Автор: Римская-Корсакова О.М. Краснова Н.И.
Теги: экономическая геология месторождения полезных ископаемых геологические науки геология месторождения
ISBN: 5-288-02859-1
Год: 2002
Текст
(,Jl£i&.
W^Ow^
САНКТ-ПЕТЕРБУРГСКИЙ ГОСУДАРСТВЕННЫЙ УНИВЕРСИТЕТ
ОАО «КОВДОРСКИЙ ГОК»
el
О.М. РИМСКАЯ-КОРСАКОВА, Н.И. КРАСНОВА
ГЕОЛОГИЯ МЕСТОРОЖДЕНИЙ
КОВДОРСКОГО МАССИВА
Под ред. канд. геол.-минер, наук Г.Ф. Анастасенко
Издательство С.-Петербургского университета
2002
УДК 553. 641 : 552.33. 929.05
ББК 26.34
Р51
Рецензенты: д-р геол.-минер. наук МЛ. Орлова (ВСЕГЕИ),
д-р геол.-минер. наук ВТ. Лазаренков (СПбГИ)
Печатается по постановлению
Редакционно-издателъского совета
Санкт-Петербургского государственного университета
Римская-Корсакова О.М., Краснова Н.И.
Р51 Геология месторождений Ковдорского массива / Под ред. Г.Ф. Анастасенко. - СПб.: Изд-во
С.-Петерб. ун-та, 2002. - 146 с.
ISBN 5-288-02859-1
Книга освещает страницы открытия и изучения Ковдорского массива, его месторождений,
а также развития этого крупного промышленного центра Заполярья. В книге обобщены
результаты многолетних работ на Ковдорском массиве щелочно-ультраосновных пород и
карбонатитов, проведенных в период с 1945 г. по настоящее время коллективом сотрудников и
студентов кафедры минералогии Санкт-Петербургского государственного университета.
Систематизированы данные о структурной позиции, возрасте и тектонике Ковдорского массива,
а также приведена детальная геолого-петрографическая характеристика слагающих его пород.
На основе большого фактического материала приводится описание геологического строения
флогопитового, комплексного железорудного, апатито-франколитового месторождений и
карбонатитов. Предложены оригинальные схемы геологического строения месторождений и
последовательности образования в них различных серий пород. Разработаны генетические
модели формирования главных комплексов пород.
Для геологов, петрографов, минералогов, металлогенистов, занимающихся исследованием
массивов центрального типа, карбонатитов и рудных месторождений.
Тем. план 2002 г., № 50 ББК 26.34
Издание осуществлено при частичной финансовой поддержке
ОАО «Ковдорский ГОК» и гранта «Минобразования» 02.01.031.
Фотографии Н.И. Красновой, И.М.. Пискижова и ш архива О.М. Римской-Корсаковой
© О.М. Римская-Корсакова,
Н.И. Краснова, 2002
© Издательство С.-Петербургского
ISBN 5-288-02859-1 университета, 2002
Ковдорский массив на юго-западе Кольского полуострова представляет собой
уникальное явление природы. В породах массива установлено более 150 минералов,
образцы которых украшают витрины многих музеев мира. Каждый год приносит новые
открытия и находки в этом бурно развивающемся горнорудном центре Крайнего Севера.
Первооткрывателем Ковдорского железорудного месторождения был выпускник,
а к тому времени доцент кафедры петрографии геологического факультета
Ленинградского университета Константин Михайлович Кошиц. И с того времени вся
история развития Ковдора на протяжении уже почти 70 лет тесно связана с Санкт-
Петербургским государственным университетом. Начиная с первых
геологоразведочных работ и до сегодняшнего дня, в исследовании минеральных богатств
Ковдора принимали и принимают участие питомцы Санкт-Петербургского
университета. Их имена вписаны в историю Ковдора: Н.А. Волотовская, В.И. Намоюшко,
Д.В. Шифрин, А.А. Кухаренко, М.П. Орлова, А.С. Сергеев, А.С. Кириллов, Н.И.
Краснова, Б.В. Афанасьев, Н.В. Афанасьева, Э.В. Быкова, Т.Н. Поганкина, Л.А. Максимович,
В.М. Петушков, СВ. Каверин, С.Н. Бритвин, А.Н. Зайцев, Г.Ю. Иванюк. Самый
большой вклад в познание Ковдора внесла удостоенная звания «Почетного гражданина
города» Ольга Михайловна Римская-Корсакова, которая более 30 лет своей жизни
посвятила изучению его минералогии. Успехи ученых были бы невозможны без помощи
и тесных творческих контактов с руководством и сотрудниками Ковдорского ГОКа,
комбината «Ковдорслюда», а ранее и Ковдорской ГРП.
Нам приятно в канун 40-летия Ковдорского ГОКа представить книгу «Геология
месторождений Ковдорского массива» - плод многолетних исследований О.М. Римс-
кой-Корсаковой и Н.И. Красновой. Мы надеемся, что она будет интересна и полезна
для геологов самого широкого профиля, тем более что их ждет знакомство с
оригинальной концепцией авторов строения и генезиса месторождений массива.
И. В. Мелик-Гайказов В.Н. Троян
Генеральный директор Проректор по научной работе
ОАО «Ковдорский ГОК» Санкт-Петербургского
государственного университета
ПРЕДИСЛОВИЕ ОТВЕТСТВЕННОГО РЕДАКТОРА
Почти семьдесят лет назад, в 1933 году, геолог Константин Михайлович Кошиц
открыл Ковдорское месторождение железных руд. С этого времени началось
интенсивное изучение геологии месторождения и самого Ковдорского массива. В
работах принимали участие разные геологические организации и многие как известные,
так и рядовые ученые, разведчики недр. История изучения массива, открытия, разведки
и последующей разработки новых месторождений Ковдора была написана Ольгой
Михайловной Римской-Корсаковой и опубликована в виде
серии статей под названием «Страницы истории» в газете
«Рудный Ковдор» в период с 1979 по 1981 гг. Ольга
Михайловна, преподаватель кафедры минералогии Санкт-
Петербургского государственного университета, впервые
приехала в Ковдор в 1945 году и с тех пор почти
беспрерывно в течение 25 полевых сезонов проводила здесь
исследования по минералогии, геологии и петрографии
различных пород массива и месторождений, всегда
окруженная многочисленными студентами и учениками.
Сама Ольга Михайловна, родившаяся в 1914 году в семье
известного энтомолога Михаила Николаевича Римского-
Корсакова, сына композитора Н.А. Римского-Корсакова,
была замечательным, вдохновенным и интеллигентным Ольга Михайловна
человеком, талантливым минералогом, педагогом, внесшим РИМСКАЯ-
большой вклад в развитие тесных связей науки, образования КОРСАКОВА
и производства. Главный геолог Ковдорской геолого-разведочной партии Б.И. Сулимов
дал такую оценку ее вклада в дело становления «Большого Ковдора»: «Ее кропотливым
трудом и трудом ее учеников, занявшим почти пять десятилетий, сделаны
фундаментальное описание и по праву полная минералогическая энциклопедия
уникального в нашей экономике источника минеральных ресурсов - Ковдорского
массива». За заслуги в развитии Ковдорского горно-промышленного комбината в 1978 г.
О.М. Римская-Корсакова была удостоена жителями Ковдора звания «Почетного
гражданина» города.
Перед читателем новая книга по геологии месторождений Ковдорского массива,
написанная ученицей и соратницей О.М. Римской-Корсаковой Н.И. Красновой, которая
сумела обобщить и завершить их совместные исследования, прерванные в 1987 г.
безвременной кончиной Ольги Михайловны, а также дополнить их современными
данными. Необходимо учесть, что последние монографии по геологии Ковдора были
изданы более 20 лет назад В.И. Терновым, Б.И. Сулимовым и Б.В. Афанасьевым и
они. к сожалению, не полностью отражают геологические черты столь сложного
объекта, как Ковдорский массив. За истекшее время, естественно, накопилось много
нового фактического материала, который и был обобщен, наряду со старыми данными,
в настоящей книге.
Г.Ф. Анастасенко
4
О РЕДИСЛОВИЕ А ВТОРА
Ков/юрский массив, сложенный широким спектром разнообразных по составу и
происхождению пород, является одним из наиболее гюлнодифферетщированных
шелочно-ультрамафитовых и карбонатитовых магматических комплексов мира. С ним
связано шесть месторождений различных полезных ископаемых: 1) рудных оливинитов
с гитаномагнетитом. 2) флогопита, 3) вермикулита, 4) комплексных железных,
фосфорных и педкометалъных руд., 5) кальцитовых карбонатитов. 6) апатито-
франколитовых руд. Такое разнообразие цепного промышленного сырья, приуроченного
к небольшому по площади массиву (всего около 42 км-), также обусловливает его
уникальность.
Имя известного минералога Ольги Михайловны Римской-Корсаковой неразрывно
связано с развитием Ковдорекого промышленного комплекса. Впервые она приехала в
Ковдор в качестве минералога в 1945 г. для работы в составе полевого отряда во главе
с московским геологом-петрографом Н.Д. Соболевым. В задачи отряда входило
проведение геолого-мииералогических исследований на Оленегорском и Ено-Ковдорском
месторождениях с целью разработки рекомендаций для строительства
металлургического завода.
В послевоенные годы в Ковдоре р. течение летних месяцев постоянно работал
небольшой минералогический отряд Ленинградского университета под руководством
О.М. Римской-Корсаковой. Студенты многих поколений, приезжавшие вместе с Ольгой
Михайловной в Ковдор па производственную практику, получали там все необходимые
навыки ведения детальных минералогических исследовании.
Руководство Ковдорекого горно-обогатительного комбината (ГОК) и
геологоразведочной партии (ГРП) ставило перед группой минералогов из Ленинградского
университета разные и всегда актуальные для того времени задачи. Сначала главной
проблемой был собственно магнетит месторождения Ено-Ковдорских железных руд.
Минералогическое изучение показало высокое содержание магния в магнетите всех
типов руд и вследствие этого относительно низкое содержание в нем валового железа.
О.М. Римская-Корсакова (1950) доказала, что основная часть магния вместе с
алюминием концентрируется в мельчайших включениях шпинели. Такой магнетит был
отнесен к «магномагнетиту», а специальные работы, выполненные ею в рамках
хоздоговора с Череповецким металлургическим комбинатом, показали, что при
смешении ковдорекого магнетитового концентрата с оленегорским магний и алюминий
связываются с кремнеземом, отделяясь в виде шлака.
Изучение Ковдорекого месторождения совместно с геологами Енской экспедиции
Ленинградского геологического управления позволило составить для него первые
геологические карты и типизацию железных руд (Римская-Корсакова, 1963), которая с
учетом ряда дополнений до сих пор используется на руднике. Для различных типов
железных руд и карбонатитов был детально изучен и описан акцессорный минерал
бадделеит - ZrO„, концентрат которого с 1977 г. производится ковдорским ГОК "ом
наряд}' с магнетитовым и апатитовым концентратами. Были выявлены также
отличительные особенности минерального состава тех железных руд, которые
5
впоследствии стали называться «аномальными», или «редкометальными», вследствие
содержания в них акцессорных минералов группы пирохлора, а также циркелита.
Именно для этого типа руд О.М. Римской-Корсаковой был описан новый минеральный
вид слюды - тетраферрифлогопит - железо-магнезиальная слюда с обратной схемой
абсорбции. Описания таких минералов, как магнетит, шпинель, бадделеит, луешит,
торианит, тетраферрифлогопит, выполнены О.М. Римской-Корсаковой с таким
профессионализмом и искусством, что вошли в известные во всем мире справочники и
монографии.
Память об Ольге Михайловне Римской-Корсаковой, замечательном минералоге,
педагоге и главное чудесном и вдохновенном человеке остается в сердцах ее
многочисленных коллег, учеников и воспитанников, а также многих жителей города
Ковдора. Эта память останется также и в названии нового минерала РИМКОРОЛЬГИТА,
обнаруженного нами в породах так любимого ею Ковдорского железорудного
месторождения (Бритвин и др., 1995).
Ее ученики вспоминают, что вокруг Ольги Михайловны как бы струились токи
большой человечности, доброжелательности, которые притягивали к ней сердца людей.
И это сочеталось с высокой требовательностью в исполнении общего дела, любого
поручения. Стоит ли удивляться, что ее кто-то удачно назвал «профессором
человеческих душ».
В наших совместных работах были использованы наблюдения и исследования
многих студентов, которым хочется выразить искреннюю благодарность. Вот имена
некоторых из них: B.C. Ровша, Цзоу-Цзу-Жун, В.Н. Березовский, И.Б.Динабург,
II.И. Шебанова, М.С. Травина, В.Н. Поликарпова, М.Б. Рафальсон, Н.А.Иванова,
Н.В. Куценко, Л.Ф. Брагина, Н.С. Рудашевский, Н.И. Пономарева, Т.Л.Кочурова,
Л.П. Наконечникова, Л.А. Рябова, А.С. Осокин, Т.А. Чередниченко, Г.П.Буланова,
Л.И. Ильина, В.Н. Карпатенков, О.А. Миклухо-Маклай, СВ. Сорокин, Б.С. Андреев,
О.А. Иовлева, Е.М. Шаденков, Е.Г. Бондаренко, Т.В. Рундквист, О.П. Куликова,
Н.В. Ленин, Т.В. Кудрявцева, В.А. Мускаре, Н.А. Мартовицкая, О.Ю.Вальтер,
НЛО. Золотарева, СВ. Каверин, Е.Л. Грузова. ЕЛ. Балмасов, Е.А.Балмасова, А.Н.
Зайцев, А.С. Сурикова, Е.В. Пономарева, С.Н. Бритвин, Е.А.Макеева, И.В. Демкович,
Д.А.Синицина, Е.В. Иваникова, Н.Ю. Щекотилова, К.В.Добрецов, Е.И. Горбенко,
А.В.Казанова, В.Н. Рудашевский, Е.С. Сухаржевская, А.В. Краморев, Н.Г. Мельникова,
A.M. Селиверстов, Ю.А. Михайлова, В.В. Васильева.
Наибольшую помощь в течение многих лет совместной работы оказывали
сотрудники кафедры О.Л. Гаврилиди, Э.В. Быкова, Т.Л. Кочурова и Л.Н. Копылова,
которым мы также весьма благодарны. Высокое качество химических анализов
обеспечивалось аналитиками Р.И, Рыжовой и Р.А. Анисимовой. Большое содействие в
проведении полевых работ нам всегда оказывали сотрудники Ковдорской ГРП,
геологических отделов рудников «Железный», «Ковдорсдюда» и центральной заводской
лаборатории (ЦЗЛ) ГОКа. В процессе работы авторы пользовались весьма ценными
консультациями А.А. Кухаренко, Б.М. Роненсона, Т.Г. Петрова, В.Б. Соколовой,
Б.И. Сулимова, В.И.Тернового, которым хочется выразить искреннюю признательность.
Н.И. Краснова
ь
ПРИНЯТЫЕ СОКРАЩЕНИЯ
Am
Ар
Bd
Cal
С en
Chu
Di
Doi
Fo
Ilm
Mag
(amphibole)
(apatite)
(baddeleyite)
(calcite)
(cancrinite)
(cHnohurnite)
(diopside)
(dolomite)
(forsterite)
(ilmenite)
(magnetite)
1.
- амфибол
- апатит
- бадделеит
- кальцит
- канкринит
- клиногумит
- диопсид
- доломит
- форстерит
- ильменит
- магнетит
Минералы
Mel
Mtc
Ne
01
Phi
Qtz
Tphl
Tr
Vrm
Zrn
(melilue)
(monticellite)
(nepheline)
(olivine)
(phlogopite)
(quartz)
(tetra-ferriphlo-
gopite)
(tremolite)
(vermiculite)
(zircon)
- мелилит
- монтичеллит
- нефелин
— оливин
- флогопит
- кварц
- тетраферри-
флогопит
- тремолит
- вермикулит
- циркон
2. Названия пород
ACM (apatite-calcite-magnetite)
AF (apatitc-forsterite)
AFM (apatite-forstcrite-magnetite) :
Ccl,2 (calcite carbonatite)
Ccd (calcite-dolomite carbonatite) :
Cd3,4 (dolomite carbonatite)
CFM (calcite-forsterite-magnetite) =
CFMtphl (calcite-forsterite-magnetite
with tetra-ferriphlogopite)
CM (calcite-magnetite)
DFM (dolomite-forsterite-magnetite)
DM (dolomite-magnetite)
DTM (dolomite-tremolite-magnetite);
F (forsteritite)
= AKM - апатито-кальцито-магнетитовая
= АФ - анатито-форстеритовая
= АФМ - апатито-форстерито-магнетитовая
= Кк1,2 - карбонагит кальцитовый
= Ккд - карбонатит кальцито-доломитовый
= КдЗ,4 - карбонатит доломитовый
= КФМ - кальцито-форстерито-маптетитовая
= КФМтфл - кальцито-форстерито-
магнетитовая с тетраферрифлогопитом
= КМ - кальцито-магнетитовая
= ДФМ - доломито-форстерито-магнетитовая
= ДМ - доломито-магнетитовая
= ДТМ - доломито-тремолито-магнетитовая
= Ф - форстеритит
3. Другие сокращения и обозначения
d.h. (drill hole) - скважина; depth - глубина; ijolite - ийолит; olivinite - оливинит;
pyroxenite - пироксенит
7
ВВЕДЕНИЕ
Ковдорский массив щелочно-ультраосновных пород и карбонатитов расположен
на Кольском полуострове, примерно в 30 км от границы с Финляндией (67°33' с. ш.,
30°3 Гв. д.), в бассейне реки Ковдоры. До открытия в 1933 году массива эта местность
была безлюдной с живописной нетронутой природой.
Тишина на Ковдорском озере. 1946 г.
Ныне это крупный промышленный район Заполярья Мурманской области, а
построенный на территории массива город Ковдор в настоящее время является
районным центром. Город соединен железнодорожной веткой с Октябрьской железной
дорогой, а также автомобильной трассой с Мурманской автомагистралью.
Массив в эрозионном срезе имеет площадь около 42 км2, а в плане - неправильную
эллипсоидальную форму. Зонально-кольцевое геологическое строение массива
отчетливо выражено в рельефе местности: более устойчивые к выветриванию
вмещающие породы (фенитизированные гранито-гнейсы и щелочные породы) слагают
цепь гор по его периферии (Мого-вид на севере и северо-востоке, Уци-вид и Воцу-вара
на западе. Южная на юге и Пилькома-сельга на юго-западе). В центральной части
интрузии, сложенной оливинитами, расположена пологая возвышенность Низка-вара,
окруженная кольцевой заболоченной депрессией, связанной с системой кольцевых
разломов и опущенных блоков, а также с развитием наименее устойчивых к
выветриванию слюдоносных пород. В южной части массива в пределах этой депрессии
находится вытянутое в широтном направлении Ковдорское озеро, в которое на западе
впадает р. Верхняя Ковдора, а на востоке берет начало р. Нижняя Ковдора. Превышения
окружающих гор относительно зеркала озера составляют 250-300 м.
Климат Ковдорского района типичен для большей части Кольского полуострова.
Зима продолжительная, снежная, со среднемесячной температурой в феврале - 14,2°С.
лето длится 2-2.5 месяца (средняя температура в июле + 13,6°С), иногда сухое и
жаркое, но нередко и дождливое. Холмы и горы покрыты смешанным лесом (ель, сосна,
береза), заболоченные территории - зарослями березы и ивы. Летом и осенью в лесу и
па заболоченных местах много ягод (морошка, черника, брусника, клюква) и грибов. В
озерах и реках этого района много рыбы, она ловится даже сейчас в Ковдорском озере,
несмотря па то. что оно находится в самом центре индустриального комплекса.
Глава!.
ИСТОРИЯ ИЗУЧЕНИЯ КОВДОРСКОГО МАССИВА И РАЗВИТИЯ
ПРОМЫШЛЕННОГО КОМПЛЕКСА
Ковдорский массив был открыт Константином Михайловичем Кошицем летом
1933 года при проведении возглавляемым им отрядом поисковых работ в юго-западной
части Кольского полуострова. Выпускник кафедры петрографии Ленинградского
университета, К.М. Кошиц с 1930 г. работал в Ленинградском геологическом тресте (в
дальнейшем - геологическом управлении), где ему было поручено составление
геологической карты в масштабе 1:50000 в связи с
поисками мусковитоносных пегматитов. В районе
Ковдор-озера К.М. Кошиц по отклонению стрелки
компаса выявил магнитную аномалию, а затем нашел
коренные выходы магнетитовых руд. Им были
обнаружены также карбонатные и щелочные породы
и сделано краткое описание железорудного
месторождения, названного Енским. Год спустя под
руководством Кошица была составлена первая
схематическая геологическая карта месторождения и
окружающего района, а также были предварительно
оценены запасы железных руд. К.М. Кошиц считал,
что месторождение образовалось на контакте
древних известняков (которые впоследствии были
отнесены к карбонатитам) с интрузивными
щелочными породами (Кошиц, 1934).
Открытие Енского, а ранее, в 1932 г., и Оле-
негорского месторождений железных руд явилось
реальной базой для создания крупного
металлургического комплекса на северо-западе страны. В
связи с этим были проведены первые опытные плавки руд, в
результате чего было установлено низкое содержание серы и
обилие фосфора в енской руде. Объектами геологического изучения
в предвоенные годы были в основном карбонатные породы,
которые предполагалось использовать на Кандалакшском
алюминиевом заводе и на комбинате «Североникель» в качестве
флюсов. Лишь с 1940 г. Ленинградское геологическое управление
начало детальную разведку Енского месторождения силами Енской
комплексной геолого-разведочной экспедиции, возглавляемой
Д.В.Шифриным. В это время были проведены топографическая и
геологическая съемки района в масштабе 1:25000, а также
составлена геологическая карта рудного тела в масштабе 1:1000. Давид Велькович
Главные исполнители этих работ Ц.Г. Златкинд и А.И. Шалимов ШИФРИН
Константин Михайлович
КОШИЦ
9
Цицилия
Григорьевна
ЗЛАТКИНД
Александр
Иванович
ШАЛИМОВ
(1946) установили контуры Ковдорского массива и выявили его зональное строение: в
ядре его были закартированы оливиниты, которые окружены кольцом щелочных пород
- ийолитов и мельтейгитов; между этими двумя комплексами распространены
пироксениты, турьяиты, слюдиты и другие
породы. Карбонатные породы были отнесены ими
к карбонатитам, которые наряду с магнетитовыми
рудами оказались относительно поздними
образованиями в Ковдорском интрузивном
комплексе.
Основная часть Енской экспедиции
проводила разведочные работы на железорудном
месторождении, а валовые типовые пробы
обрабатывались в Ленинграде в институте
«Механобр» (Ленинградский Всесоюзный
проектный и научно-исследовательский институт
механической обработки полезных ископаемых)
с целью их минералогического исследования и
разработки технологии обогащения. Под руководством главного геолога В.И. Намоюшко
была составлена детальная геологическая карта месторождения. Весной 1941 г.
завершилось строительство железнодорожной ветки до станции Ковдор, и все было
подготовлено для дальнейшего развертывания работ по освоению этого рудного узла,
однако этому помешала война. Все дальнейшие работы были приостановлены, а
оборудование было частично вывезено в Ленинград и частично зарыто в шурфы и
котлованы. Сотрудники и рабочие экспедиции в течение лета были эвакуированы,
многие из них ушли на фронт или в народное ополчение. Со стороны Финляндии к
Ковдору стали залетать вражеские самолеты, но бомбежек
не было.
В 1944 г., когда исход Великой Отечественной войны стал
уже ясен, возобновилась деятельность многих вернувшихся
из эвакуации учреждений, в том числе и Ленинградского
геологического управления. Его сотруднику, старшему
инженеру Г.М. Красновскому было поручено подвести
итоги работ Енской экспедиции, оставшихся незавершенными
в связи с начавшейся войной. Подсчитанные им запасы Ено-
Ковдорского месторождения железных руд по состоянию на
22 июня 3941 г. были утверждены Государственной
комиссией по запасам (ГКЗ) в 1946 г.
При совете по изучению производительных сил
Академии наук СССР в 1945 г. организуется Ленинградско-
Мурманская экспедиция, которая должна была дать
обоснованные рекомендации для строительства металлургического завода с учетом
оптимального решения сырьевых, топливных, энергетических и экономических
проблем. Для проведения геолого-минералогических исследований на Оленегорском
Владислав Иванович
НАМОЮШКО
10
Николай Дмитриевич
СОБОЛЕВ
и Ено-Ковдорском месторождениях был создан полевой отряд во главе с опытным
московским геологом-петрографом Н.Д. Соболевым. В качестве минералога в состав
отряда была приглашена О.М. Римская-Корсакова, работавшая в это время ассистентом
кафедры минералогии Ленинградского университета. Результаты исследований,
проведенных в 1945-1946 гг., были изложены в отчетах и
публикациях. Н.Д. Соболев тогда же впервые обратил
внимание на возможность промышленного использования
вермикулита, широко распространенного в центральной части
Ковдорского массива. Б.М. Куплетский, участвовавший в
камеральной обработке материала, дал подробное описание
мелилитовых пород и окружающих массив фенитов.
Минералогическое изучение Ено-Ковдорских железных
руд подтвердило высокое содержание магния в магнетите всех
типов руд и вследствие этого относительно низкое содержание
в нем железа. О.М. Римская-Корсакова (1950) показала, что
основная часть магния вместе с алюминием концентрируется
в мельчайших включениях шпинели. Были подмечены также отличительные
особенности минерального состава тех железных руд, которые впоследствии стали
называться «аномальными».
К этому времени окончательно решился вопрос о строительстве
металлургического завода в Череповце, проектирование и подготовка к строительству
которого были намечены пятилетним планом восстановления и развития народного
хозяйства (1946-1950 гг.). Уже в те годы было доказано, что наиболее выгодно
использовать совместно оленегорский и ковдорский железные концентраты, однако
было решено в первую очередь начать добычу руды на Оле-
негорском месторождении. На Ено-Ковдорском месторождении
планировалось проведение нового цикла геолого-разведочных
работ, кроме того, ожидалось и восстановление
железнодорожной ветки до станции Ковдор, которая была разобрана в
начале войны.
В 1948 г. за открытие крупных железорудных
месторождений на Кольском полуострове была присуждена
Государственная премия второй степени старшему геологу
Ленинградского геолого-разведочного управления Д.Ф. Мураше-
ву, руководителю работ Д.В. Шифрину и ассистенту
Ленинградского университета К.М. Кошицу.
Новый этап разведки на Ено-Ковдорском месторождении
проводился силами Енской экспедиции Ленинградского геологического управления
под руководством В.И. Намоюшко. Подсчет запасов месторождения по данным новых
геолого-разведочных работ выполнил А.С. Михеичев. Съемочная группа экспедиции,
возглавляемой Н.А. Волотовской, составила новую детальную карту массива в
масштабе 1:25000 по данным всех естественных обнажений и многочисленных горных
выработок, пройденных во время работ. В отчете, явившемся итогом этих работ,
11
Дмитрий Федорович
МУРАШЕВ
рассматривалась геология, петрография и теория образования Ковдорского массива и
связанного с ним железорудного месторождения. Н.А.Волотовской был открыт и
подробно описан Малый Ковдорский массив, залегающий в фенитах к северо-востоку
от главного массива.
