Содержание к диссертации
Введение
1. Щелочно-ультраосновные кольцевые интрузивы и их эволюция 11
1.1. Краткая характеристика ультраосновной-щелочной формации 11
1.2. Главнейшие гипотезы образования щелочно-ультраосновных массивов 12
1.3. Краткая характеристика эволюции магматизма кольцевых платформенных интрузивов с ультрамафитовым ядром (в том числе щелочно-ультраосновных) 14
2. Геологическое строение Ковдорского массива 22
2.1. История изучения Ковдорского массива 22
2.2. Геологический очерк Ковдорского массива 27
2.3. Ультрамафитовые породы ядра массива 34
2.4. Щелочные породы 35
2.5. Метасоматиты магматического этапа, связанные со щелочными породами 39
2.6. Волластонит-нефелин-меланит-клинопироксеновые, апатит-сфен-биотит-клинопироксен-нефелиновые породы, слюдиты 49
2.7. Флогопитовый комплекс 53
2.8. Рудный фоскорит-карбонатитовый комплекс 54
2.9. Скарноподобные породы 55
2.10. Апатит-франколитовые породы 55
2.11. Дайки регионального развития (II этапа) 55
2.12. Схема последовательности формирования пород Ковдорского массива 57
3. Рудный фоскорит-карбонатитовый комплекс 58
3.1. Железорудный комплекс 58
3.1.1. Геологическое положение железорудного комплекса в структуре Ковдорского массива 58
3.1.2. Петрографические типы пород железорудного комплекса, их геологические взаимоотношения друге другом 61
3.1.3. Общая зональность железорудного месторождения 82
3.2. Карбонатиты 88
3.2.1. Геологическое положение карбонатитов в Ковдорском массиве 88
3.2.2. Петрографические типы карбонатитов, их геологические взаимоотношения друг с другом 88
3.2.3. Геологические взаимоотношения карбонатитов с породами железорудного комплекса 91
3.2.4. Геологические взаимоотношения карбонатитов с нефелиновыми сиенитами 91
3.3. Породообразующие минералы рудного фоскорит-карбонатитового комплекса 92
3.4. Некоторые вопросы генезиса рудного фоскорит-карбонатитового комплекса 103
4. Флогопитовый комплекс 111
4.1. Геологическое положение флогопитового комплекса в структуре Ковдорского массива 111
4.2. Петрографические типы пород флогопитового месторождения, их геологические взаимоотношения друг с другом 111
4.2.1. Породы флогопитового комплекса южного фланга и центральных зон флогопитового месторождения 111
4.2.2. Породы северного фланга флогопитового месторождения 114
4.2.3. Поздние существенно оливиновые прожилки 122
4.2.4. Гастингсит-кальцит-диопсидовые, флогопит-кальцит-диопсидовые и оливин-флогопит-диопсидовые породы в железорудном месторождении 127
4.3. Общая зональность и последовательность формирования пород флогопитового месторождения 127
4.4. Породообразующие минералы флогопитового месторождения 128
4.5. Некоторые вопросы строения и генезиса флогопитового месторождения 131
5. Сопоставление минеральных ассоциаций флогопитового и железорудного месторождений 133
5.1. Поведение элементов при формировании флогопитового и железорудного месторождений 133
5.2. Зависимость минеральных фаций пород флогопитового и железорудного месторождений от температуры и химического потенциала магния 134
5.3. Последовательность образования минеральных ассоциаций флогопитового и железорудного месторождений 136
5.3.1. Минеральные ассоциации флогопитового месторождения 136
5.3.2. Минеральные ассоциации железорудного месторождения 140
6. Скарноподобные породы 142
6.1. Геологическое положение скарноподобных пород 142
6.2.Закономерности развития минералов скарноподобной минеральной ассоциации 143
6.2.1. Развитие монтичеллита и андрадита в мелилитовых породах 143
6.2.2. Развитие монтичеллита и андрадита во флогопит-кальцит-диопсидовых породах 145
6.2.3. Развитие монтичеллита и андрадита в гастингсит-кальцит-диопсидовых породах 145
6.2.4. Развитие монтичеллита и андрадита по оливин-флогопит-диопсидовьш породам (породам флогопитового комплекса) 147
6.2.5. Развитие монтичеллита и андрадита в оливин-слюдяно-клинопироксеновых породах 147
