского массива, которые следует относить к разным генетическим типам.

 

Литература

1. Римская-Корсакова О.М., Краснова Н.И. Геология месторождений Ковдорского массива. С.-Пб.: Изд-во С.-Петербургского университета, 2002. 146 с.

2. Соколов С.В. Генетическое единство апатит-магнетитовых руд и карбонатитов щелочно-ультраосновных массивов. // Геохимия. 1983. № 3. С. 438-449.

3. Терновой В.И., Афанасьев Б.В., Сулимов Б.И. Геология и разведка Ковдорского вермикулит-флогопитового месторождения. Л.: Недра, 1969. 288 с.

4. Эпштейн Е.М. Геолого-петрологическая модель и генетические особенности рудоносных карбонатитовых комплексов. М.: Недра, 1994. 256 с.

 

 

Таблица 1

Химический (мас. %) и минеральный состав руд (литературные и авторские данные)

* В скобках – количество анализов. Полужирным шрифтом показаны главные минералы.

 

Таблица 2

Химические особенности минералов (литературные и авторские данные)

      * Оксиды даны в мас. %.

    ** В скобках – количество анализов.