Одновременно с работой Енской экспедиции велись
изыскательские топографические и
инженерно-геологические работы, имевшие целью подготовку к
предстоящему строительству промышленного поселка и
обогатительной фабрики. Вновь началось изучение
карбонатитов, которые теперь рассматривались как
возможное сырье для производства цемента. Эти работы
проводил «Леннерудтрест»; Г.М. Красновский выполнил
экспертизу материалов по карбонлтитам, а Е.П. Коростовцева
провела опробование главных залежей. Изучение проб в
институтах «Мехапобр» и «Гипроцемент» и заводские
испытания позволили рекомендовать карбонатиты для
производства цемента нескольких марок и извести,
пригодной для изготовления силикатного кирпича. Когда
*«*
Наталия Александровна
ВОЛОТОВСКАЯ (слева)
и Ольга Михайловна
РИМСКАЯ-КОРСАКОВА
разворачивалось строительство поселка ковдор, «Ковдор-
строй» одно время пытался получать из карбонатита негашеную известь в специально
сооруженных для этого печах. Многие вопросы по использованию ковдорских
карбонатитов были разработаны при участии лаборатории строительных материалов в
Мончегорске, руководимой старшим научным сотрудником Д.Д. Теннером. С 1955 г.
на горе Пилькома-сельга, к юго-западу от железорудного месторождения, были начаты
горные и буровые работы, в результате которых были подсчитаны и утверждены в ГКЗ
запасы залежи карбонатитов. Эти работы с 1956 г. возглавлял Ф.А.Алейкин. Было
рекомендовано использовать карбонатит также для производства кровельной
черепицы и облицовочных плиток.
В 1957 г. наконец восстановили железнодорожное сообщение со станцией
Пинозеро. К этому времени на горе Пилькома-сельга был открыт карбонатитовый
карьер, правда, для цементной
промышленности ковдорский карбонатит все же не
был рекомендован из-за высокого
содержания в нем фосфора и других примесей.
Небольшой Известковый завод с 1967 г.
систематически поставлял карбонатитовое
сырье Оленегорскому заводу, продукция
которого - высококачественный
силикатный кирпич - обеспечивала стройки всей
Мурманской области. В настоящее время
работы на Известковом заводе прекращены.
С 1956 г., на Кольском полуострове и
в Северной Карелии начала проводить ши-
Дмитрий Дмитриевич Фуат Атаулович
ТЕННЕР АЛЕЙКИН
12
рокие научные исследования группа сотрудников Всесоюзного геологического
института (ВСЕГЕИ) и Ленинградского университета под руководством доктора
геолого-минералогических наук Александра Александровича Кухаренко. В течение
нескольких лет эта группа обследовала, картировала и описала каждый из известных к
тому времени 14 массивов, обобщила данные по различным
типам пород, составила сводную характеристику свыше 200
установленных в них минералов. Каждый сотрудник занимался
изучением разных объектов, но многие из них неоднократно
приезжали в Ковдор. М.П. Орлова из ВСЕГЕИ главное внимание
уделяла мелилитовым и щелочным породам. Некоторые
щелочные породы, в частности щелочные пегматиты, изучал
Э.А. Багдасаров. Аспирант университета А.С. Сергеев
исследовал породы, вмещающие Ковдорский массив - фениты,
аспирант А.С. Кириллов успешно изучил карбонатиты разных
массивов (в частности, ковдорских). Все эти годы в Ковдоре в
летние месяцы работал небольшой минералогический отряд под *" Александр
руководством О.М.Римской-Корсаковой. Посещал Ковдор и Александрович
руководитель группы А.А. Кухаренко. В итоге сначала были КУХАРЕНКО
составлены подробные отчеты, а затем вышла в свет солидная сводка, обобщившая
материалы по геологии, петрографии, минералогии и геохимии изученного комплекса
(Каледонский комплекс..., 1965).
С 1958 г. углубленное геолого-минералогическое изучение карбонатитов Карело-
Кольского региона начал Ю.Л. Капустин - сотрудник московского института
ИМГРЭ, известный знаток минералогии карбонатитов.
Майя Павловна Андрей Сергеевич Анатолий Семенович Юрий Леонидович
ОРЛОВА СЕРГЕЕВ КИРИЛЛОВ КАПУСТИН
В Енскую экспедицию «Ленгеолнерудтреста» в 1954 г. от одного из рабочих
«Ковдорстроя» поступила заявка о находке слюды. Это не удивило геологов, так как
значительное распространение слюд отмечалось еще в 1946 г. Н.Д. Соболевым
(вермикулита) и в 1950 г. Н.А. Волотовской (флогопита). Заявка, однако, оказалась
толчком для отправления в Ковдор отряда для отбора проб. Находка была определена
как вермикулит, и затем с 1955 г. по инициативе главного геолога треста М.С.Зискинда
в Ковдоре начинаются поиск и разведка этой слюды под руководством К.Н. Свитальской,
13
***"*^
V
затем Н.И. Климова, а с 1960 г. С.С. Осипова. Главным лицом на разведке
вермикулитовых руд, начиная с 1958 г., был геолог В.И. Терновой. В результате этих
работ было показано, что Ковдорское месторождение обладает большими запасами
слюды, защита которых в ГКЗ спешно прошла в 1961 г. В эти годы Ковдорская
геологоразведочная партия перешла в ведение Северо-Западного геологического управления,
а ее численность достигла 120 человек.
Изучением ковдорского вермикулита и вещественного состава руд занимались
также М.Н. Чуева (Ленинградский горный институт), П.П. Токмаков (ИГЕМ, Москва),
И.А. Львова (ВСЕГЕИ) и в небольшой
мере минералоги Ленинградского
университета. Постоянными
консультантами В.И. Тернового были М.С. Зис-
кинд (СЗГУ) и доктора
геолого-минералогических наук Е.О. Погребицкий
,-••' ^^^ \ -jjM (ЛГИ), П.П. Боровиков (ВСЕГЕИ) и
^£4 мШШй _^ --3*3^. В.П.Петров (ИГЕМ). Большую пользу
ДОЩ X ^Я^Ш АЙВ ^■ftfe принесли также исследования, про-
|^Ив Ш шШ^^Ш ^^^ш *Ф ^^ШВш в°Дившиеся Кольским филиалом
1И^В М^И^МН Академии наук. Стоявший во главе
филиала академик А.В. Сидоренко в это
время разрабатывал проблему
образования на Кольском полуострове древней (доледниковой) коры выветривания
(Сидоренко, 1958). Картированием выветрелых пород на Ковдорском массиве
занимались сотрудники Кольского филиала АН СССР А.П. Афанасьев и А.В. Атаманов.
Под руководством Д. Д. Теннера, а также Д.П. Болотникова проводились лабораторные
физико-химические исследования вермикулита и его популяризация как ценного
минерального сырья.
В 1962 г.
Кольский филиал
АН СССР провел
в г. Апатиты
совещание, на
котором геологи,
технологи и другие
специалисты
обменялись опытом
Дмитрий Петрович изучения и ис-
БОЛОТНИКОВ
Серафим Сергеевич
ОСИПОВ
Владимир Иванович
ТЕРНОВОЙ
Александр Петрович Анатолий Васильевич
АФАНАСЬЕВ АТАМАНОВ
пользования
ковдорского
вермикулита. Были рассмотрены возможности применения вермикулита в производстве тегшо-
и звукоизолирующих материалов, красок, в металлургии, в различных областях
сельского хозяйства. Институт «ВНИИ Асбестцемент» к тому времени спроектировал
оборудование для промышленного обогащения вермикулитовых руд, и к концу 1963 г.
14
в Ковдоре начала действовать опытная обогатительная фабрика. В 1970 г. фабрика была
перестроена и расширена, а шесть лет спустя закончилось строительство современной
фабрики. Неоднородность и непостоянство вермикулитовой руды (особенно по качеству
вермикулита) потребовали больших творческих усилий при отлаживании
обогатительных установок уже в стенах фабрик. Необходимо отметить многолетнюю работу
ковдорских технологов-обогатителей и особенно В.Ф. Сычук, которые вместе с
инженерами института-проектанта отрабатывали процесс обогащения, проявляя
творческую инициативу и изобретательность.
При проходке одной из глубоких рекогносцировочных скважин на
северозападном участке вермикулитового месторождения в 1960 г. был поднят со стометровой
глубины керн, в котором оказались скопления крупнокристаллического флогопита,
измеряемые целыми метрами, а еще ниже - десятью метрами. В районе этой знаменитой
169-й скважины, пробуренной буровым мастером Г.А. Прокудиным, в результате
последующих геолого-разведочных работ была выявлена большая флогопитовая залежь
с «ураганным» содержанием крупнокристаллического флогопита - крупнейшее в мире
месторождение. Эту залежь, получившую название «Главной», геологи восприняли
как чудо, как уникальный дар природы. В сравнении с ковдорским богатством не могли
Генрих Андреевич Борис Васильевич Борис Иванович Ксения Петровна
ПРОКУДИН АФАНАСЬЕВ СУЛИМОВ МАРТЫНОВА
быть поставлены ни издавна известная «Слюдянка» у Байкала, ни месторождения
Алдана, ни расположенное на севере Красноярского края Тулинское месторождение.
Одновременно с разведкой главной залежи Ковдорская ГРП вела
поисково-разведочные работы на флогопит по всей центральной части массива. Под руководством
начальника ГРП С.С. Осипова и главного геолога В.И. Тернового проводились подсчет
запасов флогопита и оценка его качества как электроизоляционного материала.
С.С. Осипов проявил себя как прекрасный организатор и заботливый хозяин.
Он умело управлял большим коллективом ГРП (до 250 человек), вместе со своими
помощниками преодолевал хозяйственные затруднения, энергично налаживал деловые
связи с различными организациями. Геологический отдел под руководством
В.И.Тернового и при активной помощи старших геологов Б.В: Афанасьева и
Б.И.Сулимова, руководителя камеральной группы К.П. Мартыновой, а также геологов
15
и техников Н.В. Афанасьевой (петрограф), И.В. Ребезо, В.И. Андреевой, Э.Н. Лося и
других быстро и качественно завершил составление окончательного отчета по разведке
Надежда Викторовна Валентина Ивановна
АФАНАСЬЕВА АНДРЕЕВА
Петр Иосифович
СМОЛЯК
Галина Сергеевна
ПОПОВА
Наталья Ивановна
КРАСНОВА
флогопитового месторождения. Отчет был успешно защищен в 1965 г. в ГКЗ с оценкой
«отлично». К работам по изучению флогопитового месторождения и самой слюды
подключилась и группа из Ленинградского университета под руководством
О.М.Римской-Корсаковой, основным исполнителем была
^/^^ Н.И.Краснова. Немало пришлось потрудиться всем участникам
шЯШг^Ш этих Работ, чтобы доказать пригодность ковдорского флогопита
щш щЩ для промышленного использования. В.И. Терновой, принимавший
. активное участие во внедрении ковдорского флогопита в
, st промышленность, не раз выезжал на Филинскую фабрику, чтобы
лШ^^^ШИШь проверить, как идет обработка опытных партий слюды.
ШВЦ шйИя Специально для слюдяных фабрик Н.И. Красновой и А.Ф. Голо-
■Ш1И ^ИИ вачевым («Ленгипрониметаллоруд») были составлены альбомы с
образцами, фотографиями флогопита и четкими инструкциями,
какое сырье можно пускать в переработку на щипаную слюду. С
1965 г. началась разработка флогопитового месторождения. Старшим геологом
флогопитового рудника стал П.И. Смоляк, а обогащение и переработка слюды
осуществлялись в лабораторном цехе на базе ГРП под руководством Г.С. Поповой.
В 1966 г. за открытие и
разведку Ковдорского
месторождения флогопита была
присуждена Ленинская премия.
Лауреатами стали А.В.
Сидоренко - академик, министр
геологии СССР, Ю.М. Голуб -
заместитель начальника
производственного управления
Министерства геологии СССР,
П.М. Никитин - начальник
Северо-Западного
геологического управления, В.И. Терновой
Александр
Васильевич
СИДОРЕНКО
Юрий
Михайлович
ГОЛУБ
Петр
Михайлович
НИКИТИН
16
W ШШ m
Ксения Степановна
ПАВЛОВА
Татьяна Павловна
СОРОКИНА
Василий Николаевич
БАСМАНОВ
- главный геолог Ковдорской ГРП, С.С. Осипов - начальник Ковдорской ГРП, Б.И. Су-
лимов - старший геолог Ковдорской ГРП, А.И. Сухачев - директор Ковдорского ГОКа.
В
пятидесятые годы начались
подготовительные
работы к разработке ^ ^ -^ —^ ,_ ЧЗГЕГ'>
железорудного ка- Ж ЯВ Ж Ш -«-Л
рьера, и шло
строительство
обогатительной фабрики
для получения маг-
нетитового
концентрата.
Технология обогащения
руд разрабатывалась в институте «Механобр» под руководством К.С. Павловой, а с
1962 г. в этих исследованиях приняла активное участие Т.П. Сорокина. Была предложена
двухстадийная схема сухой и мокрой магнитной сепарации руды, на основании которой
и был разработан проект первой очереди Ковдорского ГОКа - магнитообогатительная
фабрика (МОФ). Ковдорский горно-обогатительный комбинат (ГОК) начал поставлять
железный концентрат на Череповецкий завод в 1962 г., а уже через три года достиг
проектной мощности - перерабатывал 6 млн. т руды в год. В начале эксплуатации
месторождения весьма полезной была деятельность сотрудника Кол ФАН СССР
В.Н.Басманова, который
разработал удобную для
производственников
классификацию руд (АФ, АФМ, КФМ и
др.), составил эталонную
коллекцию, внедрил приемы
геологической документации
уступов карьера без
применения компаса. Согласно
новым планам, ГОК должен был
постепенно увеличить
производительность в 2,5 раза.
Директором ГОКа с 1962 г.
становится А.И.Сухачев, а
главным инженером - К.И. Катая, которого впоследствии сменил А.А.Новиков.
Под руководством главного геолога Д.П. Болотникова велась эксплуатационная
разведка на карьере месторождения. При этом уступы опробуются по буровзрывным
и разведочным скважинам с целью оценки среднего содержания полезных компонентов
в каждом блоке. Первому рудничному геологу А.И. Ананьеву приходилось разбираться
в составе сложных, весьма неоднородных ковдорских руд, руководить расстановкой
экскаваторов, обеспечивать фабрику достаточно стабильной по составу рудой. В
17
Алексей Иванович
СУХАЧЕВ
Кузьма Исаевич
КАТАЯ
дальнейшем эту работу с успехом выполняли перешедшие из ГРП на рудник геологи
В.А. Мороз и Л.Т. Амахин. В.А. Мороз с первых дней работы рудника руководил
позабойной шихтовкой подаваемой на фабрику руды, определяя буквально «чутьем»
содержание в руде железа с точностью до 0,5%. В это время начали разрабатываться и
проблемы комплексного использования ковдорской руды с извлечением не только
магнетита, но и апатита и бадделеита. Сложный минеральный состав ковдорских руд и
Александр Иванович
АНАНЬЕВ
Вилий Андреевич
МОРОЗ
Леонид Тимофеевич Татьяна Николаевна
АМАХИН ПОГАНКИНА
необходимость постоянного контроля за процессами их обогащения потребовали
организации при комбинате минералогической лаборатории. Для этого в 1962 г. была
приглашена выпускница кафедры минералогии ЛГУ Т.Н. Поганкгша, которая очень
скоро стала, можно сказать, незаменимым человеком. Ею был создан на комбинате
прекрасный минералогический музей, который по праву может служить ставшей сейчас
актуальной цели сохранения минерального разнообразия нашей страны.
В связи с новыми задачами Ковдорская ГРП с 1963 г. занялась также и доразведкой
комплексного месторождения железных, фосфорных и редкометальных руд. Главным
геологом Ковдорской ГРП становится Б.И. Сули-
мов, так как В.И. Терновой полностью в это время
переключился на педагогическую деятельность в
Ленинградском горном институте. Тем не менее,
В.И. Терновой продолжал принимать деятельное
участие в делах Ковдорской ГРП в качестве
постоянного куратора. Большую работу в эти годы
провел также старший геолог Б.В. Афанасьев.
Общими усилиями под руководством В.И. Тернового
была разработана новая классификация
комплексных руд. основанная на содержаниях железа,
фосфора и двуокиси циркония, а также завершено
пзчченпе флогопитового месторождения. Часть
охровых станков в это время была переведена на железные руды. На уступах карьера
появились буровые вышки нового типа, сконструированные техноруком А.А.
Смирновым, изящные и удобные для бурения скважин с любым наклоном, с
усовершенствованной техникой подъема керна. В это же время были налажены и постоянные
Альберт
Александрович
СМИРНОВ
ьорис
Иванович
КОБРИН
18
геофизические работы (магнитный и гамма-каротаж скважин) под руководством
старшего геофизика Б.И. Кобрина.
С 1965 г. на Ковдорском комплексном месторождении начала работать группа
сотрудников Московского института минерального сырья (ВИМС) под руководством
Е.М. Эпштейна. В нее входили минералоги Л.Н. Журавлева и СВ. Соколов, геофизик
Л.М. Березина. Консультировал работы профессор А.И.Гинзбург. Эта группа составила
детальную структурно-геологическую карту Южного рудного участка комплексного
месторождения и подробнейшим образом изучила состав так называемых редко-
Ефим Людмила Станислав Александр Виктория
Михайлович Николаевна Владимирович Владимирович Аббасовна
ЭПШТЕЙН ЖУРАВЛЕВА СОКОЛОВ ЛАПИН КОНОНОВА
метальных (или аномальных) руд. Технологи ВИМСа под руководством В.А. Мокроу-
сова совместно с обогатителями Ковдорского ГОКа много лет трудились над разработкой
технологии обогащения этих руд. однако коэффициент извлечения редкометальных
минералов остался довольно низким. В связи с этим, в основном по инициативе
Е.М.Эпштейна, было принято решение складировать аномальные руды и по мере
возможности не пускать их в передел, чтобы не загрязнять получаемые ГОКом
концентраты радиоактивными минералами. Этот склад
редкометальных руд, содержащих кроме Fe и Р другие ценные компоненты.
такие, как Nb, Та, Zr, Си, может быть в будущем также вовлечен в
производство при условии разработки рациональной схемы
обогащения руды данного типа.
В изучении комплексного месторождения принимал участие
и КолФАН СССР, в частности акцессорные минералы изучал
Ю.М.Кирнарский. Несомненную пользу принесли также
многолетние исследования, проводившиеся московским геологом
А.В.Лапиным. Его консультантом был доктор
геолого-минералогических наук Л.С. Бородин. Именно этими геологами для пород Матвеевич
комплексного месторождения был предложен термин «камафориты», КИРНАРСКИЙ
составленный из первых слогов или букв главных
породообразующих минералов - кальцита, апатита, магнетита и форстерита. Первые сведения об
абсолютном возрасте пород массива были получены сотрудниками ЛГУ и ВСЕГЕИ,
работавшими под руководством А.А. Кухаренко, а затем много новых абсолютных
датировок было сделано группой В.А. Кононовой (ИГЕМ АН СССР).
19
Для разработки новых методик обогащения комплексных апатито-магнетито-
вых руд Ковдорский ГОК построил опытную обогатительную фабрику, начальником
которой стала Н.В. Королева. Здесь в полупромышленных условиях сотрудники
институтов «Механобр» (К.С. Павлова, Т.П. Сорокина), ВИМСа (В.А. Мокроусов),
КолФАНа и Ковдорского ГОКа (В.В. Новожилова, В.В. Богданович и др.) отработали
флотационно-гравитационную методику получения апатитового, бадделеитового
(Сухачев, 1987; Кампель и др., 1997), а затем и форстеритового концентратов из хвостов
магнитной сепарации.
В мае 1971г. руководство Кировского района, Кольский филиал АН СССР, Енское
рудоуправление и Мурманская геолого-разведочная экспедиция Северо-Западного
геологического
управления созвали в
Ковдоре совещание
по обсуждению
перспектив развития
Ковдорского
промышленного
комплекса. В нем принимало
участие более 200
представителей
многочисленных
учреждений.
Обсуждались перспективы
сырьевой базы и
использования отходов обогащения, пути внедрения в промышленность апатитового и
бадделеитового концентратов, проблемы геологии и горного дела. Сотрудники
Ленинградского инженерно-строительного института П.И. Баженов и В.В. Прокофьева
сделали интересное сообщение о возможности использования существенно
форстеритовых (высокомагнезиальных) отходов обогащения комплексных руд в
производстве силикатного кирпича, бетонов и других строительных материалов.
В 1970 г. завершился этап разведки бадделеито-апатито-магнетитовых руд,
необходимый для принятия важного решения о необходимости строительства апатито-
бадделеитовой обогатительной фабрики (АБОФ). В 1973 г. ее объявили Всесоюзной
ударной комсомольской стройкой. Начальником АБОФ в это время был В.Ф. Попович,
впоследствии ставший начальником участка флотации апатита. В 1975 г. из Ковдора
ушел первый эшелон с апатитовым концентратом, а двумя годами позже начался
промышленный выпуск бадделеитового концентрата. К 1981 г. строительство АБОФ
было в основном завершено, в результате образовался обогатительный комплекс,
состоящий из двух фабрик - МОФ и АБОФ. В конце 80-х годов совместно с институтами
ГИГХС. «Механобр»., «ЛенНИИгипрохим», ГИ Кол ФАН СССР была разработана
технология производства из хвостов флотации апатита и лежалых отходов
хвостохранилища нового вида продукции - плавленых фосфорно-магнезиальных
удобрений. Одним из главных инициаторов разработки этой технологии была
Нина
Владимировна
КОРОЛЕВА
Виктория
Васильевна
НОВОЖИЛОВА
Виталий
Васильевич
БОГДАНОВИЧ
Олег Борисович
ДУДКИн
Л.М.Осетрова (ГИГХС). Впоследствии, в 1991 г., на специально выстроенной опытной
установке были получены партии таких удобрений и направлены на агрохимические
испытания. В качестве добавки при производстве этих удобрений используется
форстеритовый концентрат.
С 1970 по 1977 гг. проводились изучение и разведка апатито-франколитового
месторождения, расположенного к юго-западу от апатито-магнетитового рудного
комплекса. В его изучении приняли участие сотрудники ГС. Курбатова и О.Б. Дудкин
(КолФАН), Л.М. Осетрова (ГИГХС), Л.В. Кулачков (СЗТГУ) и др. Богатые фосфором
апагито-франколитовые руды до настоящего времени еще не разрабатываются, так как
для этого необходимо-построить новую обогатительную
фабрику. Учитывая близость расположения от Ковдора
месторождения аналогичных руд Сокли (Финляндия), а
также уже построенной там опытной обогатительной
фабрики, очевидно, имеет смысл поставить вопрос о
возможной совместной разработке этих двух
месторождений. Решение этой задачи может быть осуществлено
после строительства железнодорожной ветки и
автомобильной трассы от Ковдора до Сокли.
При разведке и опробовании комплексных апатито-
магнетитовых руд а также при начавшемся
технологическом картировании месторождения стали широко применяться современные
ядерно-геофизические приборы, внедренные Институтом разведочной геофизики
(ВИРГ1. Геофизической службой на руднике с 1976 г. руководила Л.А. Максимович,
которая сплотила вокруг себя слаженно работающий коллектив молодых специалистов.
Эта группа проводила магнитный, а впоследствии при участии сотрудников ВИМСа и
радиометрический каротаж буровзрывных и геолого-разведочных скважин, а также
внедрила реитгенофлуоресцентный контроль за главными стадиями процесса
обогащения комплексных
руд. Минералого-техноло-
гическое картирование
проводилось
геолого-геофизической группой (Т.Ю.Рико,
В.М. Петушков, В.Т. Рико и
др.) под руководством
главного геолога ГОКа
В.А.Шапошникова
совместно с лабораторией
обогащения ЦЗЛ (при участии
В.В. Новожиловой). Работы
по опробованию руд
возглавлял старший геолог рудника «Железный» Л.Т. Амахин. Необходимо отметить, что
теперь работа рудничных геологов значительно усложнилась, так как руда, поступающая
на фабрику, должна быть устойчивой по содержанию не только железа, но и фосфора
Виталий
Александрович
ШАПОШНИКОВ
Лариса
Андреевна
МАКСИМОВИЧ
Владимир
Михайлович
ПЕТУШКОВ
21
и циркония. В целях поддержания стабильности руды по основным компонентам
впоследствии был создан усреднительный склад руды, где фактически производится
ее грубая промежуточная шихтовка.
На базе Енского рудоуправления после открытия Ковдорского
флогопитового месторождения возник горно-обогатительный
комбинат «Ковдорслюда», который ведет уже многие годы добычу
флогопита и вермикулита. За пределами Ковдорского массива
разрабатывались месторождения слюды мусковита и кварц-
полевошпатового керамического сырья. Директором этого
комбината в 70-е-80-е годы был М.В. Ильютович, а главным
геологом - ГВ. Черемных. С 1969 по 1996 гг. начальником
камерально-тематической группы был Н.М. Манаев, ранее
работавший на месторождениях мусковитоносных пегматитов.
Николаи *
Михайлович Ри его непосРеДственном участии значительно улучшилось
МАНАЕВ качество геологической документации всех горных выработок
ГОКа «Ковдорслюда».
Одновременно с разведкой всех месторождений Ковдора геологи Ковдорской ГРП
составляли геологическую карту всего массива и его ближайшего окружения в масштабе
1:10000, которая по мере проведения дополнительных разведочных горных выработок
становилась все более точной и детальной. При этом были выявлены на южной окраине
массива ранее неизвестные поля карбонатитов, оконтурены щелочные породы,
разведаны с ориентировочной оценкой рудные оливиниты центрального ядра массива.
Эти последние работы, к сожалению, были проведены слишком поздно, так как к этому
времени уже частично на площади распространения рудных оливинитов были
выстроены дома жилого массива города. Работу по геологическому картированию
осуществляли Б.В. Афанасьев, Б .И. Сулимов, И.П. Паньшин, Н.Н. Голиков СБ. Лесо-
хин под руководством В.И. Тернового. Все петрографические исследования различных
горных пород в течение многих лет выполняла Н.В. Афанасьева. Подсчет запасов
различных типов полезных ископаемых и камеральную обработку материалов многие
годы проводила камеральная группа под руководством К.П. Мартьшовой. Особенно
важное значение в это время приобрели выполнявшиеся СБ. Лесохиным
гидрогеологические исследования в связи с освоением новых территорий под хвосто-
хранилища, строительством новьос городских кварталов и производственных корпусов,
а также новыми планами развития горных работ. Для расширения рудника «Железный»
с целью разработки северного участка апатито-магнетитового месторождения в 1978 г.