6.2.6. Андрадит-флогопит-монтичеллитовые и флогопит-монтичеллитовые породы из центральных частей зональных жилок 147
6.2.7. Андрадит-монтичеллит-гастингситовые породы 150
6.2.8. Развитие андрадита и флогопит-андрадитовых агрегатов по дайкам ийолитов и нефелиновых сиентов 150
6.2.9. Развитие флогопит-монтичеллитовых и андрадит флогопит-монтичеллитовых пород на контакте кальцитовых карбонатитов и существенно клинопироксеновых пород 150
6.2.10. Скарноподобные породы с везувианом 150
6.3. Минералы скарноподобной ассоциации 151
6.4. Некоторые генетические аспекты происхождения скарноподобной минеральной ассоциации 151
6.5. Гидромелилитовые породы 154
Заключение 155
Список литературы 157
Приложения 168
- Геологический очерк Ковдорского массива
- Породообразующие минералы рудного фоскорит-карбонатитового комплекса
- Минеральные ассоциации флогопитового месторождения
- Некоторые генетические аспекты происхождения скарноподобной минеральной ассоциации
Геологический очерк Ковдорского массива
Ковдорский массив имеет неправильную форму, приближающуюся к эллиптической. Его общая площадь составляет 37 кв. км (Кухаренко и др., 1965). Согласно геохронологическим данным (Кононова и др., 1968; Кононова, Свешникова, 1971; Баянова и др., 1997) массив формировался в интервале 600-380 млн. лет (возраст 600 млн. лет приводится для оливинитов, тогда как для большинства щелочных пород, фоскоритов и карбонатитов он составляет 380-420 млн. лет). Ковдорский массив прорывает складчатую толщу беломорской серии верхнего архея - нижнего протерозоя, сложенную биотитовыми, амфиболовыми гнейсами и амфиболитами (рис. 6). Этот массив приурочен к северовосточному крылу Енско-Лоухского синклинория. Толщи гнейсов беломорской серии имеют в этом районе северо-западное простирание (рис. 6), а общая структура их осложнена складками второго и третьего порядков. В осевой части одной из таких антиклинальных структур второго порядка и расположен Ковдорский массив (Краснова, Соколова, 1978).
Локализация Ковдорского массива в складчатой толще беломорид контролируется сочетанием разломов первого и второго порядков. Так, согласно представлениям А.А.Кухаренко (1967) и О.Б.Дудкина, Ф.П.Митрофанова (1993), этот массив приурочен к протяженной зоне сквозьструктурных разломов северо-восточного простирания (рис. 5), пересекающей под прямым углом архейские и протерозойские структуры. Расположение Ковдорского массива, а также других массивов каледонской щелочно-ультраосновной формации в пределах этой зоны контролируется глубинными разломами второго порядка, сопряженными с главной северо-восточной системой (Краснова, Соколова, 1978).
В контакте со щелочными породами и карбонатитами Ковдорского массива по вмещающим гнейсам беломорской серии развиты фениты. Мощность фенитового ореола составляет от 0.5-1 км на севере до 2-3 км на юге массива.
Геофизическими работами установлено, что Ковдорский массив имеет воронкообразную форму и прослеживается на глубину до 7-10км (Цирюльникова и др., 1968). Он имеет эруптивные контакты с вмещающими породами. Северный контакт массива круто падает к центру массива, юго-западный более пологий и падает от массива (Краснова, Соколова, 1978). Об этом свидетельствует также увеличение мощности ореола фенитизации вмещающих пород вблизи всего южного контакта интрузива. Эти данные говорят о том, что верхняя часть Ковдорского массива наклонена к северу и залегает более согласно с напластованием вмещающих пород в северо-восточном крыле Енско-Лоухского синклинория, чем на западе, востоке и юго-западе, где складчатые структуры архейских гнейсов резко секутся плоскостью контакта массива. Ассиметричное положение магмоподводящего канала отразилось и в размещении полукольцевых разломов - они развиты в раме преимущественно к северу от массива (рис. 7), т.е. в участках, испытавших максимальные напряжения со стороны внедрявшейся магмы (Краснова, Соколова, 1978).
Строение Ковдорского массива отчетливо кольцевое (рис. 6), что обусловлено последовательным внедрением тяготеющих к единому центру различных по составу интрузивов и сопровождающими их явлениями метасоматоза. В сложении массива наряду с интрузивными участвуют и метасоматические породы, на долю которых приходится не менее половины всей площади современного эрозионного среза (Терновой и др., 1969) (рис. 6).
Центральная часть массива сложена оливинитами, которые являются его древнейшими образованиями. В настоящее время они занимают площадь около 8 кв. км, но судя по обилию реликтов среди других пород массива, занимали практически всю площадь массива. К периферии массива количество и размеры реликтов оливинитов уменьшаются (Терновой и др., 1969).
В южной части массива выходит тело якупирангитов (рис. 6). Якупирангиты обычно подвержены сильному ослюденению вплоть до образования титаномагнетит-слюдяных, слюдяных жил и слюдитов (глиммеритов).
Периферическая зона массива сложена щелочными породами, представленными мельтейгит-ийолитами, реже турьяитами. Турьяиты развиты исключительно в северной части щелочного кольца и имеют сложные взаимоотношения с мельтейгит-ийолитами. Фактически наблюдается незакономерное чередование зон турьяитов и мельтейгит ийолитов (рис. 6). Кроме того, турьяиты слагают обособленное тело на востоке массива (г. Высокая). Согласно В.И.Терновому (1969), турьяиты сформированы позже мельтейгит-ийолитов.
Между оливинитами и щелочными породами развито кольцо шириной до 3 км пестрых по составу пород, возникших при магматическом замещении ийолитами и турьяитами оливинитов. Наиболее широко распространены слюдяно-клинопироксеновые породы. К центру массива они всегда сменяются пироксенизированными и слюдитизированными оливинитами, а к перифеии нередко переходят в нефелин клинопироксеновые породы. Эти породы секутся дайками ийолитов (Терновой и др., 1969).
Клинопироксен-мелилитовые, слюдяно-клинопироксен-мелилитовые и другие мелилитсодержащие породы наиболее развиты в северной части массива и пространственно приурочены к контакту турьяитов с оливинитами или слюдяно-клинопироксеновыми породами. В них обычны реликты слюдяно-пироксеновых пород, оливинитов и магнетит-монтичеллитовых пород. Монтичеллититы всегда развиты на контакте существенно мелилитовых пород с оливинитами. Мощность зоны монтичеллититов варьирует в широких пределах, достигая сотен метров. Иногда она полностью отсутствует, тогда существенно мелилитовые породы сменяются непосредственно мелилитизированными оливинитами и оливинитами (Терновой и др., 1969).
В северо-западной части массива, между оливинитами и мелилитовыми породами развиты крупно- и гигантозернистые флогопит-диопсид-оливиновые породы, называемые породами флогопитового комплекса. С ними связано крупное флогопитовое месторождение. В контакте с этими породами мелилитовые породы интенсивно преобразованы и замещены диопсид-кальцит-гастингситовой ассоциацией. Кроме того, в мелилитовых и кальцит-диопсид-гастингситовых породах обычно развита скарноподобная монтичеллит-андрадитовая ассоциация (Лапин, 1965).
В юго-западной части массива выходит тело апатит-форстерит-магнетитовых (фоскоритов) и кальцит-магнетитовых руд, называемое на месторождении железорудным или рудным комплексом (Главное рудное тело). С ним связано крупное апатит-бадделеит-магнетитовое месторождение. Фоскоритовое тело залегает среди ийолитов, нефелин-клинопироксеновых и слюдяно-пироксеновых пород. Оно вытянуто в меридиональном направлении. К югу-западу от основного тела наблюдается серия мелких линейно вытянутых тел фоскоритов.
Фоскориты пересечены телами кальцитовых карбонатитов с зеленым флогопитом и апатитом. Но наибольшее развитие карбонатиты получили юго-западнее фоскоритового тела, на г. Пилькома-Сельга. Здесь карбонатиты залегают среди фенитов и занимают площадь около 2 кв. км. Карбонатиты в виде маломощных жил (до первых метров) также развиты на севере массива среди ийолитов, оливинитов, мелилитовых пород, слюдяно пироксеновых пород, пород флогопитового комплекса. В юго-восточной части массива выходят эгирин-кальцитовые карбонатиты с бурым флогопитом и сфеном. Доломитовые карбонатиты развиты исключительно в пределах Главного рудного тела или в непосредственной близости от него.