был пройден туннель через гору Воцу-вара, через который была отведена река Верхняя
Ковдора. В конце 70-х годов началось изучение глубоких горизонтов этого
месторождения с подсчетом запасов комплексных руд, для чего были пробурены
скважины глубиной около 2000 м.
В начале 90-х годов в Ковдоре добывали з год около 5 млн. т высококачественного
железного концентрата.. 1.4 - 1.2 млн. т апатитового и 2,8 - 3 тыс. т бадделеитового
концентратов, а также 50 тыс. т вермикулита. 30 тыс. т флогопита, и свыше 80 тыс. т
карбонатита.
В это же время произошло резкое сокращение объемов промышленного
производства по всей стране в связи с переходом к рыночным отношениям, разрушением
системы СЭВ, что повлекло за собой необходимость изменения объемов и структуры
сбыта продукции Ковдорского ГОКа (Ляхов, Захаров, 1997). Экспортные поставки
магнетитового концентрата - основной продукции комбината - сократились за 1991 г.
в 7 раз при неуклонном сокращении его потребления и на внутреннем рынке. К
настоящему времени фактически единственным потребителем железного концентрата
является Череповецкий металлургический комбинат (АО «Северсталь»). Такая сложная
ситуация в стране потребовала от руководства Ковдорского ГОКа выработать и ввести
в действие новую политику управления предприятием, основная цель которой -
сохранение производства, инфраструктуры комбината, высококвалифицированных
кадров и самого города. После выхода на пенсию А.И. Сухачева в 1989 г новым
генеральным директором комбината, впервые выбранным коллективом/стал В.П. Ляхов,
кандидат технических наук, действительный член Академии
горных наук России, ранее работавший на предприятиях
Оленегорска и Африканцы. Объединенными усилиями всего
управленческого аппарата комбината была выработана
стратегия стабилизации производства и экономики в новых
рыночных условиях, которая основывалась на учете
реальных потребностей внутреннего рынка, а также на
налаживании делового сотрудничества с иностранными
фирмами Норвегии, Финляндии и Германии. Структура
производимой продукции комбината была существенно
изменена в 1996 - 1997 гг.: объемы выпускаемого железного
концентрата снижены до 2,9-3,0 млн. т /год при
сохранении объемов производства апатитового концентрата (1,4 млн.
т /год) и даже росте - бадделеитового (5,6 тыс. т /год).
Общее вынужденное сокращение основного производства и изменение структуры
товарной продукции стало возможным благодаря использованию лежалых хвостов
обогащения, накопленных в первый период работы комбината, когда из руды извлекался
только магнетит (Ляхов и др., 1997). Извлечение из этих хвостов главных ценных
компонентов - апатита и бадделеита - при постоянном совершенствовании технологии
обогатительного процесса позволило не только поддерживать, но и увеличить объемы
производства и сбыта их концентратов (Кампель и др., 1997). В 1996 г. был заключен
бартерный контракт в финской фирмой «Оутокумпу», согласно которому за 1997 -
1998 гг. ею поставляется и вводится в действие новое оборудование для реконструкции
1 -й очереди АБОФ, а Ковдорский ГОК поставляет в Финляндию апатитовый концентрат.
Крупнообъемные современные флотационные машины ОК-50 и ОК-38 позволяют
увеличить на 3-4 % извлечение апатита, а также осуществлять автоматический контроль
и управление процессом его обогащения. Важным для оптимизации технологии
флотации апатита является подбор различных флотреагентов и соответствующих
режимов, позволяющих снизить в получаемом апатитовом концентрате содержание
нежелательной примеси MgO до 2 - 1,7 %. При этом на магнитообогатителъной фабрике
23
Вячеслав Петрович
ЛЯХОВ
было демонтировано оборудование с целью исключения процесса сухой магнитной
сепарации дробленой руды, а для избежания переизмельчения апатита и бадделеита
внедрено двухстадийное измельчение с тремя стадиями мокрой магнитной сепарации.
Технология бадделеитового производства совершенствуется за счет
применения гравитационных аппаратов фирмы «Деррик» (США), что позволяет увеличить
процент извлечения и объем получаемого бадделеитового концентрата. Большая
заслуга в реорганизации и модернизации всего обогатительного процесса на комбинате
принадлежит техническому директору Ф.Б. Кампелю, начальнику лаборатории
обогащения В.В. Новожиловой, инженеру-исследователю В.В. Богдановичу, начальнику
обогатительного комплекса А.П. Сидоренкову, главному технологу В.Ф. Поповичу и
другим сотрудникам (Богданович, Поганкина, 1987; Кампель и др., 1997).
Из хвостов был освоен также выпуск форстеритового концентрата,
использовавшегося в качестве добавок при производстве плавленых фосфорно-магнезиальньгх
удобрений, однако впоследствии выпуск последних оказался
О нерентабельным. Задача комбината на будущее - найти новых
потребителей форстеритового концентрата для производства
иь».> ■- 4' огнеупорного кирпича.
Все эти преобразования в работе комбината не могли быть
реализованы без соответствующей модернизации горных работ
на карьере Ковдорского ГОКа. Расширение, а также значительное
углубление карьера потребовало перехода на циклишю-поточную
технологию доставки руды на обогатительную фабрику. Для этого
в 1987 г. на промежуточных горизонтах восточного борта карьера
еликс дыл СООруЖен и введен в эксплуатацию дробильно-перегру-
кампель зочный пункт с 700-метровым конвейером, позволивший
значительно сократить дальность доставки руды на фабрику
(Мельников и др., 1987;Берловичидр., 1997). В настоящее время
па северо-западном борту карьера заканчивается сооружение дробильно-конвейерного
комплекса, предназначенного для транспортировки с нижних горизонтов пустых пород
на верхние отметки отвала. Этот комплекс будет оснащен как отечественным, так и
импортным оборудованием. Отсыпка пустой породы в отвалы осуществляется веерным
методом. В последнее десятилетие произошло уменьшение почти вдвое объема
вскрышных работ, что сопровождается мероприятиями по увеличению углов наклона
бортов карьера, а также созданием резервных запасов готовой к выемке руды в расчете
на 3-4 месяца работы рудника. Вывоз руды и пустой породы осуществляется дизель-
электрическими самосвалами БелАЗ-7519 и Комацу HD-1200, которые теперь частично
заменяются автосамосвалами фирмы «Катерпиллар CAT» 785В. Эти самосвалы,
оснащенные гидромеханической передачей, способны без остановки и перегрузки
вывозить породу с нижних горизонтов до мест доставки (Ерлыков и др., 19976).
Сложный комплексный тип руды Ковдорского месторождения и необходимость
стабилизации ее состава и качества при поставке на фабрику привели к необходимости
ввода в действие погрузочно-усреднительного склада. Это помогает проводить
усреднение руды по содержанию главных полезных компонентов, без чего невозможна
24
ритмичная и бесперебойная работа всего производства. Для обеспечения непрерывного
контроля за качеством и обогатимостью добываемой руды внедрена методика ее геолого-
технологической оценки на основе исследования значительного числа малообъемных
проб и массового опробования шламов буровзрывных скважин и определения в них
содержания Fe, Р,05, Zr02 (Рико и др., 1987; Кампель и др., 1997). Проводится также
экспресс-контроль качества руды и продуктов обогащения: на входе в корпус
магнитообогатительной фабрики определяется содержание железа в шихте; на АБОФ
в питании, в концентрате и хвостах апатитовой флотации выполняется рентгено-
спектральное экспресс-определение содержания Р205, Si02, MgO, Zr02; в бадделеитовом
черновом и товарном концентратах определяется содержание Zr02, а также их
радиоактивность. Все эти определения осуществляются силами геофизической
лаборатории Инженерного центра в основном на созданной своими силами аппаратуре.
Данные мероприятия обеспечили существенную стабилизацию состава рудной шихты
и снижение колебаний в содержании железа и пентоксида фосфора в два раза. Все
комплексные работы сотрудники геофизической лаборатории выполняют под
руководством М.К. Совцовой и М.И. Совцова.
В отличие от многих ГОКов, где научно-исследовательские лаборатории сначала
были бездумно уничтожены, а теперь с большим трудом восстанавливаются,
руководство Ковдорского ГОКа не только сохранило, но и способствовало их развитию.
Это дает только положительные результаты. Химики, геофизики и физики постоянно
внедряют новые современные методы анализа руды и готовой продукции. Лаборатория
обогащения принимает участие во всех пуско-наладочных работах на фабрике. Горная
лаборатория вносит свой вклад в совершенствование буро-взрывных работ.
Вся геолого-разведочная служба на Ковдорском ГОКе в настоящее время ведется
под руководством главного геолога А.Н.Быховца при тематической партии,
возглавляемой С.А. Федоровым. Эта группа занимается комплексом разнообразных работ
для компьютеризации основного производства Ковдорского ГОКа. Геологоразведчики
ведут разведку техногенного месторождения - хвостов мокрой магнитной сепарации,
работают над завершением отчета с подсчетом запасов руд „^--^
глубоких горизонтов (до глубин -1300 м), над гидрогеологическим *-
обеспечением техногенного месторождения и мониторингом
окружающей среды района деятельности ГОКа. Эти работы
осуществляются под руководством СБ. Лесохина.
С 1992 г. началась разработка, а затем и внедрение единой
автоматизированной компьютерной системы «Ковдор-Геомарк» с
целью проведения графического моделирования геологического
строения месторождения (Ерлыков и др., 1997а). Система была Александр"
разработана НИИ ВИОГЕМ (зав. лаб. В.А. Дунаев, ст.науч.сотр. Николаевич
С.С.Серый и др.) с активным участием МГГУ (В.А. Ермолов) и БЫХОВЕЦ
фирм «Зонд» и «ГЕТОС». Структура системы «Ковдор-Геомарк» включает три
подсистемы: геолого-разведочную (базовую), инженерно-геологическую и
горноэксплуатационную, каждая из которых основана на введении полученных исходных
(табличных) результатов в главную базу данных. На основе этого сначала создаются
25
модели, а затем и компьютерные технологии. Так, в частности, проводится построение
качественных слоевых планов разных горизонтов месторождения, подсчет
геологических и эксплуатационных запасов руд, перспективное и текущее планирование
горных работ и т. д. В Ковдорском ГОКе эту работу сначала возглавлял директор по
производству В.Л. Ерлыков, а в настоящее время - главный геолог А.Н. Быховец. В
базе данных программы «Ковдор-Геомарк» содержится вся геологическая информация,
накопленная с начала разведки месторождения (1941 г.). Конечно, в карьере постоянно
проводятся традиционные геологические и маркшейдерские работы силами
сотрудников рудника «Железный». Геологи А.Н. Путилов и С. Кузнецов отмечают, что с
введением автоматической обработки данных существенно облегчилось выполнение
графических работ, столь необходимых для успешной работы рудника. В настоящее
время идет пополнение компьютерной базы данных информацией по карбонатитовому
и апатито-франколитовому
ме сторожд ениям.
За период проведения
в стране рыночных реформ
и «директивной»
приватизации вся экономическая и
финансовая система
развития производства
претерпела большие изменения.
Руководству Ковдорского
ГОКа удалось отразить
попытки московского банка
«Еврокосмос» присвоить
незаработанную им собственность - 37,9 % акций предприятия. Это вместе с 13,69 %
акций ОАО «Ковдорского ГОКа», бывших в собственности АОЗТ «Стипль»,
генеральным директором которого был С.А.Хомяков (он же вице-президент банка
«Еврокосмос»), могло бы составить контрольный пакет предприятия. Своевременное
вмешательство Генпрокуратуры РФ с привлечением ревизии Минфина пресекло
незаконную деятельность вышеуказанных финансовых структур (Ивашова, 1995).
Наиболее трудным в финансовом отношении для комбината был 1996 г., когда
фактически не было получено балансовой прибыли, однако эту ситуацию удалось
преодолеть и даже увеличить общий объем производства на 4 %. Именно в этот тяжелый
период пришлось ликвидировать ГРП, на базе которой была оставлена лишь одна
буровая бригада, работающая вахтовым методом на различных объектах Кольского
п-ова по заданию Мурманской ГРЭ. В связи со снижением спроса на флогопит и
нерентабельностью его подземной добычи пришлось закрыть (законсервировать) шахту,
сохранив при этом разработку этого полезного ископаемого лишь открытым
способом. С 1995 г. комбинат «Ковдорслюда» начал опытно-промышленную разработку
оливинитов как сырья для производства огнеупоров.
В течение 1992-1996 гг. на комбинате были организованы такие «непрофильные»
производства, как производство щебня из скальных вскрышных пород, добыча и
Владимир
Александрович
ДУНАЕВ
Сергей
Сергеевич
СЕРЫЙ
Владимир
Леонидович
ЕРЛЫКОВ
26
обработка природного камня - габбро, габбро-норита, гранито-гнейса, гнейса,
применяемых для изготовления памятников, облицовочных плит, изготовление за счет
использования 30-40% хвостов обогатительной фабрики облицовочной керамической
плитки, а также керамической посуды и сувениров, швейное производство, различные
производства пищевой продукции и ряд других.
В 2000 г. крупнейшим акционером ОАО «Ковдорский ГОК» стала промышленная
группа МДМ («Московский деловой мир»), связанная с МДМ-банком, входящим в
первую десятку крупнейших банков страны. В сентябре 2000 г. генеральным
директором ГОКа становится представитель Группы МДМ Н.В. Левицкий, что
способствовало росту деловой активности предприятия и привлеченшо инвестиций. Приход
к руководству многими крупными предприятиями
квалифицированных экономистов (Н.В. Левицкий - выпускник
Санкт-Петербургского университета экономики и финансов,
кандидат экономических наук) вполне закономерен и
продиктован всей экономической политикой России в последние
годы. Это обусловлено необходимостью более эффективно
координировать всю финансовую и экономическую
деятельность предприятия, отвечать за своевременное
обеспечение средствами всех проектов, внутренние и внешние
расчеты, за его бюджет и проблемы налогообложения.
В конце 2001 г. группа МДМ создала Минерально-хи-
тг „ _ Николай Валентинович
мическую Компанию «Еврохим», которая стала победителем тт™™™-*™
ЛЪВИДКИИ
аукциона по продаже 10% акции ОАО «Фосфорит»
(Кингисепп). Эта Компания, которую возглавил Н.В. Левицкий, приобрела также пакет
акций ОАО «Невинномысский Азот», и в перспективе включение в нее еще одного
крупного предприятия - Белореченского завода «Минудобрения». В связи с этими
преобразованиями Н.В. Левицкий в сентябре 2001 г. сложил с себя полномочия
генерального директора ОАО «Ковдорский ГОК», на должность которого Советом
директоров был назначен И.В. Мелик-Гайказов. Будучи потомственным горняком,
новый директор после окончания с отличием Московского горного института работал
в Ковдорском ГОКе сначала горным мастером, впоследствии главным инженером и
директором по производству.
Ковдор по праву служит эталоном при изучении подобных геологических
объектов как в геолого-минералогическом плане, так и по методике разведки и
опробования различных полезных ископаемых, их добычи и комплексной переработки.
Уникальная степень изученности массива и связанных с ним месторождений позволяет
расшифровывать многие неясные вопросы строения и генезиса подобных карбо-
натитоносыых массивов и разрабатывать более рациональные методы комплексной
переработки различных типов руд. Накопленный опыт развития производства на столь
сложном геологическом объекте, расположенном на Кольском полуострове, без
сомнения, будет полезен и для других горных предприятий, функционирующих в
условиях Заполярья и в других районах страны.
Глава 2.
СТРУКТУРНАЯ ПОЗИЦИЯ, ВОЗРАСТ И ТЕКТОНИКА КОВДОРСКОГО
ЩЕЛОЧНО-УЛЬТРАОСНОВНОГО МАССИВА
Ковдорский массив располагается в восточной части Балтийского щита (юго-
западная часть Кольского п-ова), где он прорывает гнейсы и гранито-гнейсы, относимые
к так называемой беломорской серии. Породы этой серии представлены мета-
морфизованными в условиях амфиболитовой (иногда гранулитовой) фации биотито-
олигоклазовыми гнейсами и гранито-гнейсами верхнего архея - нижнего протерозоя,
подвергшихся в эпоху карельской складчатости (PR1-2) повторному региональному
метаморфизму и радиогеологическому омоложению (Шуркин, 1968). В настоящее время
беломорский комплекс пород (беломориды) рассматривается как шовная структура,
сформировавшаяся на границе Кольского и Карельского геоблоков и характеризующаяся
брекчиевидным типом деформаций. В составе беломорид различают три главных
комплекса пород: гранулит-базитовый (или зеленокаменный), диоритовый и гранитный
(Володичев, 1990).
Согласно одной из классификаций (Шуркин, Дук, 1962), беломорская серия
расчленяется на восемь свит; причем в районе Ковдора распространены породы лишь
четырех (снизу вверх): лоухской, представленной плагиобиотитовыми, амфиболовыми
и глиноземистыми гнейсами, чупинской, к которой относятся двуслюдяные, гранато-
биотитовые и глиноземистые гнейсы, княжегубской, сложенной серыми и розовыми
плагиобиотитовыми гнейсами с прослоями амфиболитов, и кандской, представленной
микроклиновыми плагиобиотитовыми гнейсами с пластами глиноземистых гнейсов.
Комплекс глубоко метаморфизованных и подвергшихся региональной
гранитизации пород беломорской серии имеет сложное складчатое строение.
Внутренняя структура его до сих пор окончательно не расшифрована. Одни авторы
(Мишарев и др., 1960; Шуркин, 1968) описывают ее как сложный синклинорий с
чередованием глубоко погруженных и сильно метаморфизованных прогибов и
разделяющих их антиклинальных поднятий. В частности, главными тектоническими
структурами первого порядка являются Енско-Лоухский синклинорий беломорид, а
также Ковдозерский антиклинорий, расположенный к югу от него (рис. 2.1).
По мнению Н.В. Горлова (1973), весь комплекс беломорид в районе Ковдорс-
кого массива образует крупную моноклинальную структуру с общим падением на
северо-восток. Совокупность независимых геологических данных (Макиевский, 1973)
и результатов большинства современных исследований (напр., Володичев, 1990)
подтверждает представление о складчатом строении Беломорской метаморфической
серии (сочетание основной синклинорной структуры с обрамляющими ее анти-
клинориями). При такой интерпретации структуры беломорид Ковдорский массив
располагается в северо-восточном крыле Енско-Лоухского синклинория (см. рис. 2.1).
Толщи гнейсов имеют здесь преимущественное северо-западное простирание, и общая
структура их осложнена складками второго и третьего порядка, характеризующимися,
28
главным образом, северо-восточными направлениями их осей. К осевой части такой
антиклинальной складки второго порядка и приурочен Ковдорский массив.
В последнее время на основании новых определений возраста пород и
структурно-геологических работ разрабатывается представление о покровно-
надвиговом строении беломорид (Беломорско-Лапландского пояса), явившемся
следствием многостадийного метаморфизма на рубеже архея и протерозоя
(Глебовицкий, 1993). При такой интерпретации согласно чередующиеся серии пород
относятся не к последовательным, а к разновозрастным образованиям, в которых часто
молодые породы в результате надвигов оказываются перекрытыми более древними.
Какой бы ни была реальная структура беломорид, проявление щелочного
магматизма на Кольском полуострове контролируется заложением рифтогенных систем
на поздних стадиях раннепротерозойского этапа внутриконтинентальных (Магматизм...,
1993). Представление о большой роли рифтогенеза в формировании главных
структурных элементов земной коры в пределах Балтийского щита и характере его
магматизма сложилось в последнее десятилетие. Ранее А.А. Кухаренко. (1967) связывал
расположение ряда щелочных массивов с мощной и протяженной зоной глубинных
разломов северо-восточного простирания, пересекающей почти под прямым углом
архейские и протерозойские структуры. Эта зона, принадлежащая, но его мнению, к
категории сквозьструктурных разломов, была заложена в начале протерозоя и
неоднократно подновлялась в рифее и палеозое. Наибольшей активизации она
подвергалась в палеозое в период от 370 до 340 млн. лет. Об этом свидетельствугот
сопряженность ориентировки разрывных нарушений северо-восточной зоны с
простиранием близких по возрасту норвежских каледонид (по западному обрамлению
Балтийского щита) и возраст интрузивных комплексов, использовавших эти нарушения.
Впоследствии эту зону стали прослеживать только в пределах восточной части
Балтийского щита, а грабен Осло был отнесен к более поздней мезозойской системе
рифтов Центральной Европы. Согласно последним представлениям (Магматизм..., 1993),
интересующая нас зона протяженных глубинных разломов северо-восточного
простирания связана с долгоживущей внутриконтинентальной рифтогеиной системой.
Именно в ее пределах проявился активный рифтогенный магматизм в среднем и позднем
палеозое (370—290 млн. лет), в результате которого и были сформированы многие
щелочно-улыраосновные и щелочные интрузии, в том числе и Ковдорская. Эта рифтовая
система названа Ковдор-Хибино-Ивановской.
Локализация Ковдорского и многих других массивов в пределах этой рифтовой
зоны контролируется сочетанием глубинных разломов второго порядка, сопряженных
с главной северо-восточной системой. Такими нарушениями второго порядка являются
запад-северо-западные разломы, близко совпадающие с простиранием архейско-
протерозойских структур кристаллического фундамента, и секущие по отношению к
ним субмеридиональные разломы. На пересечении этих двух разломов второго порядка
и располагается Ковдорский массив (см. рис. 2.1).
К протяженному разлому запад-северо-западного простирания кроме
ковдорского приурочены также другие щелочно-ультраосновные и щелочные интрузии
(Африкагща. Лесная и Озерная вараки, Салмагорский, Ингозерский и другие массивы).
/2
•#
15
7 ■:
*ЕЗ
Н <6[Z3 "EZI
«fcli
Рис.2.1. Схема геологического и тектонического строения восточной части Балтийского щита
(Кухаренко, 1967; Шуркин,1968; Магматизм...,1993).
Палеозой: I - эпиконтинентальные палеозойские отложения; 2 - интрузии агпаитовых
нефелиновых сиенитов (D3-C,); 3 - интрузии щелочно-ультраосновных пород и карбонатитов
(D,-C ). Верхний протерозой: 4 - конгломераты, песчаники, сланцы, карбонатные породы
салминской свиты. Средний протерозой: 5 - граниты рапакиви; б - интрузии габбро-норитов.
30
В своем восточном крыле этот разлом, по-видимому, смыкается с системой
тектонических нарушений северо-восточного обрамления Кандалакшского грабена
(Волотовская, 1970), контролирующих размещение щелочно-ультраосновных интрузий
Терского побережья (Турий п-ов и др.). Кандалакшский грабен приурочен к рифейской
палеорифтовой системе, претерпевшей активизацию в палеозое (Эринчек, Миль штейн,
1995). Субмеридиональный разлом в районе Ковдорского массива имеет меньшую
протяженность, хуже документирован геологически и намечен в основном по
геофизическим и геоморфологическим данным (Цирюльникова и др., 1968).
По времени формирования щелочно-ультраосновные интрузии являются более
ранними (390-360 млн. лет), а щелочные, в частности, такие, как Хибинская и Ло-
возерская интрузии, многочисленные дайки щелочных лампрофиров и щелочные
вулканиты Контозерской депрессии имеют несколько более молодой возраст (365-360
млн. лет). В районе Ковдора к этому, более позднему этапу, очевидно, относится
внедрение щелочных сиенитов и ийолитов, слагающих Малый Ковдорский массив.
В современном эрозионном срезе Ковдорский массив занимает площадь около
40 км2. В плане он имеет форму неправильного эллипса, длинная ось которого совпадает
с простиранием контролирующего локализацию массива долгоживущего
субмеридионального разлома. Кроме слагающих сам массив интрузивных, мета-
соматических и других пород к этому же комплексу относится рой сателлитов -
трещинных тел щелочных пород и залежей карбонатитов и апатито-франколитовых
пород, располагающихся в экзоконтактовом ореоле Ковдорского массива.
Вмещающие гнейсы и гранито-гнейсы беломорской серии вблизи от контакта
с интрузией подверглись интенсивной фенитизации, ореол распространения которой
колеблется в широких пределах, местами достигая 3-4 км.
Ковдорский массив в первом приближении имеет концентрически-зональное
строение, в основном обусловленное расположением разновозрастных интрузий по
системе кольцевых разломов (Каледонский комплекс..., 1965). Он сложен сериями
пород различного возраста, среди которых по геологическим данным выделяются
(рис. 2.2): 1 -гипербазиты: оливиниты, оливино-пироксеновые породы, пироксениты;
2 - мелилитовые и монтичеллитовые породы: турьяиты, мелилитолиты, монтичелли-
Нижннй + средний протерозой: 7 - комплекс метаморфизованных осадочных и осадочно-
вулканогенных формаций; 5 - интрузии основных и ультраосновных пород. Архей + протерозой:
9 — комплекс гранитондов; 10 - комплекс гнейсов, гранито-гнейсов и гранулитов фундамента
карелид. Верхний архей (беломориды): 11 - комплекс габбро-норитов, габбро и долеритов;
беломорская серия ультраметаморфизованных супракрустальных образований: 12 — енская, чу-
пинская и лоухская свиты, хето-ламбинская и лоухская свиты; 13 — хето-ламбинская и лоухская
свиты. Кольские гнейсы: 14 — оленегорская толща железорудных сланцев и гнейсов, толща гранато-
онотитовых, глиноземистых гнейсов и гранулитов; 75 — приподнятые блоки земной коры: III —
Мурманский, IV - Беломорский; 16— опущенные блоки земной коры: I—Ботнический, II—Севе-
роонежскпй, 17а — глубинные разломы в зоне сочленения блоков земной коры, установленные
по поверхности Мохоровичича, 17Ъ - границы рифтогенных систем; 18а - глубинные разломы
и трещины в докембрипском фундаменте, 18Ь - кимберлитовые трубки.
31
Рис.2.2. Схема геологического строения Ковдорского массива (а, составлена Б.В. Афанасьевым,
И.П. Паньшиным и Б.В. Сулимовым) и его схематический разрез по линии S—SW—N—NE (б,
составлен Н.И. Красновой).
а) - Условные обозначения: 1 — породы апатито-франколитового комплекса; 2 -
трахитоидные ийолиты и нефелиновые сиениты Малого Ковдорского массива. Комплекс
карбонатитов и камафоритов: 3 — карбонатиты нерасчлененные, 4 — кальцито-форстерито-
магнетитовые и доломито-магнетитовые руды, 5 — апатито-форстерито-магнетитовые руды, 6 —
32
10 ЕЗ11
а б
форстерититы и апатито-форстеритовые породы; 7 - полевошпатовые ийолиты (дайковый
комплекс); 8 - диопсидо-флогогшто-форстеритовые породы флогопитового комгшекса (а -мелко-
и среднезернистые, б - пегматоидные и крупнозернистые); 9 - ийолиты, 10 - слюдиты с
титаномагнетитом, оливином, пироксеном; 11 - пироксениты (а ~ с нефелином - мельтейгнты и
якупирангиты, б - без нефелина, нередко с флогопитом и оливином); 12 - гранато-амфиболо-
монтичеллитовые породы с диопсидом и кальцитом («скарноиды»); 13 - мелилитовые породы
(я - мелилитолиты, б-турьяиты); 74-оливиниты (а - нормальные, б-рудные); 15 - фениты.