Франколитовые брекчии развиты в юго-западной части массива. Г.С. Курбатова и В.И. Терновой (Курбатова и др., 1972; Терновой и др., 1976) относили эти образования к коре выветривания. Но Н.И.Красновой (1989) на геологическом и петрографическом материале было показано, что франколитовые брекчии имеют эндогенный генезис и завершают формирование карбонатитов.
В Ковдорском массиве широкое развитие получили дайки нефелиновых сиенитов и полевошпатовых ийолитов, секущих практически все породы массива, но сформированные до внедрения карбонатитов. Они относятся к дайкам первого этапа (согласно классификации В.С.Коптева-Дворникова, 1952) (Лапин, 1971), всегда локализуются внутри массива и приурочены к кольцевым разломам. Дайки второго этапа (Лапин, 1971) часто локализуются за пределами Ковдорского массива. Они сформированы позже кальцитовых карбонатитов и всегда секут их. Эти дайки сложены нефелинитами, меланефелинитами, пикритовыми порфиритами, мончикитами, альнеитами и другими породами.
Породообразующие минералы рудного фоскорит-карбонатитового комплекса
Минералогия Ковдорского железорудного месторождения изучена достаточно хорошо (Багдасаров, 1989; Быкова, Ильинский, 1978; Капустин, 1971; Кононова и др., 1968; Краснова и др., 1991; Кухаренко и др., 1965; Римская-Корсакова, 1964а; Римская-Корсакова и др., 1968а, Бородин и др., 1973 и другие работы), поэтому при описании главнейших породообразующих минералов будут отмечены только те черты их состава и строения, которые важны для понимания трендов эволюции состава минералов и генезиса месторождения.
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 (рис. 35). Кроме включений шпинели и ильменита, являющихся продуктам распада твердого раствора на основе магнетита, возможны сингенетичные включения этих минералов, кристаллизовавшиеся совместно с магнетитом.
Автором изучены магнетиты из всех типов пород рудного фоскорит-карбонатитового комплекса на одном приборе CamScan с энергодисперсионной приставкой Link (каф. петрологии МГУ). Анализ проводился расфокусированным пучком по площади зерен, а не в точке, чтобы охарактеризовать составы исходных магнетитов, до распада твердого раствора. Если распределение шпинели и ильменита в зерне магнетита было неоднородным, то производилось несколько анализов. Но иногда не представляется возможным отличить сингенетичные включения шпинели и ильменита от зерен этих минералов, являющихся продуктом распада твердого раствора на основе магнетита, поэтому такие включения могли захватываться при использовавшейся методике анализе магнетита и искажать результаты.
Главные примеси магнетитов железорудного месторождения - Al, Mg, Ті. По своему составу магнетиты фоскорит-карбонатитового комплекса делятся на 3 группы (рис. 36з): I -магнетиты из форстерит-магнетитовых руд; II - магнетиты из апатит-форстеритовых пород апатит-форстерит-магнетитовых руд, слюдитов, кальцит-магнетитовых руд и кальцитовых карбонатитов; III - титаномагнетиты из магнетит-редкометальных, доломит-магнетитовых руд и редкометальных, доломитовых карбонатитов.
Магнетиты из форстерит-магнетитовых руд (табл. 6, прил.; рис. 36а) обычно однородны по своему составу, в них всегда присутствует вкрапленность субмикронных кубических зерен шпинели (рассеянной или цепочками). Изредка встречаются магнетиты, в которых наблюдается шпинель нескольких групп размеров (в таких магнетитах кроме субмикронных включений присутствуют зерна шпинели размером до 5-1 Оц), что, возможно, связано с развитием нескольких порядков структур распада твердого раствора или наличием сингенетичных зерен шпинели. Магнетиты из форстерит-магнетитовых руд редко имеют зональность по составу. Если она есть, то ядра таких магнетитов богаче А1 (А1203 7-8 мас.%) по сравнению с периферией (А1203 4-5 мас.%). В целом же отличительной чертой рассматриваемых магнетитов является большее содержание А1 (А1203 4-8 мас.%) по сравнению с магнетитами из других пород рудного фоскорит-карбонатитового комплекса (А1203 4 мас.%).
Магнетиты из слюдитов, апатит-форстеритовых пород, апатит-форстенит-магнетитовых и кальцит-магнетитовых руд, кальцитовых карбонатитов с зеленым флогопитом в целом близки по составу (рис. 36; табл. 7, прил.) и содержат 4 мас.% А1203 и до 2.5 мас.% ТЮ2. Каких либо принципиальных различий между ними по составу не выявлено (рис. 36б-д,ж). Обычно эти магнетиты содержат мельчайшую субмикронную однородную вкрапленность шпинели или ильменита. Шпинель, как правило, представлена рассеянной вкрапленностью отдельных кубиков, реже цепочками зерен. Ильменит развит либо в виде изометричных зерен, либо тончайших субмикронных ламеллей (структуры распада твердого раствора). Нередко включения ильменита и шпинели отсутствуют, и магнетит однороден (такие магнетиты типичны для карбонатитов). Иногда в магнетитовых зернах шпинель и ильменит присутствуют совместно. Отметим, что каких либо различий по составу магнетита для выделенных по петрографическим признакам (см. выше) 2-х подтипов кальцит-магнетитовых руд и кальцитовых карбонатитов с зеленым флогопитом не выявлено, что видимо связано с недостаточной точностью энергодисперсионных анализаторов.
Рассмотрим некоторые вариации составов из апатит-форстерит-магнетитовых и кальцит-магнетитовых руд:
Магнетиты из апатит-форстерит-магнетитовых руд, развитых по форстерит-магнетитовым рудам представлены как мелким магнетитом, равновесным с апатитом и форстеритом, так и крупным, резорбируемым апатитом (рис. 21, 22). Крупный магнетит по составу соответствует магнетиту из форстерит-магнетитовых руд и содержит до 6 мас.% А1203, чем отличается от мелкого магнетита, содержащего 4 мас.% А120з (рис. 366; табл. 7, прил.). Этот факт подтверждает реликтовость крупного магнетита в апатит-форстерит-магнетитовых рудах, развитых по форстерит-магнетитовым рудам, в то время как мелкий магнетит является новообразованным.
Среди магнетитов апатит-форстерит-магнетитовых и кальцит-магнетитовых руд из контакта со слюдитами встречены магнетиты, богатые Al (AI2O3 до 7.5 мас.%), что отличает их от прочих магнетитов апатит-форстерит-магнетитовых и кальцит-магнетитовых руд (А1203 4 мас.%) (рис. 36б,г; табл. 7, прил.). Эти магнетиты содержат не только однородную вкрапленность шпинели, но и ее отдельные крупные зерна (до 10ц и больше), которые видимо являются сингенетичными (об этом может свидетельствовать и наличие отдельных зерен шпинели вне зерен анализировавшихся магнетитов, среди флогопита). Выше отмечалось, что при выбранной методике анализа магнетита (по площади зерна) возможен захват сингенетичных включений шпинели, что, возможно, и привело к завышению содержания А12Оз в рассмотренных магнетитах.
Для некоторых магнетитов из кальцит-магнетитовых руд и «апатитолитов» (разновидность кальцит-магнетитовых руд, богатая апатитом), развитых среди форстерит-магнетитовых руд, характерна зональность. В центральных частях кристаллов таких магнетитов установлено содержание А120з до 6 мас.%, в тоже время краевые зоны этих кристаллов содержат 1-1.5 мас.% А1203 (рис. 36в; табл. 7, прил.). По-видимому, центральные части таких магнетитов являются реликтовыми, сохранившимися от форстерит-магнетитовых руд (А1203 4-8 мас.%), тогда как краевые имеют состав типичный для карбонатитов (А1203 2 мас.%). Об этом может свидетельствовать и отсутствие подобных зональных магнетитов в кальцит-магнетитовых рудах, развитых среди других пород и руд железорудного месторождения (апатит-форстеритовых, апатит-форстерит-магнетитовых).