Вмещающие породы: 16- средне-протерозойские (?) гипербазиты, сильно оелгоденелые в зоне
фенитизации. Беломорская серия архея - биотитовые, амфиболо-биотитовые гнейсы, иногда с
прослоями амфиболитов, гранатовых амфиболитов: 17- княжегубская свита, 18— нерасчлененная
чупинская свита; чупинская свита: 19,20 - нижняя и верхняя нерасчлененные подсвиты; 21 -
нерасчлененная лоухская свита; 22 - геологические границы (а - установленные, б -
предполагаемые). Месторождения: I - рудных оливииитов, II - флогопитовое, III - комлексных
железных, фосфорных и редкометальных руд (камафоритов), IV - кальцитовых карбонатитов, V -
апатито-франколитовых руд, VI - вермикулита (а - северо-западный, б - северо-восточный
карьеры).
б - Условные обозначения: 1 - породы апатито-франколитового комплекса; 2 -
доломитовые карбонатиты и доломито-магнетитовые руды; 3 - кальцитовые карбонатиты; 4 -
кальцито-форстерито-магнетитовые руды; 5 - апатито-форстерито-магнетитовые руды; 6 -
апатито-форстеритовые породы, форстерититы; 7 - породы флогопитового комплекса (а -
крупнозернистые, б - среднезернистые); 8 - ийолиты; 9 - апомелилитовые скарноподобные
породы; 10 - турьяиты, мелилитолиты; 11 - пироксениты; 12 - оливиниты; 13 - фениты; 14-
гранито-гнейсы; 15 - геологические границы (а - установленные, б - предполагаемые); 16 -
разломы; стрелками показаны направления подъема или опускания блоков пород.
т т
т т т
12
L L
33
титы; 3 - породы ийолит-мельтейгитовой серии: ийолиты, мельтеигиты, якупирангиты
и реже встречающиеся ийолит-уртиты и малиньиты; 4 - породы флогопитового
комплекса; 5 - комплекс камафоритов (фоскоритов) - апатито-форстеритовых пород и
магнетитовых руд; 6 - жильные ийолиты и полевошпатовые ийолиты; 7 - карбонатиты;
8 - жильный комплекс нефелиновых сиенитов; 9 - комплекс апатито-франколитовых
пород .
Основные черты геологического строения массива нашли отражение в рельефе:
стойкими к процессам выветривания породами (фениты, породы ийолит-мельтейгитовой
серии) сложены кольцеобразно расположенные вдоль контакта интрузии возвышенности
- горы Пилькома-сельга, Воцу-вара, Уци-вид, Мого-вид и др. К гипербазитовому ядру
интрузии приурочена пологая возвышенность - гора Низка-вара, которая окружена
кольцевой частично заболоченной депрессией, развитой в пределах распространения
наименее устойчивых к выветриванию сильно измененных и иногда рыхлых пород.
Анализ данных комплексных геолого-геофизических исследований (Ци-
рюльникова и др., 1968) и построение трехмерной модели строения интрузии по расчетам
пгубинных плотностных характеристик пород (Арзамасцев и др., 1996; Арзамасцев,
1998) позволили установить, что Ковдорский массив прослеживается по крайней мере
на глубину до 20 - 15 км. Согласно этим представлениям, вероятнее всего, массив
имеет цилиндрическую (Арзамасцев и др., 1996) или воронкообразную форму (форму
усеченного конуса). Центральное тело гипербазитов имеет почти вертикальные
контакты; щелочные, а также мелилитовые и монтичеллитовые породы образуют
кольцевые в общем плане и конические в разрезе тела с падением контактов к центру
массива иод углами 70-80" (рис. 2.3), что отмечалось еще в период первых
геологосъемочных работ на массиве (Волотовская, 1958). Такая смена ранне-магматических
гсл цилиндрической формы телами более поздних магматических пород, приуроченных
к коническим центриклинальным разломам, довольно типична для многих других
массивов центрального типа (Невский, Фролов, 1974).
Аэромагнитная съемка и структурно-геологическое дешифрирование
аэрофотоснимков показали, что северный контакт интрузии круто падает к центру массива
и отчетливо совпадает с его геологическим контуром. Юго-западный контакт
интрузивного тела на глубине 2-3 км, по-видимому, располагается значительно южнее
картируемой на поверхности геологической границы (см. рис. 2.3). Это указывает на
то. что здесь породы массива погружаются на юг под вмещающие гранито-гнейсы. о
чем свидетельствует также значительное увеличение мощности ореола феыитизации
вмещающих пород вблизи всего южного контакта интрузии. Все эти данные говорят
о том. что верхняя часть конического тела Ковдорского массива несколько наклонена
к север)1 и залегает более согласно с напластованием вмещающих пород в
северовосточном крыле Енско-Лоухского синклинория, чем на западе, востоке и юго-западе,
где складчатые структуры архейских гнейсов резко секутся плоскостью контакта
массива. Восточная часть интрузива претерпела некоторое смещение к югу
относительно западной вдоль ранее упоминавшегося субмеридпонального древнего
разлома, тогда как вдоль разлома северо-западного простирания сформировалась
система грабенов, обрамляющих массив с юга. Тектонические нарушения в пределах
самого Ковдорского массива имеют относительно автономный характер (Краснова,
Соколова, 1978). Плоскости контактов конических тел последовательных интрузивных
фаз в общем оказались сопряженными с контурами магмоподводящих каналов. В
расположении пород разных магматических и постмагматических серий наблюдается
определенная закономерность. Выклинивание неполных колец отдельных интрузивных
комплексов к югу, эксцентрическое расположение кольцевых и конических интрузий, а
также смешение наиболее молодых комплексов к юго-западу (апатито-магнетитовое
и апатито-франколитовое месторождения, карбонатиты) свидетельствуют о постоянном
смещении фокуса интрузий в том же направлении. Подобные смещения центров
кольцевых и конических интрузий установлены для многих массивов центрального типа
(Елисеев, 1967).
Для последовательно возникавших фаз кольцевых интрузий Ковдорского массива
отмечается поднятие фокуса контролирующих их конических разломов, что было ранее
подмечено II.А. Волотовской (1960). Так, для кольцевой интрузии щелочных пород по
замерам углов полосчатости, трахитоидности и плоскостей контактов устанавливается
расположение фокуса на глубине 7-8 км от земной поверхности. Для турьяитов этот
фокус "поднимается до 6 км, а для конических даек полевошпатовых ийолитов - до 3-
4 км. Фокус конических центриклинальньгх трещин, контролирующих расположение тел
карбонатитов и зон франколитизированных брекчий, перемешается из центральной части
массива в юго-западном направлении и поднимается до глубины соответственно
1.5-2 км и 200-250 м. На поверхности этот фокус проектируется на зону кальците-
магнетитовых руд комплексного апатито-магнетитового месторождения (Капустин,
1971), что несомненно указывает на генетическую связь карбонатитов и франколит-
содержащих пород с формированием всего рудного комплекса.
По гравиметрическим данным И.И. Сорокиной, а также по результатам
дешифрирования аэрофотоснимков В.Б. Соколовой (Краснова, Соколова, 1978) на
территории массива и вмещающих его пород была выделена серия относительно
поднятых и опущенных блоков, ограниченных прямолинейными, а в некоторых случаях
кольцевыми или полукольцевыми разломами (см. рис. 2.3).
В.Б. Соколова установила, что участки сочленения гипербазитов с окружающей
их щелочной интрузией являются относительно опущенными (по сути - грабенами, см.
рис. 2.2,6) и, согласно представлениям И.И. Сорокиной, характеризуются наибольшей
раздробленностью. Эта система грабенов ограничена на севере и востоке
полукольцевыми, а на юге и западе прямолинейными разломами, тектонические двюкения
вдоль которых, по-видимому, не прекращались вплоть до кайнозоя. Поэтому вся система
грабенов с перепадом отметок до 500 м оказалась отчетливо выраженной в рельефе
в виде заболоченных низин и депрессий Ковдорского озера и русла реки Ковдоры.
Именно к этим участкам и приурочены пестрые по составу комплексы пород
Ковдорского массива: флогогштоносные пироксено-оливиновые, сильно измененные
апомелилитовые и апомонтичеллитовые скарноподобные породы. В этих же зонах
расположены месторождения флогопита и железных руд, а также большинство жил
щелочных пород и тел карбонатитов, приуроченных в основном к коническим
центриклинальным разломам.
35
14L
15
16
**J „1Л
Рис. 2.3. Схематическая структурно-тектоническая карта массива (по данным дешифрирования
аэрофотоснимков; Краснова, Соколова, 1978).
/ - контур массива по данным геологической съемки, 2 - контур массива и 3 - контуры
сателлпгов массива по данным дешифрирования аэрофотоснимков; глубинные разломы: 4-1
фазы тектонических движении, 5-1 фазы, оживленные неотектоничесюши движениями, 6 -
радиальные II фазы тектонических движений, связанные с формированием интрузии, 7- Ш фазы
тектонических движений, возникшие в процессе перестройки тектонического плана территории;
56
В северной и северо-западной частях кольцевой зоны грабенов по геологическим
разрезам устанавливается падение зон флогопитоносных пород в сторону внешнего
контакта интрузии. На основании этого можно предполагать, что разломы,
сопровождающие образование грабенов в этой части массива, имели периклинальный
характер. Аналогичная приуроченность зон флогопитизации к разломам данного типа
была установлена В.А. Невским (1971) в Инаглинском массиве.
Направление перемещения отдельных тектонических блоков было уточнено
путем изучения зеркал скольжения в естественных обнажениях контактирующих пород.
Оказалось, что располагающаяся к северу от массива толща вмещающих
гранитогнейсов (см. рис. 2.3, блок I) претерпела неравномерное поднятие, причем в
непосредственной близости к контакту с интрузией этот блок архейских пород несколько
опрокинут. Блок II, образующий восточное и южное обрамления, также оказался
относительно приподнятым.
На территории массива кроме системы грабенов (блок III) выделяются два
горстообразных поднятия: в районе гор Высокой и Южной (блок IV) и в районе горы
Пилькома-сельга (блок V); направления тангенциальных смещений, сопровождающих
общее поднятие блоков, на рис. 2.3 показаны стрелками. Эти поднятия связаны с
наиболее поздней тектонической перестройкой района.
Все породы массива, а также вмещающие гранито-гнейсы рассекаются
системой протяженных линейных разломов, имеющих преимущественно
северозападное простирание. Возникновение их связано с наиболее поздней тектонической
перестройкой всей структуры в целом. Возможно, некоторые из этих разломов имели
древнее заложение и были обновлены в более позднее время.
Согласно полученным данным, для Ковдорского массива установлен
многостадийный характер тектонических движений, а в схеме его тектонического
развития выявлены закономерности, характерные для многих массивов центрального
типа.
Сложное зональное строение Ковдорского массива, а также многочисленные
факты пересечения одними типами пород других свидетельствуют о длительности
формирования этой интрузии. Некоторые представления о времени формирования
массива, а также о длительности главных магматических этапов дают определения
абсолютного возраста, выполненные, главным образом, в лаборатории ИГЕМ АН
СССР (Кононова и др., 1968; Кононова, 1976) и в лаборатории Института геологии и
геохронологии докембрия АН СССР (данные Э.К. Герлинга), а также и определения
ряда других авторов (Zaitsev, Bell, 1995; Amelin, Zaitsev, 1997).
полукольцевые разломы: 8 - связанные с формированием массива, 9 - образовавшиеся в результате
последующих фаз тектонических движений; кольцевые разломы: 10- связанные с локальными
неоген-четвертичными поднятиями; блоки: 11 - косоподнятые, 12 -поднятые, 13- опущенные
(грабены), 14 - относительно стабильные в тектоническом отношении; 15 - куполообразные
поднятия, возникшие в результате неоген-четвертичных тектонических движений; 16 -
направление поднятия территории; 17 - номера блоков.
37
Данные абсолютного К/Аг радиологического возраста слюд и нефелинов, а также
Rb/Sr возраста оливина и пироксена и U/Pb возраста бадделеита из различных пород
массива представлены на рис. 2.4 в виде гистограмм. Анализ этих данных позволяет
сделать следующие выводы.
Kramm Rb/Sr
373, 374, 376
i-
No of
analyses/
20 Ma
Rocks
- 2
olivinite, pyroxenite — 0
:mm та §i
-Q-
■-—-
turjaites
ijolites, urtites,
meiteigites
phlogopite deposit
fieldspar-bearing
ijolite dykes
phoscorites
380 -U/Pb(1)
carbonatites
ijolite and nepheline
syenite from
Malyi Kovdor
_u
■+ 0
■2
' a
4
■2
a
1
о
.1
■0
2
0
1
0
600 560
■' baddeleyite
520
480 440
2- ;''': nepheline
400
360 Ma
3- I I phlogopite
Рис. 2.4. Гистограммы радиологического возраста различных горных пород Ковдорского массива.
Возраст определялся по бадделеиту (1) Rb/Sr методом, по нефелину (2) и флогопиту (3) К/Аг
методом и по U-пирохлору U/Pb методом. • - данные В.А. Кононовой, X - Э.К. Герлинга,
■ - других авторов.
1. Наиболее надежные данные абсолютного К/Аг возраста получены по слюдам,
тогда как по нефелинам результаты определений возраста систематически оказываются
завышенными по сравнению с таковыми по флогопиту, взятому из тех же пород. Это,
очевидно, связано с каркасным типом структуры нефелина, что обусловливает его
способность частичной потери Аг и, соответственно, вызывает искажение
абсолютного возраста минерала (Кононова, 1976). Такие несоответствия возрастов слюд и
нефелинов, естественно, особенно заметны для пород, измененных под воздействием
различных более поздних метасоматических процессов. В связи с подобными
несоответствиями результатов при сравнении возраста пород, вероятно, более
целесообразно использовать определения К/Аг возраста только по одному минералу
38
(для Ковдорской интрузии - по флогопиту, имеющему широкое распространение в
пределах всего массива).
2. Сопоставления результатов определения возраста пород калий-аргоновым и
аргон-аргоновым (39Аг - 40Аг) изотопными методами (Чернышев и др., 1996) показали,
что искажения датировок могут возникать также из-за потери изотопа 39Аг при
облучении проб в реакторе быстрыми нейтронами. Доказательством отсутствия таких ней-
гроногенных искажений К-Ar изотопной системы может служить равенство К-Ar и
интегрального 39Аг-40Аг возрастов.
3. Единичные определения возраста пород и минералов Rb/Sr и U/Pb
методами не противоречат данным, полученным традиционным К/Ar методом по слюдам.
4. По имеющимся данным, Ковдорский массив формировался в течение
длительного этапа магматизма, в интервале примерно 435 - 370 млн. лет назад.
Продолжительность отдельных магматических и постмагматических этапов, несомненно,
различна и колеблется от 60 до 30-20 млн. лет.
5. Недостаточное количество определений абсолютного возраста по минералам
из разных комплексов пород, в особенности более точными и современными методами,
ошибки К/Ar метода, а также весьма распространенные вторичные изменения пород
не позволяют с достаточной точностью устанавливать последовательность и
длительность основных магматических стадий. В связи с этим для таких сложных
массивов, как Ковдорский, большое значение имеет геологическая документация
относительных возрастных взаимоотношений тел различных пород, что в значительной
степени нашло отражение в следующих главах книги.
Глава 3.
ГЕОЛОГОПЕТРОГРАФИЧЕСКАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА
ПОРОД КОВДОРСКОГО МАССИВА
Как указывалось в главе 2, Ковдорский массив имеет концентрически-зональное
строение, обусловленное расположением главных серий пород от наиболее древних
гипербазитов в ядре массива до более молодых пород щелочной серии, слагающих
периферическую часть интрузии (см. рис. 2.2).
Гипербазиты. Наибольшее распространение среди ультраосновных пород
Ковдорского массива имеют оливиниты, занимающие площадь около 10 км2 в центре
массива. Меньшие по площади тела оливинитов имеются в восточной части массива
(к востоку от г. Высокой), на юге (г. Южная) и на юго-западе близ восточного контакта
апатито-магнетитового месторождения.
Оливиниты - это массивные средне- и крупнозернистые породы темно-серого,
иногда почти черного цвета. Обычно в них присутствует магнетит в виде межзерновой
вкрапленности, а иногда и тонких жил или гнезд оливино-магнетитового состава. Почти
повсеместно в оливинитах встречаются незначительные количества диопсида и
флогопита, нередко образующих скопления в виде гнезд или прожилков с нечеткими
контактами. Содержание этих минералов непостоянно, но в целом закономерно
увеличивается к краям оливинитового ядра. В
северном и северо-восточном обрамлениях
оливинитового штока в вертикальном разрезе было
также зафиксировано некоторое увеличение
количества флогопита кверху (наподобие нарастания
интенсивности грейзенизации в апикальных частях
гранитных интрузий). Местами встречаются жило-
подобные тела оливинитов пегматоидного сложения,
имеющие, как правило, субвертикальное залегание.
Размер зерен оливина в таких иегматоидных
разновидностях пород достигает 10-12 см в
поперечнике.
Структура оливинитов обычно аллотрио-
морфнозернистая или панидиоморфнозернистая,
иногда сидеронитовая (рис. 3.1, 3.2). Содержание
рудного минерала - титаномагнетита - местами
достигает 20-30% , и в этом случае такие породы
относят к рудным оливинитам. Эта разновидность
пород слагает протяженную полуторакилометровую
Рис. 3.1. Оливинит сидеронитовой зону мощностью 200-300 м северо-западного
структуры. Центральный участок простирания в центре ядра массива. В самом центре
массива. Ум. х 1,5. оливинитов в пределах этой зоны отмечается также
'r^-lM.'V
&
40
широкое развитие рудных прожилков, как правило, имеющих мощность 2-5 см. С
глубиной (более 300 м) содержание рудной вкрапленности и магнетитовых прожилков
уменьшается, и породы становятся мало отличимыми от нормальных оливинитов.
-'•"'-* - Флогопит и диопсид в оливи-
* нитах чаще всего встречаются в ви-
Рис. 3.4. Пойкилитовые выделения флогопита и депойкилитовьгхобразований,вклю-
диопсида в оливините. Фото ж, без анализ. Ув.х 20. чающих зерна оливина (рис. 3.4).
Оливин характеризуется относительным постоянством состава: содержание фая-
литового компонента в нем обычно находится в пределах 10-14%; меньшее содержание
фаялитового минала (4-8%) характерно для минерала из оливинитов г. Медвежьей.
Флогопит из оливинитов обычно имеет зеленовато-бурую окраску, но местами по
периферии табличек переходит в буровато-красный тетраферрифлогопит.
В качестве второстепенных минералов в оливинитах присутствуют апатит,
кальцит, амфиболы (роговая обманка, тремолит-рихтерит), клиногумит (реже -
41
хондродит), минералы группы серпентина, иддингсит. Акцессорные минералы
представлены бадделеитом, циркелитом, пирротином, халькопиритом и местами
перовскитом. Найдены также единичные зерна хромита. Оливиниты частично
серпентинизированы (рис. 3.5), причем тончайшие петельчатые прожилки серпентина
обычно содержат выделения пылевидного магнетита, а сама порода приобретает
черную окраску.
В восточной части ядра массива (г. Медвежья) на контакте со щелочными
породами в оливинитах встречаются неправильной формы гнездообразные вьщеления
нефелина до 5-7 см в поперечнике. В этих гнездах присутствуют таюке титаномагнетит
и перовскит, а сам нефелин замещается параллельно-волокнистым агрегатом
мелкочешуйчатого зеленого флогопита, а таюке канкринитом и цеолитами.
Оливиниты г. Южной отличаются от
пород центрального ядра постоянным
присутствием зерен или октаэдрических
кристаллов перовскита и повышенной
титанистостью магнетита (до 15 мае. %
ТЮ2) и флогопита (до 2,4 мае. % ТЮ2).
Слюда в этих породах имеет темно-бурую
rh&.r
ч
Д к ..
Рис. 3.5. Серпентинизированный
оливинит петельчатой структуры. Фото
шл., без анализ. Ув. х 20.
окраску и бронзовый отлив на плоскости
спайности.
Данные о химическом составе и его
пересчет на минеральный состав оливини-
тов из разных участков массива приведены
в табл. 3.1. Следует отметить, что
оливиниты Ковдорского массива в основном
характеризуются низким содержанием титана,
хрома и никеля и лишь в рудных оливинитах
и других породах г. Южной количества этих
элементов несколько возрастают. Все
геологи, изучавшие гипербазиты Ковдорскогс
массива, признают магматическое проис'
хождение оливинитов.
В юго-западной части оливинитового ядра постепенно возрастает содержат»
моноклинного пироксена, и оливиниты переходят в оливино-пироксеновые породы
сменяющиеся далее пироксенитами. В некоторых местах жилы пироксенито:
рассекают оливиниты, в экзоконтактах которых повсеместно отмечается интенсивна
их диопсидизация.
Пироксениты слагают неполнокольцевую зону, окружающую оливинитовое ядр
с запада, юга и востока. Они представлены средне- и крупнозернистыми разновщ
ностями, обычно массивными, реже обнаруживающими признаки директивных те!
стур. Кроме преобладающего авгит-диопсида (с низким содержанием Na20 - не боле
0,5-0,6 мае. %) они содержат титаномагнетит, при увеличении количества коте
42
Таблица 3.1
Химический и модальный составы оливинитов, пироксенитов и мельтейгита,
Оксид
Si02
ТЮ,
Al,63
Fe203
Cr203
FeO
NiO
MnO
MgO
CaO
Na20
к7о
PA
VA
CO,
so3
н,о-
h;o*
П.П.П.
Сумма
Минерал
Оливин
Флогопит
Диопсид
Амфибол
Магнетит
Апатит
Кальцит
Серпентин
Нефелин
мае. %
Порода, № образца
Оливиниты
нормальные
8738
38,22
0,10
0,54
1,35
Не опр.
11,23
Не опр.
0,49
42,95
2,05
0,12
0,50
0,30
Не опр.
0,93
Не опр.
Не опр.
0,22
0,65
99,65
Модаш
82,0
5,0
1,5
1,5
2,0
1,0
2,0
5,0
8741
38,97
0,15
0,72
1,26
Не опр.
10,69
Не опр.
0,54
44,31
1,30
0,16
0,38
-
Не опр.
0,56
Не опр.
Не опр.
0,28
0,68
100,00
521/142
37,13
0,17
1,32
3,93
Не опр.
9,27
Не опр.
0,36
42,40
2,05
0,24
0,45
0,32
Не опр.
Не опр.
Не опр.
0,16
Не опр.
2,72
100,52
рудные
724/529
21,16
1,23
4,34
31,91
Не опр.
11,92
Следы
0,35
20,53
0,36
Следы
0,20
: Следы
0,14
-
0,11
-
2,73
5,07
100,05
Пр.тех.
31,22
1,05
1,98
13,18
0,76
10,51
0,09
0,41
36,69
2,21
0,30
0,78
0,11
0,02
Не опр.
0,02
Не опр.
Не опр.
Не опр.
99,33
Зный состав пород, мае. % (пересчитан с
83,5
4,0
2,0
2,0
2,0
-
1,0
5,5
75,5
4,5
-
-
9,5
1,0
0,5
9,0
50,5*
2,0
1,5
-
46,0
-
-
53,0
10,5
7,5
-
28,5
0,5
-
-
Пироксениты
норм.
1/157
49,79
0,76
2,59
3,32
Не опр.
2,51
Не опр.
0,09
16,32
23,18
0,23
0,55
0,11
Не опр.
Не опр.
Не опр.
0,08
Неопр.
0,80
100,33
рудный
15/108
36,80
2,44
2,62
16,69
Не опр.
9,52
Не опр.
0,20
12,85
17,20
0,28
0,26
0,04
Не опр.
Не опр.
Не опр.
0,32
Не опр.
1,07
1100,29
Мель-
тейгит
957
48,04
0,73
8,37
2,62
Не опр.
4,26
Не опр.
0,11
10,73
18,80
3,60
1,26
0,12
Не опр.
Не опр.
Не опр.
0,20
Не опр.
1,27
100,11
учетом состава минералов)
-
6,0
85,0
. 5,5
2,5
-
1,0
-
-
3,0
59,0
9,0
26,5
-
2,5
-
-
15,5
62,5
-
4,0
0,5
1,5
-
16,0
Примечание. Обр. 8738,8741 - флогопитовая шахта, колл. авторов; обр. 521/142 - колл. В.И. На-
моюшко, по данным Н.А. Волотовской; обр. 724/529,1/157,15/108-по данным Н.А. Волотовской;
Пр.тех.- технологическая проба из центр, части массива, по данным Ин-та металлургии
Уральского НЦ АН СССР; обр. 957-ЮЗ часть массива, по данным Н. Д. Соболева; п.п.п. - потеря при
прокаливании;* - оливин + серпентин.
43
рого возникают сидеронитовые структуры (рис. 3.6). Второстепенные минералы
представлены оливином, амфиболом, флогопитом, изредка апатитом, чаще кальцитом
и некоторыми другими. В отдельных участках пироксениты подвергаются интенсивной
флогопитизации и амфиболизации. На контакте со щелочной интрузией в них нередко
появляются метасоматически развивающиеся нефелин и эгирин, и породы местами
приобретают состав ийолитов (Кононова, 1976). Химический
и минеральный составы пироксенитов приведены в табл. 3.1.
По поводу генезиса пироксено-оливиновых пород и
пироксенитов единого мнения не существует. Н.А. Воло-
товская (1958) все разновидности ультраосновных пород
массива считала возникшими в одну интрузивную фазу в
ходе длительного процесса дифференциации ультраосновной
магмы. Другие исследователи, учитывая широко
распространенные явления замещения оливина пироксеном в
контактах оливинитов с пироксенитами, относят пироксено-
оливиновые породы к контактово-метасоматическим,
возникшим под воздействием на оливиниты более поздней
пироксенитовой интрузии (Каледонский комплекс...,1965),
либо щелочной, ийолит-мельтейгитовой магмы (Терновой и
др., 1969). Л.С. Егоров (1982) не признает присутствия в
Ковдоре настоящих пироксенитов гипербазитового ряда и
относит все существенно пироксеновые породы к
якупирангитам и мельтейгитам щелочной серии. Не отрицая
присутствия последних в строении массива, в дальнейшем
мы будем относить к пироксенитам безнефелиновые породы
с породообразующим пироксеном диопсид-геденбергитового ряда (а не эгирином или
эгирин-авгитом). Такие пироксениты рассекаются жилами и дайками щелочных пород
ийолит-мельтейгитовой серии.