В титаномагнетитах из магнетит-редкометальных руд и редкометальных карбонатитов содержание ТЮ2 достигает 5 мас.%, а из рихтерит-доломит-магнетитовых руд и рихтерит-доломтовых карбонатитов - до 10 мас.%, тогда как А120з в них практически отсутствует (рис. 36е, 36ж; табл. 7, прил). Поэтому рассматриваемые титаномагнетиты не содержат включения шпинели, но для них характерны структуры распада твердого раствора магнетит-ильменит и, возможно, сингенетичные включения ильменита. Для титаномагнетитов характерна зональность - центральные части кристаллов богаче титаном по сравнению с периферическими (рис. 36е; табл. 7, прил.). В серпентин-доломит-магнетитовых рудах встречен как новообразованный магнетит, практически не содержащий примеси Ті и А1, так и реликтовый, который по составу подобен магнетитам из кальцит-магнетитовых руд (рис. 3.20е; табл. 7, прил.).
Практически для всех ковдорских магнетитов характерно очень высокое содержание Mg (до 10 мас.%, в среднем 5 мас.%), который связан не только со шпинелевым миналом в составе магнетита (MgAbO,»), но и с магнезиоферритовым (MgFe204) (табл. 7, прил.).
В табл. 7 (прил.) для магнетитов не приводится содержание Сг203. Его содержание обычно ниже предела обнаружения микрозонда, либо на уровне О.п мас.%. Но эти данные, строго говоря, не являются корректными, поскольку образцы подготавливались на хромовой пасте.
Минеральные ассоциации флогопитового месторождения
I ступень (рис. 56а). Большая часть флогопитового месторождения сложена породами этой ступени: Ol+Phl+Di+Mag+Ap. (парагенезис развит по оливин-слюдяно-клинопироксеновым породам); Hs+Di+Phl+Mag+Ap; Hs+Cal+Di+Mag+Ap (парагенезис развит по существенно мелилитовым породам); Hs+Phl+Ccn+Mag+Ap (парагенезис развит по ийолитам); Hs+Ccn+Cal+Mag+Ap
II ступень (рис. 566). Наибольшее развитие породы этой ступени получили также во флогопитовом месторождении: Ol+Phl+Di+Mag+Ap (парагенезис развит по оливин слюдяно-клинопироксеновым породам); Phl+Cal+Di+Mag+Ap (парагенезис развит по мелилитовым породам); Phl+Ccn+Cal+Mag+Ap
III ступень (рис. 56в). Во флогопитовом месторождении породы этой ступени слагают маломощные апатит-оливиновые прожилки с флогопитом. Ol+Ap+Mag+Phl+Cal+Bdl (парагенезис поздних жилок во флогопитовом месторождении).
IV ступень (рис. 56г). Породы этой ступени слагают оливиновые жилки с кальцит-тетраферрифлогопитовыми гнездами во флогопитовом месторождении: 01+Tfh+Cal+Mag+Ap±Bdl
V ступень (рис. 56д). Породы этой ступени на флогопитовом месторождении представлены тетраферрифлогопит-рихтерит-оливиновыми прожилками с рихтерит-тетраферрифлогопит-кальцитовыми гнездами: 01 (Chu)+Tfh+Rht+Mag+-Ap (жилки); Cal+Tfh+Rht+Mag+Ap (гнезда)
VII ступень (рис. 5 бе). Во флогопитовом месторождении эта минеральная ассоциация слагает гнезда среди более ранних существенно оливиновых прожилков: Dol+Tfh+Rht+Mag
IX ступень (рис. 56ж). Во флогопитовом месторождении эта минеральная ассоциация встречена в виде гнезд среди существенно оливиновых прожилков: Dol+Tfh+Srp=fcMag
Поскольку минеральные ассоциации флогопитового и железорудного месторождений рассматриваются совместно, то дается сквозная нумерация ступеней; поэтому наиболее ранние породы рудного фоскорит-карбонатитового комплекса обозначены как III ступень.
III ступень (рис. 56з). Породы этой ступени слагают большую часть Главного рудного тела железорудного месторождения. Эта минеральная ассоциация имеет очень широкое поле устойчивости и образуется как в магматический этап (за исключением карбонатитов и части кальцит-магнетитовых руд 1-го подтипа, где форстерит неучтойчив), так и в постмагматический этап (гнездовые кальцит-магнетитовые руды).
Ol+Ap+Mag+Phl+Cal+Bdl (парагенезис подавляющей части пород железорудного месторождения, поздних жилок во флогопитовом месторождении)
Phl+Ap+Mag+Spl+Cal+Bdl (апоийолитовые слюдиты железорудного месторождения)
IV ступень (рис. 56и). Породы этой ступени слагают магнетит-редкометальные руды в железорудном месторождении: 01 (ChuHTfh+Cal+Mag+Ap+Bdl
VII ступень (рис. 56к). Породы этой ступени представлены рихтерит-доломит-магнетитовыми рудами в рудном теле железорудного месторождения «Восточный сателлит». Dol+Tfh+Rht+Mag+Hm+Ap
IX ступень (рис. 56л). Породы этой ступени представлены серпентин-доломит-магнетитовыми рудами: Dol+Tfh+Srp+Mag
Некоторые генетические аспекты происхождения скарноподобной минеральной ассоциации
Для скарноподобной ассоциации характерным минеральным парагенезисом является Mtc+Phl+Adr. Эти минералы всегда появляются сопряженно при изменении любых пород (мелилитовых, флогопит-кальцит-диопсидовых, оливин-флогопит-диопсидовых и др.).
Гастингсит в ассоциации с монтичеллитом и андрадитом известен только в андрадит-гастингсит-монтичеллитовых породах, развитых по гастингсит-кальцит-диопсидовым породам. Тем не менее, в них нередко развиты «снопы» листочков флогопита, замещающие гастингсит. Поэтому его можно считать реликтовым, переуравновешенным.
Развитие монтичеллита и андрадита скарноподобной ассоциации четко подчиняется следующим закономерностям, не зависящим от состава исходных пород:
Монтичеллит развивается в контакте оливина с мелилитом или клинопироксеном.
Mg2Si04+Ca2MgSi207+CaO=3CaMgSi04
Mg2Si04+CaMgSi206+2CaO=3CaMgSi04 или
Fo+Ak+CaO=3Mtc
Fo+Di+2CaO=3Mtc
Монтичеллит развивается в контакте диопсида с кальцитом, к этому же случаю следует отнести появление монтичеллита на контакте кальцитовых карбонатитов с существенно клинопироксеновыми породами.
CaMgSi206+CaC03+MgO=2CaMgSi04+C02 или
Di+Cal+Mg02Mtc+C02
Андрадит развивается по магнетиту в мелилитовых и пироксенсодержащих породах
2Fe3O4+4.5Ca2MgSi2O7+0.5O2=3Ca3Fe2Si3Oi2+4.5MgO
2Fe3O4+9CaMgSi2O6+0.5O2=3Ca3Fe2Si3O,2+9MgO или
2Mag+4.5Mel+0.5O2=3Adr+4.5MgO;
2Mag+9Mel+0.5O2=3Adr+9MgO
Флогопит скарноподобных ассоциаций, очевидно, появляется за счет разложения натромелилитовой молекулы (NaCaAlS Cb) в мелилите, гастингсита или более раннего флогопита.
Развитие монтичеллита и андрадита имеет, несомненно, биметасоматическую природу. Но появление этих минералов локальное и в каждом участке определяется своими закономерностями и термодинамической подвижностью компонентов. В целом же все компоненты, за исключением щелочей, воды и углекислоты, заимствуются из существенно мелилитовых пород или пород развитым по ним (гастингсит-кальцит-диопсидовых...).
Формирование скарноподобной ассоциации происходило в постмагматический этап, о чем свидетельствует их более позднее формирование по отношению к породам флогопитового комплеса, нефелиновым сиенитам и крупным телам кальцитовых карбонатитов (магматическим), ликвационных с нефелиновыми сиенитами. Источние флюидов, за счет которых образуются скарноподобные ассоциации, связан с карбонатитами.
Падение фугитивности углекислоты на постмагматическом этапе было предсказано И.Д. Рябчиковым (1975). Благодаря этому эффекту возможно появление монтичеллита в постмагматический этап. Это было впервые показано И.А.Зотовым (1979) на примере постмагматических монтичеллитовых скарнов Талнаха.
Из приведенного в этой главе материала вытекает 4-ое защищаемое положение.
Скарноподобные породы (с монтичеллитом и андрадитом) Ковдорского массива сформированы позже пород флогопитового комплекса на постмагматическом этапе. Источник флюидов для них тесно связан с карбонатитами. Четко выделяется два типа монтичеллита: ранний с ламеллями оливина и поздний, однородный; первый из которых образован при турьяитизации оливинитов, а второй при постмагматическом процессе формирования скарноподобных минеральных ассоциаций..