На глубину 50- 70 м оливиниты и пироксениты местами поверглись интенсивному
химическому изменению и дезинтеграции, сопровождавшимися превращением
флогопита в гидрофлогопит и вермикулит, а также образованием таких вторичных
минералов, как сунгулит (колъскит), хризотил, хлорит, гидроксиды железа и др. В
центральной части массива прослеживается линейная зона дезинтеграции, приуроченная
к меридиональному разлому. Здесь развита интенсивная сунгулитизация пород, а
гидратация слюд фиксируется до глубины 120-150 м. Примечательно, что вдали от
зон разломов, например на юго-западном склоне г. Высокой, даже вблизи от поверхности
оливиниты не дезинтегрированы. Приповерхностные изменения гипербазитов
большинство геологов связывает с развитием доледниковой коры выветривания
(Петров, Токмаков, 1963; Афанасьев, 1966). Некоторые авторы, однако, считают, что
образование зон гидратации и сунгулитизации оливинитов происходило при участии как
гипергенных, так и поздних гидротермальных автометаморфических процессов
(Боровиков, Львова, 1960; Каледонский комплекс...,1965).
Рис. 3.6. Пироксенит си-
деронитовой структуры
г. Южная. Ум. х 1,5.
44
Мелилитовые и монтичеллитовые породы распространены в прерывистой
полукольцевой зоне, окружающей с запада, севера и востока гипербазиты центральной
части массива. Эти породы располагаются по контакту гипербазитов со щелочными
породами ийолит-мельтейгитовой интрузии, а также слагают крупное тело в восточной
части массива (г. Высокая), размеры которого в меридиональном направлении
составляют 3 км при мощности около 1 км. Мелилитовые породы в единичных случаях
были встречены в виде жил среди оливинитов, а также часто содержат округлые
ксенолиты последних. Взаимоотношения мелилитовых пород с пироксенитами до сих
пор остаются неясными. В стенках канав на восточном склоне г. Высокой наблюдались
жилы мелилитовых пород небольшой мощности, секущие дезинтегрированные
пироксениты (рис. 3.7). Другие взаимоотношения этих пород были задокументированы
Л.С. Егоровым (1982) в обнажении на
северовосточном склоне г. Воцу-вара. Здесь, по его
мнению, среди трахитоидных якупирангит-
мельтейгитов залегают блоки-ксенолиты
полностью измененных мелилитовых пород и
фрагменты монтичеллитизированных
оливинитов. Согласно нашей документации, эти
апомелилитовые породы (турьяиты) вполне
могут слагать секущую пироксениты (не
якупирангиты) мощную жилу, а принятые
Л.С.Егоровым за «пластинообразные
ксенолиты апомелилитовых пород типа гулитов
среди мелътейгитов», без сомнения, следует
трактовать как секущие полого залегающие
жилы турьяит-пегматитов. Таким образом, по
нашим представлениям, более вероятным является образование мелилитовых пород
после оливинитов и пироксенитов, но до щелочных пород ийолит-уртитовой серии, жилы
которых секут турьяиты, мелилитолиты и даже пегматиты мелилитовых пород. Такое
возрастное положение мелилитовых пород в Ковдорском массиве в общем сходно с их
позицией в щелочном комплексе Турьего полуострова с тем лишь отличием, что в
последнем дайки и жилы мелилитовых пород рассекают еще и мельтейгиты (Булах,
Иваников, 1984).
По составу среди мелилитовых пород, согласно классификации, предложенной
в Петрографическом кодексе (1995), выделяются: 1) наиболее распространенные
турьяиты - флогопитовые и пироксеновые, содержащие кроме мелилита и нефелина,
переменные количества флогопита и пироксена; 2) собственно мелилитолиты (более
70-80 % мелилита); 3) окаиты- нефелино-мелилитовые породы; 4) кугдиты- оливино-
мелилитовые породы; 5) собственно монтичеллититы (более 70-80 % монтичел-
лита); 6) ункомпагриты, состоящие в основном из мелилита и пироксена; 7) оливино-
монтичеллитовые породы; 8) андрадито-везувиано-диопсидо-пектолитовые, флогопито-
монтичеллитовые, кальцито-диопсидо-гастингситовые и другие пестрые по
составу так называемые апомелилитовые (скарноподобные) породы. В качестве
ЕИ ЧоВтГжР:„ИГЫв [Ц>УРЬ.ит ЦТ] П.ро.с.-т
Рис. 3.7. Зарисовка забоя и стенок канавы
№ 5, г. Высокая (по данным В.Н.
Березовского). Видны маломощные жилы
турьяитов, секущие вмещающий пиро-
ксенит.
45
Рис. 3.8. Двухфазные твердые включения в
мелилите. Черное— магнетит. Фотошл., без
анализ. Ув. х 40.
второстепенных минералов в породах всех этих типов присутствуют титаномагнетит,
перовскит, гастингсит, гранат, титанит и некоторые друтие. Химический состав наиболее
типичных мелилитсодержащих пород приведен в табл. 3.2, а минералогический
состав - в табл. 3.3.
Мелилитовые и монтичеллитовые породы, как правило, имеют массивную
текстуру и крупнозернистую гипидиоморфнозернистую структуру, в некоторых же
участках турьяитов наблюдается трахи-
тоидность и полосчатость, обусловленная
чередованием средне- и крупнозернистых
(иногда далее иегматоидных)
разновидностей с закономерной ориентировкой в них
зерен пироксена или флогопита. В слабо-
измененных мелилитовьгх породах мелилит
иногда содержит характерные тонкие
пластинчатые включения магнетита и
какого-то силикатного минерала (рис. 3.8),
являющиеся, по-видимому, продуктами
распада твердых растворов. Такими
включениями нередко бывают обогащены
центральные зоны мелилитовьгх зерен.
В пространственном распространении
разновидностей мелшштовых пород имеется
следующая закономерность: вблизи от внешнего кольца щелочных пород встречаются
в основном пироксеновые турьяиты и ункомпагриты (г. Мого-вид и г. Южная), а на
контакте с оливинитами- флогопитовые турьяиты и мелилитолиты, нередко содержащие
оливин. Такие мелилитовые породы были названы оливиновыми турьяитами, или
ковдоритами (Златкинд, 1945), а
согласно классификации Л.С. Егорова (1969) и
принятой в Петрографическом кодексе
(1995), их следует отнести к кугдитам.
Впоследствии было установлено, что эти
породы в Ковдоре не имеют широкого
распространения и присутствие в них
оливина связано, скорее всего, с
процессами ассимиляции и гибридизма,
происходившими на контакте интрузий
мелилитовых пород с оливинитами.
Зерна оливина в мелилитовых породах
обычно окружены реакционной каймой
мелкозернистого монтичеллита, иногда
с флогопитом и магнетитом (рис. 3.9).
Флогопитовые турьяиты слагают
вытянутое в меридиональном направлении
Рис. 3.9. Реликт оливина в гранато-монти-
челлитовой породе, замещаемый
мелкозернистым агрегатом монтичеллита и
флогопита и магнетита. Фото шл., с анализ. Ув. х20.
46
крупное тело в районе г. Высокой, мелилитолиты более распространены на
северозападном участке массива близ флогопитового месторождения, а также совместно с
монтичеллититами они встречены на юго-западном склоне г. Высокой. Монтичеллититы
слагают также серповидное тело в северо-западной части массива между упомянутыми
мелилитолитами на юге и турьяитами г. Мого-вид на севере. Возрастное положение
монтичеллититов является спорным. Согласно наблюдениям В.И. Тернового с соавт.
(1969), жилки мелилита и мелилитовых пород секут монтичеллититы, что
свидетельствует о более древнем возрасте последних.
Среди оливинитов, __„_^___ . „„_. ^_^т .
пироксенитов и, главным
образом, крупнозернистых
мелилитолитов встречаются
пологопадающие под углами
не более 15-20° в сторону
внешнего контакта массива
мелилитсодержащие жилы
пегматоидного сложения
(рис. ЗЛО). В этих жилах
присутствуют крупные (до
3-4, реже 10 см) зерна
оливина с монтичеллитовой
оторочкой, а также пластины
флогопита, призматические
кристаллы пироксена и зерна
титаномагнетита,
соразмерные с выделениями
• •■Г4 tt^w". . +
*.■"
Рис. 3.10. Жилы пегматоидных турьяитов, секущие средне-
мелкозернистые турьяиты, г. Высокая.
сильно измененного мелилита и иногда нефелина. В таких жилах наблюдается
отчетливая субперпендикулярная к зальбандам ориентировка всех крупных индивидов
минералов: оливина, пироксена, флогопита и мелилита, а ксеноморфные выделения
нефелина обычно приурочены к осевым частям жил.
Генезис мелилитовых пород в течение длительного времени оставался
предметом дискуссии. Согласно представлениям ряда исследователей, мелилитовые
породы возникли в основном биметасоматическим путем - при воздействии на
гипербазиты и секущие их ийолит-мельтейгиты обогащенных кальцием и щелочами
постмагматических растворов, циркулировавших в зоне контакта (Каледонский
комплекс..., 1965). Близкую точку зрения на генезис мелилитовых пород высказывал
Б.М. Куплетский (1948). считавший турьяиты Ковдорского массива продуктами
автометасоматического изменения ийолит-мельтейгитов в эндоконтактовой зоне
щелочной интрузии. По мнению А.В. Лапина (1966), мелилитовые породы массива
геологически одновременны с ийолит-мельтейгитами, но имеют гетерогенное
происхождение. Турьяиты он считает магматическими породами и рассматривает их
как эндоконтактовую фацшо ийолитов, образовавшуюся при ассимиляции и замещении
оливинитов щелочной магмой. Остальные же разновидности мелилитовых и
47
<N
<0
s
to
я
S
4
о
ft
о
с
3
аз
о
н
S
ч
ч
v
Я
Я
о
S
ч
О)
s
S3
«
н
и
о
и
)S
S
S4
U
V
sr
S
S
Я
X
cn
,
•_ ,
го
1
сз
^
сз
и
СО
cd
Оч
VO
о
,С1
о
Си
с
л
Ц
Я
о
Я
о
t
О
н
i
о
fe
«
н->
Н
S
о
>■
н
S
S
§
с?
о
S
*
&
аз
с
Ё
с?
О
Н
J-H
О.
Uh
Г-
ОО
X
г-
гп
го
О
^
со
оо
in
t-Ч
о
и-%
т
г-~
.—:
CN
СО
О
<*>
•О
"S
о
г*
-5
ю
о
ЧО
оо
00
оч
ЧО
(N
^
о
оч
оо
г-~
чэ
ЧО
ТГ
ГО
<N
и
О
CN
го
ЧО
го
о
о^
оч
го
о
ч\
чо"
го
ЧО
чо
Оч"
cn
о
ЧО
оо
го
о
.—1
с~-
го
m
оо
оо
го
г-~
TJ-
Оч
ГО
ЧО
CN
ы
го
Оч
ЧО
оо
го
■*
оо
го
оч
г--
го
гч
о
с/5
in
оо
о
^н
1—1
о
00
lO
о"
о
t-^
.—1
CN
r-H
i-H
о
0)
к
ГО
го
i-H
о
■*
о
гм
о^
CN
ГО
ЧО
y—i
Оч
in
1—*
■■*
ю
о
о
н
■ЧГ
*—<
го
о
о
CN
ГО
хг\
<г-Н
ЧО
г-л
*—1
го
ЧО
го
' '
00
00
Оч
m
го
т—-
1—1
о
CN
"*
'""'
о
о^
Г-"
in
1П
о
г—t
cn
оо
г--"
о
ОЧ
го
гп
о
<
оо
■xf
оо
о
CN
CN
in
■*
Чо"
г-
°\
Оч"
ЧО
го
го
г»
■*
оо"
00
ОЧ
оо
fN
о
tN
in
го
Оч"
CN
о
in
о
*-"„
оч
(N
Т1-
in
го
о
Оч
Оч
in
(N
г^
in
1—1
00
Г-"
in
°я,
Г-"
ГО
го
^
о
ЧО
in
Оч
о
го
о
г^
ГО
ЧО
""*„
ЧО
Оч
го
00
го^
чо"
■>*
1П
ЧО
о
tin
г^
1—1
о
Оч
го
о
ОЧ
rt„
о
^г
—„
о
г--
о
о
го
т—i
о
г^
о
о
оо
о
о
**
^
о
го
т-Н
о
го
""l,
о
ЧО
CN
о
г~-
1—Н
Оч
fN
г^
О
fN
О
Оч
о"
М-
оо
го
го
fN
ОЧ
in
ОЧ
^J-
т—<
с-~
о
го
fN
т—'
о
о
о
'—'
ОЧ
о_
о"
"-'
fN
00
CN
г—1
О
in
о"
го
1—1
ЧО
CN
о о
S
00
CN
ГО
1—1
t^
г--
го
CN
ЧО
о^
■*
го
ГОг
^f
fN
О
го
Оч
1 '
с—
ЧО
in
fN
ЧО
г-~
ЧО
^н
■*
О
оч
,—|
ЧО
CN
(N
fN
ЧО
in
00
1—1
г-~
°°^
чо"
CN
го
ЧО
ЧО
1-1
чо
ЧО
О
,-н
tN
О
о
го
о"
о
о
X
fN
О
■*
О
ЧО
ГО
40
го
г-Ч
ОЧ
О
го
in
in
CN
in
ОЧ
CN
ЧО
't
CN
О
ОЧ
О
о 9.
Оч
г—1
О
О
\с
"
^г
г-Н
о"
ЧО
■*
о"
00
^-ч
го
о
о^
-1—*
о
ЧО
1—1
ЧО
^
"d-
^
^
о"
^г
го
CN
го
*-н„
о
г-
m
о
о
*?
ГО
О
О
г-~
со
О
г~-
О^
о"
ОЧ
*-^
о
00
о
о
-*
о
о
г~
fN
1—'
го
о
о
1
■*
те
о
1
<и
ч
ЧО
ЧО
о
г--
00
~
о
0)
tc
&
о
<и
д
&
о
<ц
к
rf
1-Н
о
о
о
о
&
о
0J
ж
!
о
<и
к
1
&
о
о
и Ж
о
fN
Гц
О
О
&
о
0)
д
&
о
о
ч>
д
О"!
1—(
о"
&
о
о
д
&
о
UJ
ж
g-
о
0>
я
о
и
я
о
и
д
о
CN
О
&
о
«
Я
&
о
<D
Е
CN
о
о
ш
о
о
о
CN
о"
f-
--^
о
о
ГО
О
О
го
О
О
О
О
■«з-
CN
О
о
(1>
К
о
и
Д
&
о
Д
ЧО
т—Н
О
4- |
О О
дд
"*
г-~
о
с^-
ОЧ
о
Оч
ЧО__
1—1
in
чо^
о"
о
о
CN
■*
CN
*—t
"*
го
го
го
о
го
00
00^
о"
Г-
(N
CN
in
in
о"
оо
■<*
о
с
с
D
in
оо
Оч
Оч
rf
ЧО
оч
Оч
CN
^гс
о"
о
^ч
Оч
ГО
о"
о
т~ч
00
in
Оч"
Оч
ЧО
о
о
о
го
о"
о
1—1
ЧО
г~
ОЧ
ОЧ
(N
о"
о
г-1
in
Оч
Оч
г^
со
о"
о
^t
^f
Оч
Оч
S
S
о
а оч
О ОЧ
н -^
I I
г^
m
го At
. „ чо
4°.
Я о
6 ri
О И
&Ь^
s
о
, о
A S
н
и
„ а
05 Д.
Я R
PQ гО
О Рч
ai г-н
о I
и оо
о
а „
,<U <N
L4
о
СЗ
ЧО
о
с
I
о
3 <*
оч
ЧО _
2г|
ч* *
я PQ
>К се
О (В
■ S
о
я
Сч
1)
н
2 Й
н
а
о
£
I
В
н
63
н
s
I
3" ч°
ГО (J
U «J
' д
fN in4
^ О
н
м
S *
I >s
ь §
I 8
<5 о
j О
Б *
с о
S м
* Си
>я о
я ^
S U
о 2
2 Я
m о
<о о
я с
я '
« °°
В" -?
о _
я S
& 1
С <
«
К о)
I ^
in да |
го" <С
«5
S
о
I
оз
S
о
>4
:-0
о
fN
ок
о"
CN
Г^1
О
ев
Таблица 3.3
Количественно-минералогический состав мелилнтовых и монтнчеллитовых
пород, об. %
| Мели-
Порода ! лит
Мелили-
толит
Монт.
мел-т
Окаит
Кугдит
Унком-
пагрит
Турьяит
флого-
питовый
Турьяит
пирок-
сеновый
*92,0
89,5
89,5
*88,9
*87,2
*86,0
*84.8
*82,0
*78,0
*76,6
73,0
71,6
68,8
*81,6
*70,4
61,9
69,7
*55,1
*38,5
35,8
*34,3
28,6
*68,5
*68,0
62,0
55,0
*50,0
37,8
*35,1
58,9
48,1
44,7
43,5
*41,7
*40,0
38,7
*30,0
*15,0
12,5
Нефелин
6,0
5,0
-
9,5
1,9
—
13,3
23,1
-
4,4
5,4
12,8
10,0
15,1
14,1
10,0
27,1
34,5
21,9
30,8
27,1
26,3
43,6
15,0
21,9
45,0
40,0
! 29,8
Пироксен I
5,0
5,1
1,0
0,9
3,0
10,0
1,2
5,8
5,2
1,6
0,7
1,3
-
27,3
29,3
41,9
47,6
45,4
66,7
-f
2,8
3,1
+
10,6
15,3
19,2
13,1
12,8
40,0
37,2
15,0
40,0
50,7
Флого- | Оли-
ПИТ j В1Ш
4,1
4,0
4,6
4,0
8,0
1,2
5,0
4,7
0,4
—
2,2
4,7
4,1
1,8
3,9
2,4
6,7
1,9
12,8
11J
6,9
18,0
25,0
25,8
24,0
0,8
6,5
5,0
0,5
2,5
4,1
2,7
1,5
—
18,5
2,0
- 2,3
:
Магнетит
7,1
1,2
1,2
4,5
? 5
12,1
8,0
7,1
11,1
5,0
4,7
1,2
0,5
0,9
1,0
5,2
11,3
10,0
8,2
2,5
5,9
10,3
13,0
9,8
5,0
5,8
6,4
7,2
5,1
7,9
10,0
1,9
5,0
1,6
5,2
Перов-
скит
0,2
0,2
2,0
0,3
1,0
2,0
8,5
0,4
0,3
0,2
1,0
0,1
0,2
10,4
0,8
0,3
0,7
0,3
10,0
0,4
0,6
0,7
1,1
0,6
0,6
5,0
5,0
1 1.з
Монти-
челлит
3,1
10,2
19,5
—
7,3
0,8
-
~
Амфибол
0,2
0,5
—
-
0,6
-
1 -
Диоп-
сид II
0,9 Ка
1,9
5,0
3,2
—
7,2
-
-
-
Примечание:*- анализы приведены по данным Б.М. Куплетского (1948). Монт. мел-т
- монтичеллит-мелилитовая порода, Ка - кальцит, + - единичные зерна.
монтичеллитовых пород, по А.В. Лапину, возникли как определенные зоны
метасоматической колонки в ходе «ийолитизации» гипербазитов под воздействием
щелочной интрузии. Аналогичные представления высказаны в отношении генезиса этих
пород В.И. Терновым с соавт. (1969). Нам представляется наиболее вероятным
магматический генезис большинства мелилитовых пород, что сходно с гипотезами
большинства современных геологов (Егоров, 1991; Bell et al., 1996). Родоначальные
магмы, близкие по расчету к составу турьяита, вероятно, возникали на ранних стадиях
глубинной дифференциации и фракционирования исходного меланефелинитового расплава
после отщепления оливинитовой и пироксенитовой фракций. Мелилитолиты,
монтичеллититы могли возникнуть как кумулаты при накоплении в магматической
камере кристаллов одного минерала.
Неизмененные мелилитовые породы слагают обычно лишь отдельные
реликтовые участки среди пород, подвергшихся вторичным изменениям. Степень
изменения мелилитовых пород различна и зависит от их трещиноватости, а также
удаленности от контактов с более поздними по времени образования породами. Так,
наименее изменены мелилитовые породы г. Высокой, а также южных склонов г. Мого-
вид, более проявлены вторичные
процессы преобразования этих
пород в пределах зоны
полукольцевых разломов,
обрамляющих оливинитовое ядро
интрузии, в частности, вблизи от фло-
гопитового месторождения. В
пределах комплексного
железорудного месторождения все
ксенолиты мелилитовых пород
изменены полностью. На ранних
стадиях изменения мелилито-
литов сохраняется общий облик
пород, и лишь окраска становится
более светлой (рис. 3.11). В таких
породах по трещинкам между
зернами мелилита развивается
моитичеллит (рис. 3.12) или биминеральная ассоциация монтичеллита с волластони-
том, которая по мере возрастания степени изменения все интенсивнее замещает
первичный мелилит, образуя с последним закономерные срастания (рис. 3.13). Зерна
монтичеллита в таких псевдоморфозах имеют изометричную форму в отличие от
удлиненных зерен волластонита. Процесс замещения мелилитовых пород монтичеллит-
волластонитовой ассоциацией, очевидно, можно отнести к автометасоматическим.
Часто в таких породах появляется диопсид и гранат-андрадит, а за счет нефелина
турьяитов образуется канкринит. В литературе принято называть все образующиеся в
результате таких замещений породы пестрого состава автореакционными скарнами,
пли скарноидами.
&4 /<*Яр*
Рис. 3.11. Реликтовый участок мелилитолита (темное) в
волластонито-монтичеллито-мелилитовой породе.
Северо-западная стенка флогопитового карьера.
50
'*Л4
Рис. 3.12. Замещение мелилита по трещинам
монтичеллитом. Фото шл., с анализ. Ув. х 20.
ьолее поздними по времени образования являются кальцито-диопсидо-
гастингситовые породы, слагающие неправильной формы жилы или гнезда среди
мелилитовых и апомелилитовых монтичеллит-волластонитовых пород. Характер
контакта этих жил или гнезд с вмещающими породами всегда неровный, часто
постепенный. Калышто-диопсидо-
гастингснтовые породы неоднородны
по текстурным особенностям. Среди
участков гранобластовой структуры
нередко наблюдаются обособления с
радиально-лучистыми агрегатами
удлиненных зерен амфибола. Характерны
также ритмично-полосчатые текстуры с
чередованием зон, сложенных шес-
товатыми зернами амфибола, диопсида
и кальцита.
На северо-западном контакте
флогопитового месторождения широко
распространены флогопито-монти-
челлитовые породы с гранатом и диоп-
сидом. Они обычно сильно дезинтегрированы с поверхности, содержат округлые
реликты волластонито-монтичеллитовых и кальцито-диопсидо-гастингситовых пород.
Наиболее разнообразны по минеральному составу гранато-везувиано-
пектолитовые породы, слагающие жилы и гнезда (обычно не превышающие в
поперечнике 30 см) среди других апомелилитовых пород. В ассоциации с гранатом-
андрадитом и
везувианом встречены мон-
тичеллит, пектолит, ди-
опсид, юанит, цеболлит,
томсонит, апатит,
флогопит и кальцит. Юанит
и цеболлит часто
полностью замещают ме-
лилит, образуя плотные
тонковолокнистые
массы белого, серого или
серовато-желтого цвета.
Судя по минеральным
ассоциациям, их
образование могло
происходить лишь при участии
гидротермальных рас- Рис.3.13.Интенсивное замещение мелилита биминеральной
твотэов ассоциацией волластонита (Wo) и монтичеллита. Фото шл., с анализ.
Р ' Ув.х20.
51
Все мелилитовые, флогопито-монтичеллитовые и кальцито-диопсидо-
гастингситовые породы рассекаются неправильной формы жилами, относящимися к
флогопитовому комплексу, или замещаются калыгито-флогопито-диопсидовыми или
флогопито-диопсидо-форстеритовыми ассоциациями. Возрастное положение других
скарноидов по отношению к породам флогопитового месторождения остается неясным.
Различные типы апомелилитовых и монтичеллитовых пород рассекаются дайками
полевошпатовых ийолитов и карбонатитов. Последовательность формирования этих
пестрых по составу пород северо-западного участка приведена в табл. 3.4.
Таблица 3.4
Последовательность формирования пород северо-западного
участка Ковдорского массива
Этап
1. Гипербазитовый
2.Мелилитовыйи
монтичеллитовый
3. Апомелилитолитовый
4. Флогопитовый
5. Ийолитовый
6. Карбонатитовый
7. Сунгулитовый
Породы
Оливиниты
Мелилитолиты
Оливино-монтичелли-
товые (?)
Волластонито-монтичел-
лито-мелилитовые
Кальцито-диопсидо-
гастингситовые
Флогопито-монтичеллитовые
Гранато-пектолито-везуви-
ановые автометасоматиты
Кальцито-флогопито-
диопсидовые м/з, с/з
Диопсидо-форстерито-
флогопитовые г/з, пегма-
тоидные
Полевошпатовые ийолиты
(дайки)
Кальцитовые карбонатиты
Доломитовые карбонатиты
Сунгулитовые жилы
Главные минералы
Оливин, диопсид, флогопит,
титаномагнетит
Мелилит, монтичеллит,
флогопит, оливин, магнетит
Монтичеллит, оливин,
флогопит, магнетит
Волластонит, монтичеллит,
мелилит (реликтовый), диопсид
Гастингсит, диопсид, кальцит,
гранат, магнетит
Монтичеллит, флогопит,
диопсид, гранат
Гранат (андрадит), пектолит,
везувиан, томсонит
Диопсид, флогопит, кальцит,
апатит, магнетит
Флогопит, форстерит,
диопсид, апатит, кальцит,
магнетит
Нефелин, эгирин, ±ортоклаз
Кальцит, зеленый флогопит,
апатит, магнетит
Доломит, тетраферрифлогопит,
пирит
Сунгулит, вермикулит
Примечание. (?) — возрастные взаимоотношения с другими разновидностями пород не
установлены.
Щелочные породы слагают внешнюю кольцевую зону массива мощностью от
100 до 600 м и встречаются в виде жильных тел, секущих как вмещающие архейские
52
гнейсы, так и пшербазиты внутренней части массива. Комплекс щелочных пород
весьма разнообразен петрографически, по минеральному состав}/ и структурным
признакам. Химический состав главных типов щелочных пород приведен в табл. 3.5.
Наиболее детально этот комплекс пород был изучен В.А. Кононовой (1976). В
периферической зоне щелочного кольца распространены, главным образом,
мелкозернистые ийолиты (рис. 3.14). мельтейгиты и нефелиновые пироксениты; по
направлению к центру массива они. как правило, постепенно сменяются текстурно-
неоднородными средне- и крупнозернистыми и часто более лейкократовымн
разновидностями (например, крупнозернистым ийолит-мельтейгитом, рис. 3.15). В
щелочных породах нередко отмечаются трахитоидность и полосчатость (см. рис. 3 14).
ориентировка которых указывает на падение контактов этой интрузии под углами 70-
Рис. 3.14. Мелкозернистый ийолит Рис. 3.15. Крупнозернистый мельтейгит.
трахитоидной текстуры, г. Мого-вид. Фото Пироксен образует идиоморфные выделения,
шл., без анализ. Ув. х 10. Фото шл., без анализ. Ув. х 10.
80° к центру массива. Структура пород гигщдиоморфнозернистая с преобладающим
идиоморфизмом то пироксена, то нефелина, что прямо зависит от обогащения породы
одним или другим минералом. Большинство геологов, изучавших Ковдорский массив,
полагают, что формирование щелочных пород, представляющих собой типичные
магматические образования, вероятно, происходило в две субфазы. С более поздней
субфазой, по-видимому, связаны интенсивные процессы высокотемпературного
замещения пироксенитов и оливино-пироксеновых пород (ийолитизация), приводившие
к образованию гибридных нефелиновых пироксенитов (Терновой и др., 1969; Кононова,
1976). Термин «ийолитизация» был предложен Д.С. Коржинским в 1963 г. для обозначения
процессов «магматического замещения» на контактах с ийолитовыми интрузиями.
Среди массивных ийолитов и в особенности мельтейгитов встречаются участки
неправильной формы или серии субпараллельных полос с такситовым сложением, в
которых резко меняются количественные соотношения главных минералов - нефелина
53
Таблица 3.5
Химический состав щелочных пород, мае. %
Оксид
Si02
Ti02
АЬ03
Fe20,
FeO
MnO
MgO
CaO
Na20
K-.0
P205
CO,
S, *S03
H20"
H20+
П.П.П.
CI
Сумма
Пироксенит
нефелиновый
1/500
1
42,90
2,15
5,66
5,95
5.59
0,09
15,08
17.40
0,78
1,98
0,27
He опр.
He опр.
0,24
He опр.
1,98
He опр.
100,07
280
2
39,10
3,38
9,79
5,53
4,54
0,17
9,90
23.40
3.26
1,10
0,37
He опр.
He опр.
0,16
He опр.
He опр.
He опр.
100,70
Ийолит
зонь
1/468
3
49,22
1,18
14,68
2,89
8,95
0,20
4,44
11,35
4,17
1,17
0,20
Не опр.
Не опр.
0,16
Не опр.
1,16
Не опр.
99,77
краевой
,м/з
638а/
149
4
41,62
3,21
11,15
11,18
3,10
0,20
6,76
15,23
4,35
2,42
Следы
Не опр.
0,10
0,12
Не опр.
0,00
Не опр.
99,44
Порода, № образца, J^
Ийолит
внутренней зоны
613в/
119к/з
5
44,07
0,75
20,55
3,10
1,39
0,04
6,56
10,81
7,97
3,36
Следы
Не опр.
0,06
0,44
Не опр.
0,52
Не опр.
99,62
508 а
с/з
6
42,33
2,96
13,76
4,63
4,32
0,11
8,65
14,44
5,03
2,71
0,26
Не опр.
Не опр.
0,16
Не опр.
0,68
Не опр.
100,04
Уртит
1/269
7
44,48
0,41
20,82
2,40
1,44
0,04
4,79
9,42
10,47
4,10
0,04
0,62
0,00
0,44
0,81
Не опр.
Не опр.
100,31
ь анализа
Ийолит;
698а/
243
8
44,30
0,52
19,13
6,20
1,39
0,11
4,45
9,57
8,18
2,59
0,62
Не опр.
0,07
0,52
Не опр.
2,00
Не опр.
99,65
(1-13)
«ильный
745
9
45,93
0,68
13,45
9,40
2,77
0,15
3,21
8,02
8,14
4,11
1,65
1,30
0,07
0,31
0,86
Не опр.
Неопр.
100,05
Сиенит
канкри-
нитовый
10
44,93
1,02
16,39
5,18
2,00
0,19
1,02
8,58
9,22
3,54
0,57
6,12
0,21*
0,26
Не опр.
Не опр.
0,09
99,66
Малый Ковдорский массив
Ийолит
трахит.
11
43,36
1,50
15,70
4,70
5,20
0,10
7,53
12,70
6,20
2,44
0,50
Не опр.
Не опр.
0,34
Неопр.
0,34
0,04
100,65
Сиенит
Ne трахит.
12
52,57
0,71
17,28
2,74
3,56
0,13
3,88
4,90
7,28
3,94
0,78
Не опр.
Неопр.
0,60
Не опр.
2,17
0,08
100,62
Сиенит
Ne погасил.
13
46,95
1,48
13,09
6,34
4,90
0,12
5,60
8,60
6,46
2,80
0,95
Не опр.
Неопр.
0,46
Не опр.
1,80
0,07
99,62
Примечание. Сокращения: Ne - нефелиновый, трахит. - трахитоидный, пойкил. - пойкилитовый. Анализ 7 - по данным В.А.
Кононовой (1976), 8 - Н.Д. Соболева (1947), 10 - И.Т. Бахирева (1940), остальные анализы - по данным Н.А. Волотовской (1957). Образцы: 1 -
г. Южная, 2, 4, 5 - г. Мого-вид, 3 - вост. участок, 6 - г. Воцу-вара, 8, 9 - г. Низка-вара. Кроме указанных оксидов в анализе 7 обнаружены
(в мае. %) прочие (0,03), в 10 - ZrCb (0,05), ВаО (0,16) и F ( 0,13). * - определено S03.
и пироксена, а также размер их зерен. Именно такие такситовые нефелине-
пироксеновые породы рассматриваю!сч как рс^льтл! ийочпгшацпп ппроксенитов или
якуиирангнтов более ранней Mai магической фазы В гдкеиговыч м; гьгейгитах и
ийолитах обычно появляются гнезда или лпнзовидные обособления нефелина, с которым
иногда ассоциирует апатит,
биотит, титанит, магнетит,
перовскит, пирротин, кальцит
Пироксен на контакте с таким
нефелином эгиринизируется или
замещается щелочным
амфиболом (рис. 3.16).
В ийолитах иногда
встречаются участки, в той или иной
степени обогащенные воллас-
тонитом, вплоть до образования
так называемых волластонитовых
ийолитов (Le Bas, 1977). Иногда
среди нормальных ийолитов
можно наблюдать секущие
жильные тела таких волластонитовых Рис 3.16. Ийолит такситовой текстуры. Ne - нефелин,
средне-, крупнозернистых иио- темная кайма вокруг него - эгирин. Фото шл. 1стр.
литов. Длинные (до 5-6 см) скв./1577, без анализ. Ув.х 17.
досчатые индивиды белого вол-
ластонита в таких породах обычно не имеют какой-либо закономерной ориентировки и
ассоциируют с идиоморфными кристаллами нефелина, призматическим эгирин-диопсид-
геденбергитом, а также с зернами неправильной формы шорломита, реже - с
голубоватым апатитом и титанитом. Кристаллы волластонита всегда имеют
пойкилитовый характер, изобилуя включениями вышеперечисленных минералов. К
сожалению, эти породы изучены явно не достаточно, чтобы можно было судить об их
генезисе.
В щелочных породах, реже в мелилитовых, монтичеллитовых и среди
гипербазитов встречаются жилы ийолит-пегматитов, имеющих с вмещающими
породами четкие и резкие контакты (рис. 3.17). Мощность пегматитовых жил варьирует
от нескольких см до 1-2 м и более. Породы массивные, пятнистой текстуры; сложены
в основном нефелином и пироксеном, содержание последнего, как правило, не превышает
30-35 %. Пироксен, представленный эгирин-диопсидом, образует вытянутые по [001]
столбчатые кристаллы длиной 4-5 см, ориентированные преимущественно
перпендикулярно контактам жил. В наиболее мощных пегматитах длина кристаллов
пироксена достигает 0,5 м. Нефелин образует крупные, обычно ксеноморфные
выделения, заполняющие интерстиции между кристаллами пироксена, и лишь в гнездах,
обогащенных кальцитом и апатитом, встречаются уплощенные по базопинакоиду
идиоморфные кристаллы нефелина. В пегматитах местами встречаются пластинчатые
выделения бурого сильно железистого флогопита, а гнезда кальцита постоянно
55
обогащены шорломитом, титанитом, а иногда титаномагнетитом. В незначительном
количестве присутствуют также пирротин, перовскит, халькопирит и пирит. Пироксен
местами замещается темно-зеленым амфиболом -
гастингситом, вплоть до образования полных
псевдоморфоз, а нефелин местами сильно канкрини-
тизирован (рис. 3.18).
Дайковый комплекс щелочных пород в Ковдорс-
ком массиве разнообразен, но наибольшее
распространение имеют дайки мелкозернистых ийолитов и
полевошпатовых ийолитов, нередко приуроченные к
полукольцевым коническим разломам, падающим к
центру массива под углами 50-65°. Мощность даек
может достигать 4-5 м, хотя обычно составляет 10-
20 см. Дайки полевошпатовых ийолитов, генетически
связанные со щелочными породами периферической
зоны массива, рассекают последние, а также фениты,
все гипербазиты, мелилитовые и монтичеллитовые
породы и породы флогопитового комплекса.
Рис. 3.17. Жила яйолит-
пегматита сечет оливинит. г.
Низка-вара. Вдоль контакта
развивается маломощная фло-
гогшто-пироксеновая
оторочка.
Рис. 3.18. Мелкозернистый агрегат канкринита,
образующийся по нефелину в пегматоидном ийолите.
Фото шл. 4 стр./117,9, без анализ. Ув. х 24.
Возрастные взаимоотношения этих даек с породами железорудного комплекса остаются
еще не достаточно выясненными. Согласно немногочисленным фактам, дайки
полевошпатовых ийолитов рассекают апатнто-форстеритовые породы и апатнто-
форстерито-магиетитовые жилы, тогда как среди руд кальцито-магнетитового состава
и карбонатитов они встречены не были (Терновой, 1977),
Породы даек характеризуются трахитоицными текстурами, которые обусловлены
ориентированными параллельно контактам призматическими зернами эгирина и
полевого шпата. В призальбандовых участках даек ийолитов часто обнаруживаются
разнообразные ксенолиты вмещающих пород с резким характером контактов. Нередко
в мелкозернистых ийолитах наблюдаются обогащенные полевым шпатом зоны,
отвечающие по составу полевошпатовым ийолитам и малиньитам с весьма
постепенным переходом между этими разновидностями. Во всех участках массива
дайки ийолитов имеют весьма сходные текстурные особенности и состав, причем
содержание в них полевого шпата (микроклин-пертита) обычно невелико (1-2 %), и
лишь в малиньитах оно возрастает до 20-30 %. Главные породообразующие минералы
представлены нефелином и эгирин-авгитом, ддиннопризматические кристаллы которого
часто бывают зональными - их внешние зоны имеют более темную зеленую окраску
(рис. 3.19). Нефелин обычно обладает несколько меньшим идиоморфизмом, его
изометрические зерна часто содержат большое количество первичных игольчатых
вростков эгирина, удлиненных вдоль оси с минерала-хозяина. Главным рудным минералом
мелкозернистых ийолитов является пирротин, обладающий магнитными свойствами,
реже - титаномагнетит. Основным
акцессорным минералом является
титанит, отмечаются единичные
зерна апатита, меланита. Жильные
щелочные породы обычно бывают
сильно изменены в результате
разнообразных вторичных
процессов: канкринитизации, флого-
питизации и цеолитизации. Ийолиты
и полевошпатовые ийолиты
рассекаются карбонатитами, а также
жилами нефелиновых сиенитов.
Щелочные породы Малого
Ковдорского массива,
расположенного в 1 км к северо-востоку от
Ковдорского, представлены порфировидными (рис. 3.20), иногда трахитоидными,
ийолитами, нередко содержащими оливин, а также пойкилитовыми и трахитоидными
разновидностями нефелиновых сиенитов (рис. 3.21). Согласно описанию Н.А. Во-
лотовской (1957), эти породы слагают небольшую трещинную интрузию, залегающую
среди фенитов. Вероятно, с этими ийолитами и нефелиновыми сиенитами, а также со
щелочными породами кольцевой интрузии связаны многочисленные и разнообразные
по составу дайки, имеющие наибольшее распространение в северной части Большого
Ковдорского массива и в фенитах. Среди этих даек различаются нефелиниты,
биотитовые пикритовые порфириты, мончикиты, альнеиты и другие, большинство из
которых отнесены А.В, Лапиным к после- или интракарбонатитовым образованиям
(Лапин, 1971; Бородин и др., 1976). Для этих пород характерны флюи-дальные текстуры
и зоны закалки вдоль контактовых зон. По мнению А.В. Лапина, к этой же группе
жильных пород относятся и дайки карбонатно-силикатного состава, содержащие
большое количество порфировидных вкрапленников магматического кальцита (9-25%),
Рис. 3.19. Зональный пироксен в жильном ийолите. Фото
шл. 5 стр./1293,2, без анализ. Ув. х 24.
57
сцементированных основной массой, состоящей из ортоклаза (10%), канкринита (75%)
и эгирин-диопсида (15%). Эти дайковые породы, найденные в западной части фенитового
ореола, описаны как кальцит-канкринитовые тингуаит-порфиры (Лапин, Жабин, 1969).
выделениями эгирин-авгита, Малый
Ковдорский массив.
Со щелочными породами Малого Ковдорского массива генетически связано
также формирование серии жильных тел нефелиновых и реже канкринитовых сиенитов,
обычно характеризующихся пегматоидным сложением. Эти жилы мощностью от
нескольких см до 1 м рассекают все породы Ковдорского массива, вплоть до железных
руд и кальцитовых карбонатитов Кк1 (рис. 3.22). Пегматоидные нефелиновые сиениты
в переменных количествах содержат микроклин, нефелин, эгирин, альбит, канкринит,
цеолиты (в основном, натролит), реже арфведсонит, биотит, пектолит. В качестве
акцессорных минералов присутствуют титанит, апатит, шорломит, перовскит, титано-
магнетит, эвдиалит и эвколит, кальцит, сульфиды (галенит, сфалерит). Канкринитовые
сиенит-пегматиты, жилы которых встречены в северо-западном борту карьера флого-
питового месторождения, сложены в основном идиоморфными призматическими
(длиною до 6 см) кристаллами канкринита серого цвета и K-Na полевым шпатом.
Последний обычно представлен микро-пертитовыми сростками ортоклаза и альбита,
вероятно, возникшими в результате распада твердого раствора гомогенного первичного
высокотемпературного K-Na полевого шпата. Второстепенные минералы представлены
клинопироксеномдиопсид-геденбергитовогоряда, обогащенным эгириновым миналом,
а также эвдиалитом, титанитом, шорломитом. Полевой шпат местами замещается
мелкозернистым агрегатом цеолитов (натролитом, сколецитом и томсонитом).
58
Некоторые авторы считают, что породы Малого Ковдорского массива, а также
жильные нефелиновые сиениты относятся к более поздней герцинской эпохе щелочного
магматизма (Каледонский комплекс..., 1965). Н.А. Волотовская же полагала, что
формирование Большого и Малого массивов было разделено незначительным
промежутком времени и относится к одному этапу интрузивной деятельности. К
сожалению, в литературе отсутствуют
надежные определения возраста этих
пород.
Фениты. Как указывалось выше, в
зоне экзоконтакта интрузии вмещающие
породы подверглись интенсивным
процессам щелочного метасоматоза -
фенитизации. Ширина ореола фенитов
непостоянна: на севере, западе и востоке
она не превышает 0,1-0,5 км, а на юге
достигает 1,5 км. По данным геофизиков
зоны наиболее интенсивной фенитизации
приурочены к двум основным системам
трещиноватости во вмещающих гранито-
гнейсах и гнейсах - радиальным и
концентрически-кольцевым разломам.
А.С. Сергеев (1962, 1967), детально
изучавший породы экзоконтактового
ореола, выделяет пять последовательно
сменяющих друг друга стадий процесса
фенитизации. В начальную стадию имела
место лишь незначительная
перекристаллизация породообразующих
минералов гнейсов и гранито-гнейсов - кварца,
полевых шпатов, биотита и др. В раннюю
стадию происходило раскисление
плагиоклаза гнейсов (олигоклаз № 25-30
сменяется плагиоклазом № 15-17), а
биотит замещался арфведсонитом. В среднюю стадию из парагенезисов исчезают
кварц и ранее образованные амфиболы, и появляются альбит и эгирин. На месте
постепенно утрачивающих свою первичную полосчатость гнейсов формируются фениты:
бескварцевые полевошпато-пироксеновые породы, содержащие альбит (№ 2-5),
микроклин-пертит (реже анортоклаз), эгирин, эгирин-диопсид, а также апатит и титанит.
В фенитах возникает система лиизовидных обособлений или ветвящихся жилок
мощностью 5-10 см, сложенных призматическими, тонкоигольчатыми или
волокнистыми агрегатами пироксена (рис. 3.23). Крупные жилки имеют крус-
тификационную структуру: кристаллы эгирина располагаются нормально
поверхностям контактов.
Рис. 3.22. Жила измененного нефелинового
сиенита (5) сечет кальцитовый карбонатит (2),
залегающий среди пироксенитов (/).
Пироксенит на контакте с сиенитом подвергается
амфиболизации (4). Фото уступа СВ верми-
кулитового карьера.
59
В конечную стадию образуется устойчивая ассоциация эгирин-авгита и нефелина
«или канкш-шита). замещающего полевые шпаты. Второстепенные минералы
представлены меланитом, титанитом и замещающими эгирин-авгит волластонитом и
железистым биотитом. В качестве акцессориев появляются пирротин, халькопирит,
пирит, эвдиалит, плеонаст, корунд, пирохлор, циркон и некоторые другие. По своему
составу породы этой стадии весьма сходны со щелочными породами внешних частей
ийолитовой интрузии. В этих приконтактовых участках нередко встречаются жилы
реоморфических сиенитов, рассекающих как собственно фениты, так и щелочные
породы краевой зоны интрузии. Иногда среди фенитов, в особенности близ
железорудного месторождения, появляются участки интенсивного развития
волластонита, ассоциирующего с мелкозернистым альбитом, тонкодисперсным
кальцитом, реже - голубоватым апатитом. Жилоподобные, причудливо ветвящиеся
зоны волластонизации имеют с фенитами нечеткие, расплывчатые контакты и не
обнаруживают четкой связи с
какими-либо телами щелочных
пород, железных руд или карбо-
натитов. Волластонит обычно
образует скопления уплощенных
досчатых, иногда игольчатых
индивидов, которые как бы
«обтекают» крупные зерна
минералов фенитов, а также
развиваются в интерстициях между
ними. В районе котлована под
строительство обогатительной
фабрики среди таких зон был
обнаружен очень редкий минерал
мизерит KCa6[Si8022](OH,F2).
Образование в фенитах зон
волластонита или мизерита
происходило, вероятно, вследствие
интенсивного высокотемпературного кальциевого (± калиевого) метасоматоза,
связанного с формированием месторождения.
В регрессивную стадию фенитизации появляется ассоциация
низкотемпературных минералов, таких, как цеолиты, пектолит, сульфат-канкринит, флюорит,
вторичный кварц и др. В участках таких вторичных изменений фенитов наблюдается
карбонатизация пород, наиболее интенсивно проявленная вблизи контактов их с телами
карбонатитов.
На западных склонах г. Воцу-вары встречаются фенитизированные гранитные
пегматиты, на которых все стадии процессов экзоконтактового щелочного метасоматоза
проявляются особенно наглядно. Крупные индивиды первичных минералов пегматитов
окружаются реакционными оторочками новообразованных фаз или нацело замещаются
другими минералами. В первую очередь исчезает кварц; полевой шпат, представленный
Рис. 3.23. Жилки темно-зеленого эгирина в фените.
60
большей частью ортоклазом, по трещинам замещается агрегатом игольчатых зерен
волластонита, в интерстициях между которыми располагается тонкозернистый апатит.
Крупные кристаллы биотита подвергаются рекристаллизации с образованием
мелкочешуйчатого агрегата, а также частично замещаются, вероятно, хлоритом. Эти
измененные кристаллы биотита окружаются метасоматической оторочкой толщиною
обычно не более 1-2 мм, сложенной эгирин-диопсидом и альбитом. Игольчатые
индивиды этих минералов ориентированы преимущественно перпендикулярно контуру
пластин слюды. Зерна голубого первичного апатита пегматитов окружаются оторочкой
бесцветного апатита, а чаще - зоной мелкозернистого сахаровидного апатита молочно-
белого цвета. В некоторых участках фенитизированных пегматитов в ассоциации с
волластонитом и апатитом появляется также кальцит.
Эти фенитизированные пегматиты, включая и измененные кристаллы биотита,
рассекаются двумя разновидностями жил мельтейгитов-якупирангитов: первой - более
мелкозернистого сложения существенно эгиринового состава и второй - несколько более
крупнозернистой структуры и со значительным содержанием амфибола (типа гас-
тингсита).
Большинство геологов связывает образование фенитов с воздействием щелочных
растворов, отделявшихся от магматического очага в течение длительного периода
формирования многофазной интрузии (Сергеев, 1967; Евдокимов, 1982; Капустин, 1982).
С Ковдорским массивом связано шесть различных месторождений, развитых
закономерно как во времени, так и в пространстве. Перечислим их в последовательности
от более древних к молодым.
Месторождение рудных оливинитов (титаномагнетита) приурочено к
центральной части оливинитового ядра массива и представляет собой
прослеживающийся на большую глубину штокверк титаномагнетитовых жил. К сожалению,
на этой территории уже в течение многих лет велось строительство жилых кварталов
города, что, естественно, сделало невозможной разработку этого месторождения.
Флогопитовое месторождение располагается в западном крыле полукольцевых
разломов, окаймляющих ядро оливинитов. Флогопитоносные пегматоидные, большей
частью слепые жилоподобные тела вытянуты кверху от единого центра, приуроченного
к глубоким горизонтам железорудного месторождения. Основной промышленный
интерес представляет разрабатываемая ранее шахтным способом, а ныне карьерным
Главная флогопитовая залежь, размеры которой около 200 х 500 х 300 м. Запасы
флогопита составляют более 80 % от общероссийских, причем выход промсырца очень
высокий. Размер кристаллов слюды велики - до 1-2 м. Недавно начата
опытно-промышленная разработка оливинита как сырья для производства огнеупорных изделий.
Комплексное месторождение железных, фосфорных и редкометальных руд
(камафоритов) находится на юго-западе массива, что отражает смещение активного
центра рудообразующих систем из центра интрузива в этом направлении. После-
61
довательные серии железо-фосфорных и редкометальных руд и соответствующих
карбонатитов также закономерно развиты в пространстве и во времени: наиболее ранние
типы этих пород, располагающиеся близ внешнего контакта рудной залежи, сменяются
все более молодыми по направлению к ее центру. При этом конические и радиальные
разломы, контролирующие залегание жильных тел в пределах сложного штокверкового
трубообразного тела камафоритов, имеют относительно большие глубины заложения
для руд, тогда как для последовательных типов карбонатитов наблюдается поднятие
фокуса генерации разломов. Разработка этого месторождения ведется открытым
способом, и в настоящее время дно карьера достигло уже отметки 60 м ниже уровня
моря. Запасы железных руд промышленных категорий В и С, составляют 550 млн. т
при среднем содержании железа 28,8 %, пятиокиси фосфора 7,3%, двуокиси циркония
0,17% (Рудный Ковдор, 1974).
Месторождение кальцитовых карбонатитов находится к юго-западу от
месторождения камафоритов и представляет систему жилоподобных, линзовидных
тел сложной конфигурации мощностью до 250-300 м, падающих по направлению к
камафоритовому рудному столбу под углами 45-70°. Ранее это месторождение
разрабатывалось также карьерным способом главным образом на известь, а также
для обеспечения карбонатом цементной промышленности. Запасы по участку
Пилькома-сельга в 1958 г. по категориям В+С,+С, оценивались в 17 млн. т (Терновой,
1977). В настоящее время работы на этом руднике прекращены.
Месторождение апатито-франколитовых руд располагается в юго-западном
обрамлении Ковдорского массива среди вмещающих фенитизированных гранито-
гнейсов и частично среди щелочных пород кольцевой интрузивной серии. Это
месторождение представлено системой вытянутых жилоподобных тел, группирующихся
в виде протяженной зоны длиною около 3,5 км. Мощность тел варьирует от нескольких
метров до 150-200 м, и прослеживаются они лишь до глубины 70-100 м от
поверхности, в редких случаях - до 200 м. В настоящее время для этого месторождения
подсчитаны запасы фосфорных руд, которые составляют около 100 млн. т (Терновой,
1977), однако месторождение пока не разрабатывается.
Месторождение вермикулита приурочено к приповерхностным участкам
полукольцевой зоны флогопитоносных пород, которые подверглись местами
дезинтеграции и интенсивному химическому изменению на глубину 50-70 м. Вермикулит
добывается открытым способом близ флогопитового карьера и на его верхних
горизонтах. Запасы вермикулита составляли в целом около 45 млн. т, из них на наиболее
богатых участках - 21,9 млн. т (по данным разведки 1961 г., Терновой, 1977). Ранее
вермикулит добывался также на северо-восточном карьере.
Ниже приводятся результаты изучения геологических особенностей четырех
из перечисленных месторождений - флогопитового, комплексного камафоритового,
карбонатитов и апатито-франколитового. Для них составлены оригинальные
геологические схемы строения, даны петрографо-минералогические характеристики
пород и разработаны генетические модели.
Глава 4.
ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ СТРОЕНИЕ И ХАРАКТЕРИСТИКА ПОРОД
ФЛОГОПИТОВОГО КОМПЛЕКСА
Ковдорское флогопитовое месторождение, разрабатываемое с 1963 г., является
одним из крупнейших в мире. Геологические особенности месторождения и вопросы
его генезиса наиболее детально охарактеризованы в работах В.И. Тернового с соавт.
(Терновой и др., 1969; Терновой, 1972; 1977), а также И.Я. Дядькиной и М.П. Орловой
(1976). Авторы принимали участие в геолого-минералогическом изучении
месторождения, выполняя документацию подземных горных выработок с 1961 по 1973 гг.,
а в последующее время продолжались пополнение минералогических находок и новые
наблюдения уже на открытом карьере.
В пределах массива породы флогопитового комплекса слагают полукольцевую
зону шириной до 1 км, окаймляющую с севера ядро гипербазитов (см. рис. 2.2). Они
представлены в различной степени флогопитизированными
и диопсидизированными оливинитами, оливино-пиро-
ксеновыми породами и пироксенитами. Ослюденение
обычно носит вкрапленный характер, иногда встречаются
жилки и линзовидные обособления флогопитового или
флогопито-диопсидового состава (часто с кальцитом),
имеющие нечеткие контакты с вмещающими породами. В
оливинитах и пироксено-оливиновых породах наблюдается
увеличение количества вкрапленного флогопита в керне
вертикальных скважин с приближением к поверхности.
Такое распределение флогопита и нередко ассоциирующего
с ним диопсида можно объяснить их образованием при
автометасоматических процессах изменения пород под
воздействием остаточных высококонцентрированных
растворов, обогащенных летучими компонентами. В более
мощных телах флогопитоносных пород встречаются
неправильной формы фрагменты (реликты) вмещающих
оливинитов (рис. 4.1), мелилит- или монтичеллит-
содержащих пород, что также указывает на относительно
более молодой возраст пород флогопитового комплекса.
В наиболее широкой северо-западной части
полукольца флогопитоносных пород расположено собственно
флогопитовое месторождение, в частности Главная
флогопитовая залежь. Оно представляет собой сложную
крутопадающую на северо-запад систему тел средне- и
крупнозернистых форстерито-диопсидо-флогогштовых (Фо-
Ди-Фл) пород с отдельными жилами и гнездами гигантозернистого (пегматоидного)
сложения (рис. 4.2,6). В лежачем боку месторождения (южный контакт) развиты
Рис. 4.1. Реликт оливи-
нита (темно-серое) в каль-
цито-флогопито-диоп-
сидовой породе. Ум. х 2.
63
Рис. 4.2. Геологический план горизонта + 144 м подземных выработок (а) и разрез по линии АВ
(б) Главной флогопитовой залежи.
1 - дезинтегрированные породы (вермикулитовая зона); 2 - дайки полевошпатовых
ийолитов; 3 - участки существенно апатитовых пород; 4 - гигантозернистые форстерититы; 5 -
гигантозернистые диопсидо-флогопитовые и форстерито-флогопитовые породы; 6 -
гигантозернистые диопсидовые породы; 7 - проекции векторов максимальной скорости роста
кристаллов флогопита (усредненные); 8 и 9 - соответственно крупно- и среднезернистые
флогопито-диопсидо-форстеритовые породы; 10 - оливиниты; d.h. (drill hole) - скважина.
64
флогопитизированные и диопсидизировакные оливиниты, причем их контакты с Фо-
Ди-Фл породами весьма постепенные. В сущности, Фо-Ди-Фл породами можно назвать
в значительной степени флогопитизированные и диопсидизированные оливиниты, в
которых проявлены разнообразные процессы замещений: форстеритизация.
апатитизация, карбонатизация и амфиболизация. По сравнению с оливинитами породы
флогопитового комплекса имеют более светлую и неоднородную окраску,
обусловленную неравномерным распределением зерен флогопита и диопсида, а также
второстепенных минералов - кальцита и апатита. Форстерит в этих породах имеет
светло-серую окраску, обычно не содержит структур распада твердых растворов, столь
характерных для минерала из оливинитов, а содержание фаялитового компонента в
нем, как правило, не превышает 7-10 %. Химический и минералогический составы
наиболее типичных пород флогопитового комплекса приведены в табл. 4.1. В висячем
боку месторождения (северный контакт) залегают мелилитовые, монтичеллитовые и
различные скарноподобные породы.
На глубину до 50-100 м флогопитоносные породы дезинтегрированы, а флогопит
в различной степени гидратирован; к этой зоне измененных пород приурочено
вермикулитовое и гидрофлогопитовое месторождения (Терновой и др., 1969),
Главная флогопитовая залежь расположена в осевой части месторождения и
сложена гигантозернистыми (пегматоидными) диопсидовыми, форстерито-фло-
гопитовыми, форстеритовыми и существенно апатитовыми породами. Эти породы
образуют сложное, не выходящее на поверхность куполовидное тело с
многочисленными жилоподобными ответвлениями в его нижней части (см. рис. 4.2, б),
имеющими относительно пологое падение на северо-запад (335-345°; < 45-50") и более
крутое на юго-восток (150-165°; < 50-60°). На горизонте +174 м это тело имеет
эллипсовидные очертания и размеры 250 х 100 м. На горизонте+144 м его конфигурация
весьма сложная (рис. 4.2, а), что обусловлено присутствием многочисленных блоков
вмещающих пород. Размеры тела здесь 330 х 140 м. По морфологии залежь сходна с
жилами так называемых гранитных «камерных пегматитов» (Таланцев, 1988). С
вмещающими Фо-Ди-Фл породами гигантозернистые флогопитоносные тела имеют
довольно четкие контакты (рис. 4.3).
Для выяснения структурно-тектонической позиции месторождения была изучена
трещинная тектоника пород в пределах всего массива и особенно в породах,
вмещающих Главную флогопитовую залежь (Краснова, Соколова, 1978). Как
указывалось в гл. 2, весь пояс флогопитоносных пород связан с полукольцевыми
разломами, ограничивающими опущенную дугообразную в плане зону, мощность
которой достигает 500 м. Образование таких разломов при опускании блоков пород
обычно сопровождается появлением оперяющей системы периклинальных трещин
отрыва. По нашему мнению, именно к системам этих трещин и приурочено большинство
тел пегматоидных пород, причем две из них совпадают с крутопадающими на юго-
восток продольными трещинами S и комплиментарными этой системе трещинами с
падением на северо-запад. Пологопадающие трещины L определяют расположение
контакта кровли залежи. Наблюдения показали* что те же главные системы трещин
позднее были использованы дайками щелочных пород, а также жилами карбонатитов,
65
on Таблица 4.1
Химический и модальный составы пород флогопитового комплекса, мас.%
я
Ё
&
н
о
е*
о
е
К
и
w)
*
CD
2
со
о
S-4.
К
Си
о
Си
о
е
6 2м
флогопнг
ДИОПСИДО
в;
о
о
я
*?
о
н
Я
Си
о
Си
о
■е-
о
н
я
с
о
и,
о
3
о
m
CN
00
1
*
г-
го
г-
оо
-С
и
ю
1
го
Гч1
■л
UO
го
го
WO
in"
го
vo
-* 1г
г-
00
*
са
со
••чг
г-
00
VO
00
*
сч
г-
00
-^2
2
го
CN
00
со
*
VO
го
го
ю
оо"
го
го"
го
оо"
го
CN
•*
i
VO
го
00
m
тГ
о'
с/5
о"
го
о"
о
>—I
о"
г-
т—1
о"
VD
m
о"
о
о"
г-
CN
о"
о"
6'
р
CN го" Г-"
ON CN ГО
Ю VD^ CN^
о" о" оГ
О 00 т
°\ г"!, "Т,
—Г оГ г--"
-н о г-
00 ^ о^
—Г cn" г-"
О ОО 00
°\ °„ °„
■*" rf го"
тг го ^Г
оо^ о; ro_^
CN Г-^ ■*"
о ю а
m © г~^
CN го" -ч!""
го On On
С~- О OS
cn см го'
6 6 о.
-С1 «V и
"3 ° tu
о
г-
■ч*
го
го
г—
©"
•ч*
о
ел
оо"
го
о
(Л
Г-"
го
•п
on"
о
о"
CN
in
"tf"
CN
о
in
го"
cn
о
60
2
ON
Г-"
го
in
t~-
q
>n"
r_-
©^
■n"
oo
CN
in"
in
CN
VO"
о
in"
00
гл
vo"
о
се
и
ON
го
о"
о
m
о"
Г--
^г
о"
■*
о"
in
о"
in
о"
го
CN
о"
OS
о"
о
2
о
о"
о
я
го
©^
о"
&
о
со
я
00
о"
о
11
я
о"
CU
с
о
я
о
CQ
(N
о"
мэ
о"
ш
(N
о"
г-
о"
1П
о"
1П
го
о"
SO
о"
1П
го^
о"
9,
Z
о г- о
О, го^ —<^
сч" го" »-Г
■П On in
vo оо^ t~
О" »-Г CN
t~~ On m
CN -* CN
cn" о" го"
Си
ON . H ЧО
Ог О CN
—" щ ro"
я
О CN ГО
ч» CN -!f
ro" o" r-T
Ohm
О in On
ro' ro" o"
О CN Г~-
(5 ^ cn
cn" с^Г —"
ГО NO О
<n ЧО^ rt
cn" cn" —"
9, о 6
^ £ о
in
о
о"
NO
CN
o"
NO
о
о"
CN
ro
o"
о
о"
^1-
гл
о"
1
гок
о"
I
о
я
00
CN
00
VO
о"
о
°%
те
"\
CN
~*
ro
*~
ro
>n
a
in
©"
&
O'
я
ro
t—4
o"
B4
о
я
oo-
о
о"
о
CN
о"
о
со.
я
и*
00
ON
1П
m
On"
On
о
го^
о"
о
ю
о"
о
г-
"~1
On"
ON
00
On"
ON
vq^
On"
On
vo
On"
On
CO
s
s
>N
и
В)
s
а
s
се
м
в
о
о
2
о
i4
о
ё
g
Й
S
i
5n
о
р
о
о.
<а
■ч?
о4
о
се
S
о
Си
о
с
со
сз
о
о
«
&
Л
S
о
S
о.
1
VD
и-Г
1
1П
о"
CN.
CN
43
го"
1П
о
о
vo^
TJ-"
■ч*
СО
о
с
о
ч
г~"
m
о
оо
"г^г
SS г-"
» «
!N -н
cn" о"
VO rt
^ 1
о '
м- 1
оо '
г-
I-" 1
CN
оо
2 '
1 ^
° с
о. а.
о 5Г
е и
*Ч. о ю in —1
^ ОО" CN Tf" —"
CN 1П о^ г> с^
no" те" vo" о" —Г
о_
CN
г—ч. С^л ^ t^ СО
Ч >-<' г~" —Г cn"
•е-
н
го^
^
^.^ xt m in
f=; г^ го' го"
•е-
^ !П Tt ■* TJ
^ о" го" со" о"
■Л, VO^ >-< in го
° оо" cn" оо" CN
2 ш" со" CN '
^ СП CN СО Гч
CN уз гп" ^ „•'
pi b Ё Ё
с ь s е ч
о s Э а о
о 5 S ь- й
и с a « о.
Примечание. Аналитики: Р.А. Анисимова (Хим. лаб. ЛГУ); * А.Я. Иванова и В.Ф. Филонова (ЦХЛ СЗТГУ).
нередко располагающимися вдоль контактов флогопитоносных тел. Выявленная
структурная связь пород флогопктового комплекса с кр>тшымн разломами, по-
видимому, .может служить поисковым критерием для обнаружения -новых залежей,
подобных Ковдорской, и в других интрузиях щелочно-ультраосновных пород.
Главная флогопитовая залежь, согласно представлениям В.И. Тернового и соавт.
11969;. имеет зональное строение: ее краевая часть сложена гигантокристаллическими
диопсидовыми породами, ближе к центру располагается зона форстерито-флогопитовых
(Фо-Фл), форстеритовых (Фо) и, наконец, апатитовых пород. Изучение геологического
строения Главной залежи (Краснова, 1972) с использованием методов структурного
картирования, а также фотодокументации стенок подземных горных выработок
показало, что указанная зональность с дифференциацией минерального состава пород
характерна лишь для тел, имеющих мощность более 20 м (см. рис. 4.2).
Недифференцированные тела сложены гигантозернистыми Фо-Ди~Фл породами,
содержащими незначительные количества апатита, кальцита магнетита и некоторых
других второстепенных минералов. По своему минеральному составу эти тела иногда
значительно отличаются от вмещающих пород. В связи с большим размером
кристаллических индивидов состав пород Главной залежи определялся
планиметрическим методом по фотоснимкам и детальным зарисовкам стенок и кровли горных
выработок. По сравнению с вмещающими средне- и крупнозернистыми породами
флогопитового комплекса гигантозернистые Фо-Ди-Фл породы заметно обогащены
флогопитом (см. табл. 4.1).
Во всех зонах Главной залежи и в недифференцированных телах кристаллы
породообразующих минералов соизмеримы друг с другом и достигают иногда в длину
2 м (рис. 4.3 и 4.4). Вблизи от зальбанда в жилоподобных флогопитоносных телах
наблюдаются зоны геометрического отбора минеральных индивидов (рис. 4.3). Внешняя
диопсидовая зона прослеживается не повсеместно вдоль контакта с вмещающими
породами (см. рис. 4.2, б), а в апикальной части Главной залежи ее мощность дости-
Рис. 4.3. Фотодокументация стенки подземной горной выработки на горизонте + 144 м с
последующим дешифрированием. Погрузочный штрек 9/5, северная стенка. Цифрами
обозначены метры.
67
Рис. 4.4. Фотодокументация стенок подземных горных выработок на горизонте + 144 м с последующим дешифрированием.
а — погрузочный штрек 9/9,- северная стенка; б — погрузочный штрек 9/7, южная стенка. Ij — полевошпатовый ийолит. Цифрами
обозначены метры.
68
х%
r
i,
tt
гает 10 м. Индивиды диопсида имеют длипнопризматический облик, достш-ая в длину
1-2 м (иногда и более), и нередко располагаются в зоне субпараллельно, ориентируясь
нормально к зальбандам. Крупнокристаллический флогопит в этой зоне практически
отсутствует.
Гигантозернистые диопсидовые породы повсеместно рассекаются системой
многочисленных существенно форстеритовых жилок (рис. 4.5), отходящих от
промежуточной (форстерито-флогопитовой) зоны или непосредственно от крупных
выделений частично гранулированного форстерита. Мощность таких жилок обычно
варьирует от 0,5 до 4-5 см. В местах их пересечений и перегибов возникают
своеобразные раздувы, имеющие
округлые, линзовидные или более
сложные очертания и различные
размеры (рис. 4.6). Форстеритовые
жилки сложены агрегатом мелких
зерен оливина, имеющих чаще всего
округлую форму и сцементированных
кальцитом и тетраферрифлогопитом
(рис. 4.7). Вдоль контакта с диоп-
сидом образуется оторочка
параллельно-волокнистого тремолит-рих-
терита, нередко рассекаемая кальци-
товыми «просечками» (зонами), а
осевая часть жилок обычно сложена
кальцитом. Иногда жилки, или их
раздувы содержат также апатит,
магнетит, клиногумит, серпентин, сапонит,
вермикулит, брусит, а также
акцессорные минералы - пирротин, цир-
келит, бадделеит. Химический и
минералогический составы
существенно форстеритовых жилок
представлены в табл. 4.1.
Гигантозернистые форстерито-
флогопитовые породы
промежуточной зоны в дифференцированных
телах характеризуются наибольшей
концентрацией
крупнокристаллического флогопита. На
северо-восточной части Главной залежи
(горизонт + 144 м), где отсутствует диоп-
сидовая зона, приконтактовые
участки тела сложены почти
мономинеральными флогопитовыми порода- феррифлогопитом.
Рис. 4.5. Форстеритовые жилки с тремолитрих-
теритовыми оторочками, рассекающие гиганто-
зернистый диопсид. Горизонт +174 м, орт 9-с,
восточная стенка.
Рис. 4.6. Раздув форстеритовой жилки в гиган-
тозернистом диопсиде. На контакте с диопсидом
видна тремолит-рихтеритовая оторочка; в центре
раздува — гнездо кальцита с идиоморфным тетра-
69
Рис. 4.7. Строение форстеритовой жилки, секущей
диопсид. Центральная зона сложена кальцитом, ближе
к контактам - мелкозернистый форстерит с тетра-
феррифлогопитом, вдоль контакта - тремолит-
рихтерит. Фото шл., без анализ. Ув. х 17.
ми, мощность которых достигает 10-15 м. В других частях залежи форстерито-
флогопитовые породы характеризуются незакономерным распределением выделений
форстерита и флогопита и почти
полным отсутствием в них ди-
опсида. Форстерит образует чаше
всего гигантские кристаллы, цвет
его светло-серый, а содержание
фаялитового компонента обычно
не превышает 6-9 %. В нем
встречаются пластинчатые структуры
распада твердых растворов,
представленные диопсидом и
магнетитом, более тонкие, чем
наблюдаемые в оливине из оливинитов.
Центральная зона
дифференцированных пегматоидных тел
сложена существенно форсте-
ритовыми породами - форсте-
рититами, имеющими в некоторых
участках пегматоидное сложение. В этих
породах вблизи от контакта их с Фл-Фо или
Ди-Фл-Фо зонами постоянно присутствуют
разнообразные по форме обломки крупных
кристаллов диопсида, флогопита и оливина.
Эти обломки, несущие следы дробления и
деформации (рис. 4.8), подвергаются
интенсивному замещению форстеритом,
образующим в них причудливой формы
«заливы» или прожилки (см. рис. 4.9).
На контакте с форстерититом диопсид
замещается амфиболом тремолит-рих-
теритового ряда с кальцитом (см. рис. 4.4, а).
Мелкозернистые участки часто
характеризуются отчетливо выраженным
субпараллельным расположением зерен
форстерита (рис. 4.10), что могло быть
следствием либо деформации и
рекристаллизации крупных индивидов
минерала, либо явлений пластического
течения. В других участках форстерититы
имеют аллотриоморфнозернистую
структуру (рис. 4.11), что придает им большое
сходство с нормальными оливинитами.
Рис. 4.8. Смещенные друг относительно
друга обломки гигантозернистого
диопсида в форстеритите. Горизонт +174 м,
камера. Видна полосчатость,
«обтекающая» диопсид. Ум. х 5.
70
Форстерит центральной зоны практически неотличим по своему составу и своё
ствам от минерала из Фо-Фл пород. Химические анализы форстерититов и пересче
их ка «нормативный»
минеральный состав приведены в
табл. 4.1. Коомс главного
минерала - форстерита - в зтих
породах содержатся флогопит,
апатит, кальцит, магнетит,
вторичные минералы - тремолит-
рихтерит. тетраферрифлогопит
и акцессорные бадделеит, цир~
келит и пирротин.
В результате
проведенных исследований было
установлено, что зона существенно
апатитовых пород занимает не
центральное положение, а
приурочено к апикальной части
залежи (см. рис. 4.2, б).
Аналогичную позицию имеют
скопления апатита и в
небольших флогопитоносных телах (рис. 4.12). Кроме зернистых скоплений апатит часто
встречается в виде параллельно-шестоватых и радиально-лучистых агрегатов, в которых
Рис. 4.9. Мелкозернистый форстерит корродирует
зеленый флогопит. Фото шл., без анализ. Ув. х 20.
Рис. 4.10. Субпараллельное расположение
зерен форстерита в мелкозернистом участке
форстеритита. Фото шл., с анализ. Ув. х 20.
Рис. 4.11. Аллотриоморфнозернистая
структура форстеритита. Фото шл., с
анализ. Ув. х 17.
71
V*£
Рис. 4.12. Скопление апатита в апикальной
части небольшого пегматоидного
флогопитоносного тела. Горизонт + 144 м. Орт
11-ю, восточная стенка. Ум. х 10.
веерообразно расходящиеся лучи
индивидов всегда бывают направлены от
зальбандов к центру залежи (рис. 4.13). В
существенно апатитовых породах
присутствует огромное количество угловатых
и неправильной формы выделений
флогопита, диопсида, магнетита и
форстерита, выполняющих промежутки
между идиоморфными призматическими
кристаллами апатита. Эти породы
обладают повышенной
радиоактивностью, обусловленной присутствием в
них акцессорного торианита (Краснова и
др., 1967).
Различные зоны в
дифференцированных телах флогопитоносных пород
обычно постепенно переходят одна в
другую, причем тела с видимой четкой
зональностью иногда сменяются
участками без признаков
дифференциации минерального
состава. Это позволило
рассматривать все тела гигантозернистых
продуктивных пород как одно
генетически целое. Содержание
главных минералов в крупных
дифференцированных телах,
определенное
планиметрическим методом по серии
геологических разрезов, таково: (воб.%):
флогопит - 22, форстерит - 70,
диопсид - 8 при соотношениях
флогопит : форстерит : диопсид
= 1:3,2:0,4. Эти данные
показывают, что по сравнению с
недифференцированными телами,
в которых содержится 42 % флогопита. 36 % форстерита и 23 % диопсида и
соотношение этих минералов составляет 1:0.9:0,6. зона развития гигантозернистых диффе-
Рис. 4.13. Радиально-лучистые агрегаты длинно-
призматических кристаллов апатита. Горизонт +174 м.
Орт 9-с, восточная стенка. Снимок сделан вблизи от
кровли Главной флогопитовой залежи.
72
ренцированных пород Главной залежи резко обогащена форстеритом и обеднена
диопсидом. Во вмещающих залежь крупнозернистых породах это соотношение,
наоборот, свидетельствует о преобладании в них диопсида (см. табл. 4.1, содержания
переведены в об. %): флогопит-26,5, форстерит- 19,2, диопсид- 41,7 соотношение
минералов равно 1:0,7:1,6.
Главный минерал месторождения - флогопит - был изучен наиболее детально.
Установлено три генерации флогопита, отличающиеся друг от друга по окраске и другим
физическим свойствам (Римская-Корсакова, Соколова, 1964; Хоменко и др., 1991), а
также минеральньш ассоциациям. Наибольшее распространение имеет флогопит I
Рис. 4.14. Пластины флогопита с различными (я — г) видами узоров. Стрелками показаны
направления преимущественного роста пластин. Для всех образцов характерно асимметричное
расположение центра роста. Ум. х 2.
73
генерации, характеризующийся буровато-зеленой окраской и серебристым отливом на
плоскостях спайности, что обусловлено присутствием мельчайших газовых включений.
Менее распространен флогопит II генерации, имеющий изумрудно-зеленый цвет; слюда
III генерации представлена тетраферрифлогопитом. Главной особенностью флогопита
I генерации является рисунчатость, обусловленная скоплениями газовых включений
вдоль винтовых и краевых дислокаций (Римская-Корсакова и др., 1967). По этой хорошо
видимой на плоскостях спайности узорчатости иногда в сочетании с характером
распределения зональности окраски удалось определять направление
преимущественного роста слюды (рис. 4.14). При изучении тел флогопитоносных пород была
установлена определенная закономерность в пространственной ориентировке главных
минералов и, прежде всего, характерная асимметрия в развитии кристаллов флогопита
(Краснова и др., 1970).
Анализ замеров ориентировки примерно 3000 проекций векторов роста на
плоскости спайности слюды показал, что все кристаллы флогопита росли от зальбандов
отдельных жилоподобных тел к их центру, причем плоскости (001) кристаллов
ориентировались субперпендикулярно контактам тел (см. рис. 4.2 и 4.3).
Аналогичную ориентировку имеют и оси с призматических кристаллов диопсида, апатита и
отчасти форстерита. На основании этого сделан вывод, что вся залежь в целом
формировалась в направлении от зальбандов к центру, причем в том же порядке шло
развитие и основных зон в дифференцированных телах. Направленный рост индивидов
в пределах Главной залежи свидетельствует о сохранении градиента концентраций
вплоть до момента образования зоны форстерититов. Этот градиент мог быть
обусловлен поддерживающимся на определенном уровне градиентом температуры
или же направленным поступлением вещества из осевых зон крупных трещин.
Итак, каковы же закономерности формирования флогопитового месторождения?
По всем имеющимся признакам, а также по аналогии с массивом Палабора (Verwoerd,
1986; Eriksson, 1989) можно считать, что образование флогопитоносных пород
генетически связано с развитием железорудного комплекса. К тем же, по существу,
выводам пришли А.А. Кухаренко с соавт. (Каледонский комплекс..., 1965), а таюке
В.И. Терновой (1977). Появление апатита, кальцита, магнетита, торианита и отчасти
форстерита среди минеральных ассоциаций пегматоидных флогопитоносных пород
лишь на завершающих этапах их формирования дает возможность с известной долей
вероятности считать, что флогопитовое месторождение предшествует появлению
основной массы руд, причем образование этих двух комплексов происходило вслед за
внедрением кольцевой щелочной интрузии. О том же свидетельствуют факты
пересечения тонкими магнетитовыми жилками флогопита I генерации и некоторых
пород флогопитового комплекса.
Ведущим процессом в формировании месторождения, по нашему мнению, была
последовательная кристаллизация веществ от зальбанда к центру в относительно
замкнутых полостях (а не одновременно, как считал В.И. Терновой (1972)). При-
74
уроченность значительных концентраций апатита к верхним частям Главной залежи
может быть объяснена отделением на определенном этапе формирования
месторождения не смешивающихся с основной силикатной жидкостью капель
фосфатного состава и сегрегацией их в апикальных частях пегматоидных тел.
Всплывание фосфатных капель могло быть обусловлено несколько меньшей их
плотностью по сравнению с остальной высококонцентрированной жидкостью, либо
их флотацией на отделяющихся пузырьках газа. Явления несмесимости (по существ}',
ликвации) фосфатной и силикатной жидкостей в присутствии различных галогенидов
щелочей в настоящее время доказаны экспериментально многими исследователями и,
вероятно, широко распространены в природных силикатных системах (Когарко, 1967;
Мелентьев, Делицин, 1969; Когарко, Кригман, 1981).
Согласно нашим наблюдениям, в пределах Главной флогопитовой залежи не
существует какой-либо единой, универсальной последовательности кристаллизации
минералов. В порядке выделения главных минералов можно наметить лишь общую
тенденцию, которая, прежде всего, проявляется в образовании зональности всего
месторождения. Последовательность выделения различных минералов определялась,
главным образом, концентрацией вещества в том или ином участке системы. По-
видимому, отдельные тела и даже участки залежи кристаллизовались в значительной
степени как изолированные, отчасти замкнутые системы.
Итак, Главная флогопитовая залежь по самым разнообразным признакам (форма,
строение, особенности роста и последовательность кристаллизации минералов в ее
разных частях, вероятные температуры образования минералов и фазовое состояние
системы) может быть отнесена к своеобразным щелочно-ультраосновным
пегматитам (Krasnova, 2001). Отнесение этого месторождения к автореакционным скарнопо-
добным образованиям на контакте карбонатитов и силикатных пород, как это указано
в учебнике В.И. Смирнова «Геология полезных ископаемых» (1982), представляется
вряд ли правомочным. Признаки большой роли метасоматических процессов, а
также явлений перекристаллизации пород, на что указывали В.И. Терновой с соавт.
(1967, 1969), В.И. Терновой (1972, 1977), Э.А. Ланда (1968) и И.Я. Дядькина и
М.П. Орлова (1976), при образовании Ковдорского флогогштового месторождения,
на наш взгляд, не подтверждаются реальными наблюдениями и не согласуются с
выделенными критериями метасоматических процессов (Краснова, 1988). Большую
научную ценность представляет огромный фактический материал по документации
месторождения, по изучению его минералогии и геохимии, который приведен в работах
коллектива Ковдорской ГРП - В.И. Тернового, Б.В. Афанасьева, Б.И. Сулимова, а также
сотрудников ВСЕГЕИ - И.Я. Дядькиной, Э.А. Ланда и М.П. Орловой:
Глава 5.
ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ СТРОЕНИЕ И ОПИСАНИЕ ПОРОД КОМПЛЕКСНОГО
АПАТИТО-МАГНЕТИТОВОГО МЕСТОРОЖДЕНИЯ («РУДНОГО КОМПЛЕКСА»)
Так называемый «рудный комплекс» локализован в юго-западной части массива,
в зоне меридиональной системы разломов, проходящей по контакту между пиро-
ксенитами, ийолитами. На южном контакте месторождения вмещающие породы
представлены также фенитами. Апатито-магнетитовое (железорудное) месторождение
имеет в плане неправильную, вытянутую в направлении север-юг дугообразную форму,
а в разрезе оно представляет собой трубообразное крутопадающее тело.
Петрографически «рудный комплекс» представлен разнообразными породами с переменным
количественным соотношением четырех главных минералов: магнетита, форстерита,
апатита и кальцита. Эти породы принято также называть камафоритами (Бородин и
др., 1973): К (кальцит) + А (апатит)+ МА (магнетит) + ФОР (форстерит), в зарубежной
литературе их называют фоскоритами (по горнодобывающей компании «Фоскор»).
Термин «карбонатитоид», предложенный Е.М. Эпштейном (1994) для более широкого
спектра пород, характеризующихся сходным с карбонатитами парагенезисом, не имеет
широкого распространения в геологической литературе.
По результатам первичной геологической документации керна разведочных
скважин, а также картирования различных горизонтов карьера (+237, +226, +214 м на
северном борту, +214, +192, +178, +166, +152 м на северо-восточном борту и + 142 м на
юго-западном борту) в 1986 г. нами был составлен новый вариант схемы геологического
строения месторождения (рис. 5.1, а). По сравнению со всеми старыми версиями
геологических карт (Римская-Корсакова, 1963; Терновой, 1977;Эпштейн,Данильченко,
1988; и др.) на нашей схеме впервые нашел отражение жильный характер большинства
рудных тел и карбонатитов, столь хорошо известный всем геологам, изучавшим
месторождение. При построении этой схемы и серии разрезов были учтены все
определенные в карьере элементы залегания различных контактов геологических тел
или проявляющейся в некоторых случаях полосчатости пород. Возрастные
взаимоотношения различных типов пород в пределах месторождения ранее описывались
многими авторами, а также уточнялись нами в течение более двух десятков последних
лет (Копьшова и др., 1980; 1985; Краснова, Копьшова, 1988). В результате совместных
работ с геологами Ковдорской ГРП и ГОКа в качестве стандарта предприятия была
принята унифицированная легенда, которая отражает совокупность многолетних
наблюдений и фактов, сделанных всеми геологами разных организаций, и является в
настоящее время наиболее широко принятой (табл. 5.1).
Последовательность формирования пород Ковдорского месторождения
оказалась сходной с таковой, установленной ранее А.В. Лапиным для Себльяврского
массива (Лапин, 1977). Выделяемые некоторыми авторами форстерито-магнетитовые,
апатито-магнетитовые, апатито-кальцито-магнетитовые, кальцито-магнетитовые,
апатито-кальцитовые и другие породы являются, по нашему мнению, разновидностями,
76
отличающимися от перечисленных выше лишь количественными соотношениями
минералов. Причина пестроты и различий в минеральном составе пород месторождения
обусловлена сложностью и многофазностью его формирования. При образовании более
поздних генераций пород на их состав оказывали существенное влияние явления
ассимиляции и частичного растворения захваченных ксенолитов разного типа.
Усложнению состава пород в той или иной степени способствовали также развитые
процессы метасоматического замещения разных фрагментов вмещающих пород.
Выделяемые разновидности пород и карбонатитов имеют разный возраст и отличаются
друг от друга минеральным составом, а также химизмом главных минералов и набором
акцессорных минералов, что подтверждено, в частности, исследованиями авторов
(Римская-Корсакова и др.. 1968, 1979; Копылова и др., 1980).
В целом в расположении различных жильных образований в пределах южного
участка месторождения выявляется определенная концентрическая зональность - от
более древних типов руд на периферии к более молодым, располагающимся в центре.
Именно такая зональность отражалась ранее на всех геологических и геолого-
технологических картах месторождения, однако жильный характер большинства
рудных тел и карбонатитов, как правило, не выявлялся.
Как видно на рис. 5.1, б, комплексное месторождение сложено серией
сопряженных крутопадающих жильных тел различных пород. По своему строению оно
имеет некоторое сходство с месторождением Люлекоп массива Палабора в ЮАР
(Verwoerd, 1986; Булах и др., 1998). В северной части Ковдорского месторождения
преимущественное простирание большинства рудных жил северо-западное - юго-
восточное, причем глубина их выклинивания постепенно увеличивается от -120 на
севере до - 830 м и более (до -1300 м) к югу. На некоторых разрезах в интервалах
глубин от +70 до -230 м наблюдается небольшой раздув главного тела апатито-
форстерито-магнетитовых пород.
В южной части месторождения простирание многих рудных жил меняется на
северо-восточное - юго-западное. Таким образом, основная часть рудных жил и
карбонатитов располагается вдоль дугообразной зоны разломов, динамика развития
которых была детально описана В.А. Дунаевым (1982). Наибольшую мощность имеют
тела апатито-форстерито-магнетитовых руд (до 100 м на северном участке и до 250 м
на южном). Среди приуроченных в основном к краевой зоне месторождения
форстерититов и апатито-форстеритовых пород эти руды образуют систему
штокверковых ветвящихся жил различной мощности (рис. 5.2).
Наиболее ранними по времени образования породами рудного комплекса
являются форстерититы (Ф) и апатито-форстеритовые породы (АФ), образующие
ветвящиеся жилы мощностью от нескольких см до 20-30 м, секущие вмещающие
ийолиты, пироксениты и фениты. Форстерититы и АФ породы имеют мелкозернистое
сложение, светло-серую или зеленовато-серую окраску (последняя обусловлена
присутствием мелкочешуйчатого флогопита). Крупные жилы этих пород постоянно
содержат многочисленные округлой формы обломки и в разной степени замещенные
реликты вмещающих пород (см. рис. 5.2). Так, по ийолитам на контакте с Ф и АФ (а
также АФМ) породами образуется мелкочешуйчатый зеленый флогопит, а по
77
N
т
5 1
ЙИ
J с
10
п
11
м«
h Фз
L-\h
[23 «
16
0 lOOm
Рис. 5.1. Схема геологического строения (а) и разрез по профилю VII-VII (б) Ковдорского
комплексного апатито-магнетитового месторождения (сост. сотрудниками и студентами кафедры
минералогии СПбГУ под руководством Н.И. Красновой с использованием данных Ковдорской
ГРП, 1986 г. - а, Ю.А. Михайловой, 2000 г. - б).
78
б
Породы: 1 - апатито-франколитового комплекса: а- плотносцементированные,
богатые, б - рыхлые, бедные; 2 - доломитовые карбонатиты (а) и доломито-форстерито-магне-
титовые (б);3- рудные брекчии; 4 - кальцито-форстерито-магнетитовые с тетраферрифлогопи-
том (редкометальные руды); 5 - кальцитовые карбонатиты нерасчлененные; 6 - кальцито-
форстерито-магнетитовые с зеленым флогопитом; 7 - апатито-форстерито-магнетитовые; 8~
форстерититы, апатито-форстеритовые; 9 - флогопито-диопсидовые, слюдиты; 10 -
скарноподобные апомелилитовые; И - ийолиты, ийолит-уртиты; 12 - якупирангиты
(пироксениты); 13 - оливиниты; 14 - фениты; 15 - разломы; 16 - геологические границы: а -
установленные, б - предполагаемые. 401с - геолого-разведочные скважины; I, II, III -
пробуренные стволы скважин; 2125.8 - глубина скважин, м (абс. отм.).
79
Таблица 5.1
Последовательность формирования пород Ковдорского комплексного месторождения
Стадии
I
II
III
1а
16
2а
26
За
36
Порода
Форстеритит (Ф), апатито-форстеритовая С АФ)
Жильная фация
БРЕКЧИЯ
Апатито-форстерито-магнетитовая(АФМ),
апатито-магнетитовая (AM)
Апатитит
БРЕКЧИЯ
Кальцито-форстерито-магнетитовая(КФМ),
кальцито-магнетитовая (КМ)
Карбонатит кальцитовый (Кк1)
БРЕКЧИЯ
Кальцито-форстерито-магнетитовая с тетрафер-
рифлогопитом (редкометальная) (КФМтфл)
Карбонатит кальцитовый с тет-
раферрифлогопитом (Кк2)
БРЕКЧИЯ
Доломито-магнетитовая (ДМ), кальцито-
доломито-магнетитовая (КДМ)
Карбонатит доломитовый с
цирконом (КдЗ)
БРЕКЧИЯ
Доломито-тремолито-магнетитоваяс
ильменитом (ДТМ)
Карбонатит кальцито-доломито-
вый с ильменитом (Ккд4),
доломитовый карбонатит с ковдорс-
китом (Кд5), кальцито-доломи-
товый с лабунцовитом (Ккдб)
Рис. 5.2. Система
ветвящихся жил апатито-форсте-
рито-магнетитовых руд
(AFM) в апатито-форсте-
ритовой породе (AF),
содержащей обломок фло-
гопитизированного якупи-
рангита(1). Ум. хЮ.
80
пироксенитам и мельтейгитам - амфибол, кальцит и флогопит (рис. 5.3). Маломощные
жилы форстерититов в существенно пироксеновых породах нередко характеризуются
ритмично-полосчатой текстурой, обусловленной чередованием форстеритовых и тонких
кальцитовых полос, параллельных контакту. Такие жилы обладают всеми признаками
метасоматических образований (Краснова, 1988), в частности содержат непере-
мещенные реликты таких первичных минералов вмещающих пород, как титаномагнетит,
бурый железистый флогопит, характерный для щелочных пород. Текстуры АФ пород и
Ф обычно массивные, пятнистые, иногда полосчатые, что обусловлено чередованием
полос с разным содержанием апатита и магнетита. Структуры гипидиоморфно-
зернистые, аллотриоморфнозернистые (рис. 5.4).
Рис. 5.3. Реликт пироксенита с ритмично- ЦЗГОГО
полосчатой оторочкой, сложенной тремолит-
рихтеритом и кальцитом в брекчиевидной Рис- 5.4. Апатито-форстеритовая порода с
апатито-форстерито-магнетитовой породе, равномерным распределением апатита (белое)
Внешняя зона оторочки сложена мелкозер- и магнетита (черное). Зарисовка шлифа. Точ-
нистым форстеритом. Ум. х 3. ки ~ форстерит.
Форстерититы и апатито-форстеритовые породы характеризуются
относительным постоянством химического и минерального состава (табл. 5.2). Они
сложены в основном форстеритом (60-80%), апатитом (10-30%), магнетитом (до 15%) с
незначительной примесью кальцита (до 1%). Количество же флогопита обычно не
превышает нескольких процентов и лишь в разновидностях, обогащенных пятнами
слюдита, достигает 30-45%. В качестве второстепенного минерала в этих породах
местами присутствуют клиногумит и серпентин, а из акцессорных минералов
отмечается бадделеит (0,06 %).
81
Таблица 5.2
Химический и модальный состав пород апатито-магнетитового месторождения, мае. %
т
га
СО
К
Я
ев
га"
ГО
га
в.
ю
о
%
то"
Ч
О
о,
о
S о
■в"
н
е
о
е
+
в
е
<
К
S
1-
сч
С
<
то
+
е
<
е
+
в
<
о
в
+
+
то
+
+
э
о
00
Г—
00
го
г—
t—
>
iS
r-
iS
fN
00
Г—
чо
NO
о
m
о
m
<n
О
m
i—*
is
r—
iS
>
t—
^t-
eo
CN
-
О
ON
oo
r-
ЧО
in
■t
ГО
(N
~
ooninooNmiflO
СЧ OO ON^ OS —i CO^ О CO^
чо"о"о"чо"сч"о"чо"чо"
oT -" jg p| 2 o" jn" p>
<N(No2;f^vooooo
00 i—i r—< ©„ ^ СЧ C4^ ^
oo' сч" ©" °° ,—' ©" eo °^
O^ m^ ON TJ^ ГЛ ГО ON^ 00
t-" o" сч" o" h d tn rr"
^ ,-4 -<
'-'ООгПооО'-iiricr,
СЭ <N 1П So «N (N ^н у
со" ©" о oo" f~ О 0О q
СЧ со
r— чо vo сч^ oo^ m i-4 vo
r—" o" —" m" —Г о" со" г~
ГО —ч ,-< ■—I
ОС-00т-чО1П,-чО
^"l. ^ ~~^ On 00 co^ in t~-~
VO o" СЧ t~"rt О го" m"
го —i -и —c
т'пчо-ФОч.—irjO
О —<^ O^ 00^ vo —^ ro —i,
Ю" О о" m" CN о" о ^3
Р> о -* г^ чо сч оо чо
~ ©^ ^ О^ 1> СЧ_^ Г^ «П
3", о" о" ^"" V)' о" ^ со"
tf го г-ч
2oinmwNo,H
^ О го in ©^ го (-^ г-^
S О" О" (N ю" о" rf W-T
i. r^i in 00 ,—i ГО oo ЧО
2Я сГ о" о" г-Г о" УЭ чо"
f^1 ■—1 Г<~1
Osoomirioovooor^
f~~ r1, *""".. °Ч. 'Л, °1 ^ °°
Г-." О ^ СЬ ■* О ГО —"
JN ГО г—
Р| О" ГО Г-) >П О" CN о
4 ГО ^ N Г! г- сю м
5 о" 4D оо" го" о" о" К
' ' го
6! 6 о о о о о о
Г~ -ч)- —1 о So
« ^ in m u о
о" о о оо Д о"
t-- ч- m ^t So
—i О ON 00 ° О
о" О" -Ч-" 1Л 43 о"
^ ю •* чо &0
■t On ro^ vi о О
о" о" оо" 40 0) о"
X
Э4
On оо г- оо Б г-
°„ ^ 'Л- ^ 'Ч,
о" о" чо" го" 4J о"
NO чо го Д &о
г-н^ о^ оо^ ^ § о^
о" о" On" ^ u о"
о о •* О U0 г~
(N О ^ О^ т-ч О
о" о" ^-i о" о" о"
Не опр.
Неопр.
о о
я я
&
о ^
я °
&
о S
Д о"
я
&
° го
43 о"
я
о оо
°„ °„
о" о"
add
On it, г~- о) ^ fNi
го CN^ О <N„ "-^ "-^
о" о" on" <n о" о"
о in о cn g о
CN CN^ О^ го О О^
о" о" ио о" 42 о"
1П О О Tf GO
(N О г<_ г. о О
о" о" чо" о" u о"
О О СЧ О О CN
CN О^ СО VD О^ ГО^
о" о" г-~ о" о" о"
№ О С1 ГМ Д О
Г-^ ЧО^ СП —__ о о^
о" —Г чо" оГ 4) о"
ЧО 00 оо го с го
to q On г-ч о 00^
о" го" in " a> о"
4н
si
•* СО ON ЧО Д ЧО
4D„ in -* г-ч о о_
о" ^ -^г —•' ш —Г
X
2 ^ f- О 2 S
со чо
о о^
о" о"
о 00
°„ °
о" о"
° о
43-о"
я
4J о"
я
pi.
о сч
0) о"
я
В" ON
о о^
CD О"
d
С О)
О СЧ
и о'
я
СЛ fi.
00
°v
оо"
ON
ЧО
ел
о"
о
ЧО
с^
On"
ON
сч
On"
On
m
о
о"
о
о
ол
о"
о
1П
оо"
ON
00
in
ON
ON
r-
m
o"
о
о
°°„
On"
On
ГО
o"
о
On
t>
o"
о
го
ГО^
On"
On
о
о.
о"
о
га
'о
о.
с
о
я
&
о
(О
X
00
о
о"
ол
о"
ЧО
о"
со
о
о"
&
о
я
го
о^
о"
со
о
о"
сч
ол
о"
сч
о^
о"
ON
о
о"
о
о"
ON
о
о"
г
till
о
1
00
°\
оо"
ON
ЧО
00
о"
о
00
ЧО
On"
ON
о
Ч о.
ON Ц
0,1 s
s
ев
ON в
On о
ON О
о
тг О
§ ^
1—1 о
я
га
"П с
оо" о
On щ
G.
1)
с
■п ^
ON .
on 2
га
Ш о
о" л
2 В
On О
On }*-
3
S
J5
In §■
о" §
22
о
о"
о
ON
On"
On
ON
On"
ON
ra 5
u 2
00
m _ m Pi
" го О _" V
Tf _ IT) O *
* s
O in >n ON T*
*
^ ON [^ ON 0O
>ОчО^ щ
гч сч ^ rt ю
04 о ^ о °^
сч c-' m <-J >-<
m m ь чо
О wo ON ^ 2
й-^^- £
£o^- ^ о
ЧО
■з- _ in _f ЧО
S^2S?
2 m со Я $
—< m f>l Г^ Г--
-m-4t CI
с я га ч о
< ^ ^ е ©
с
1
(
Примечание. Обозначения пород те же, что в табл. 5.1. Ап - апатит, Дол - доломит, Ка - кальцит, Кгу - клиногумит, Маг - магнетит,
Фл - флогопит. Фо — форстерит,*- тетраферрифлогопит, ** - форстерит + клиногумит, *** - форстерит + тремолит-рихтерит + клиногумит.
Основную массу Ф и АФ пород слагает форстерит, имеющий темно-еерлто, иногда
почти черную окраску. Этот минерал образует изометричные зерна с округлыми
очертаниями, размер которых, как правиле, не превышает i мм. Его показатели
преломления равны: ;гс = 1,686, ;г;; = 1.667. п =1,652, что соответствует содержанию
фаялитового компонента 7%. В форстерите, чаще всего во внутренних частях зерен,
содержатся округлые мельчайшие включения апатита размером до 0,001-0,002 мм.
Почти к каждому из таких включений бывает приурочено точечное выделение
магнетита. Можно предполагать, что эти включения образовались в результате
раскристаллизации мельчайших захваченных при росте форстерита эмульсионных
капель жидкости существенно фосфатного состава.
Апатит и магнетит в этом типе пород встречаются в виде зерен, соразмерных с
выделениями форстерита, и обычно они равномерно распределяются в породе между
зернами форстерита. Апатит также слагает почти мономинеральные прожилки
различной мощности и линзовидные обособления в магнетито-апатитовых жилах. Здесь
наблюдается незначительное укрупнение размера зерен апатита и магнетита, а иногда
появляется кальцитовый цемент.
Алатито-форстерито-магнетитовые (АФМ) породы (руды), наиболее широко
распространенные в пределах месторождения камафоритов, слагают жилы, секущие в
основном форстерититы и АФ породы (см. рис. 5.2). Контакты этих руд с вмещающими
их породами обычно крутопадающие и четкие, резкие, без следов какого-либо
реакционного взаимодействия. Мощность жил колеблется от нескольких см до 30 м, в
среднем составляя 2-3 м. Иногда встречаются также форстерито-магнетитовые (ФМ)
жилы, имеющие пегматоидное сложение (рис. 5.5). Крупные (до 8-10 см) неправильной
формы индивиды магнетита и
форстерита ориентируются
субперпендикулярно зальбандам пег-
матоидных жил, образуя зону
геометрического отбора. Эти
индивиды часто бывают разбиты
трещинками, залеченными
мелкозернистым апатито-форстерито-
магнетитовым агрегатом, а иногда
кальцитом. Фрагменты ФМ жил
изредка наблюдаются в виде
ксенолитов в АФМ породах. Все эти
взаимоотношения позволяют считать ФМ пегматоидные жильные образования
несколько более ранними по отношению к АФМ породам.
Текстуры АФМ пород массивные, пятнистые, пятнисто-полосчатые и в
основном брекчиевидные (рис. 5.3 и 5.6), структуры неравномерно-зернистые (рис. 5.7 и
5.8). АФМ породы, как и АФ породы, содержат ксенолиты различных вмещающих
рудную залежь пород (см. рис. 5.3), а также форстерититов и АФ пород. Столь
выдержанный в пределах всего месторождения брекчиевидный характер АФМ пород,
без сомнения, свидетельствует об их формировании при внедрении рудогенерирую-
Рис. 5.5. Форстерито-магнетитовая жила пегматоидного
сложения, секущая форстеритит. Белое — скопления
кальцита и отчасти апатита.
83
щих масс вещества в тектонически активные зоны трещиноватости вмещающих пород,
сопровождающемся постоянным дроблением зерен минералов.
Результаты химического анализа
и его пересчета на минеральный состав
типичных АФМ пород приведены в
табл. 5.2. Характерной особенностью
этих пород является увеличение
содержания магнетита до 40-55 % и
более, апатита - до 25-35 % при
соответствующем снижении содержания
форстерита (15-20 %); количество
кальцита обычно невелико (не более 2-
5 %), а количество бадделеита в
среднем составляет 0,17-0,20 %.
Форстерит в АФМ породах
слагает неправильной или округлой
формы зерна различного размера (от
долей мм до 2-3 см), содержащие
мелкую вкрапленность магнетита,
апатита (см. рис. 5.8), а также разбитых
Рис. 5.6. Ветвящаяся жила апатито-форстерито- системой многочисленных залечен-
магнетитовых пород (AFM), секущая апатито- ных трещин, трассированных раскрис-
форстеритовую породу (AF) и более ранние жилы таллизованными многофазными вклю-
пегматоидной форстерито-магнетитовой породы чениями. Содержание фаялитового
(FM) и обогащенной форстеритом AFM породы компонента в форстерите от 3 до
(более светлая). Ум. х 10. Фото Ю.Л. Капустина.
8 мас.%. Магнетит в АФМ породах
Рис. 5.7. Апатито-форстерито-магнетитовая Рис. 5.8. Заполнение апатитом промежутков
порода со скоплениями зерен бадделеита, между зернами форстерита и магнетита (черное)
рассекаемая жилкой кальцита. Черное — маг- и коррозия границ зерен в апатито-форстерито-
нетит, светлое - апатит. Фото шл. 1стр./1991,6, магнетитовои породе. Фото шл. 499, с анализ,
без анализ. Ув. х 15. Ув.х17.
84
но составу относится к магномагнетиту и образует неправильной формы, часто
округлые или угловатые выделения и сегрегированные зерна, краевые части которых
содержат многочисленные включения апатита, форстерита, а также шпинели. Для
центральных частей зерен магнетита характерно присутствие типичных продуктов
распада твердых растворов: мелкой вкрапленности шпинели, а иногда и пластинчатого
ильменита. Апатит встречается в виде округлой или неправильной формы бесцветных
зерен разного размера (обычно не более 4-5 мм), часто обособленных в виде «струй»
и «полос». Флогопит в АФМ рудах распространен весьма незначительно и чаще всего
образует единичные чешуйки светло-зеленого цвета, развивающиеся по форстериту.
По форстериту, кроме того, образуется клиногумит, слагающий тонкие каемки, прожилки
или неправильных очертаний пятна ярко-оранжевого цвета, а также серпенгин в виде
петельчатых псевдоморфоз по форстериту.
Наиболее характерным акцессорным минералом описываемых руд является
бадделеит (см. рис. 5.7), образующий идиоморфные кристаллы, а чаще всего двойники
или четверники (Римская-Корсакова, Динабург, 1964). Размеры этих кристаллов обычно
не превышают 1 мм, цвет минерала - от светло- до темно-коричневого. В данных
породах присутствуют также сульфиды: пирротин и халькопирит.
Более поздними по отношению к АФМ породам по времени образования являются
все карбонатсодержащие породы, в частности КФМ и КМ, кальцитовые карбонатиты
и их прожилки (рис. 5.7 и 5.9).
Кальцито-форстерито-магнетитовые (КФМ), кальцито-магнетитовые (КМ) и
апаг ито-кальцито-магнетитовые (АКМ) породы (руды) располагаются ближе к центру
главной залежи. Во всех этих рудах присутствует 20-50 % кальцита. Они образуют
крутопадающие жилы, секущие АФ и АФМ породы (см. рис. 5.6), а также неправильной
угловатой формы блоки, располагающиеся в основном в юго-западной части Главной
рудной залежи (см. рис. 5.1). Мощность жил - от нескольких см до 30-50 м.
Небольшие жилы КФМ и АКМ руд в северной части месторождения секут оливин-
монтичеллитовые и скарноподобные породы, на контакте с которыми возникает
кальцито-форстеритовая зона, а в руде отмечается серпентинизация форстерита. На
контакте кальцитсодержащих жил с АФМ рудами в последних отмечается лишь
некоторое повышение содержания кальцита. При пересечении пироксеновых пород
(якупирангитов и флогопито-пироксеновых) или фенитов в КФМ рудах нередко
появляется диопсид.
КФМ руды секутся разнообразными карбонатитами (кальцитовыми и
доломитовыми) и более поздними разновидностями руд. Секущие жилы кальцитовых
карбонатитов обычно не вызывают каких-либо изменений вдоль зальбандов с КФМ,
КМ и АКМ породами, кроме иногда проявленных процессов перекристаллизации с
укрупнением кристаллов магнетита и форстерита. При пересечении КФМ и КМ пород
рудами и карбонатитами с тетраферрифлогопитом в первых образуется зональная
слюда, краевые части которой представлены тетраферрифлогопитом. На контакте с
доломитсодержащими рудами и карбонатитами в КФМ рудах отмечаются процессы
доломитизации. При этом мощность зон доломитизации может превышать мощность
жил, ее вызывающих.
85
Рис. 5.9. Жилы апатито-форстерито-магнетитовых пород
(АРМ), залегающие среди форстерититов (Fo),
рассекаемые со смещением вдоль контактов каль-
цитовым карбонатитом (Ccl).
По размеру зерен породы средне-крупнозернистые до пегматоидных с размером
индивидов до 3-5 см (иногда до 7-8 см). Текстуры пород массивные, полосчатые,
пятнисто-полосчатые, гнездовые, фестончатые (рис. 5.10) и преимущественно
крустификационные, связанные с обрастанием любых контактов жильных тел
идиоморфными выделениями
магнетита и форстерита (иногда и
зеленого флогопита) и сегрегацией
кальцита в их центре. Степень
идиоморфизма главных минералов
обычно возрастает с увеличением
содержания в породе кальцита до
примерно 50 об. %. Структуры
гипидиоморфнозернистые с
отчетливо проявленным ксеномор-
физмом кальцита (рис. 5.11).
Состав пород часто неоднороден,
что связано в основном с наличием
каких-либо реликтов (или
ксенолитов) более ранних
разновидностей пород, и в первую очередь
богатых апатитом АФМ и AM руд.
Именно такие апатитсодержащие
(АКМ) разновидности пород,
вероятно, нельзя рассматривать
как породы чистой линии, так как
они несут признаки ассимиляции
более ранних типов пород (АФМ и
АФ). Судя по
текстурно-структурным особенностям КФМ и КМ
пород, их образование, очевидно,
происходило в относительно
спокойных тектонических условиях
и при большой роли процессов
перекристаллизации с укрупнением
индивидов.
Химический и минеральный
составы КФМ и КМ пород,
отраженные в табл. 5.2,
свидетельствуют об увеличении содержания кальцита (до 10-30 %) при сохранении высоких
содержаний магнетита (40-55 %) и апатита (15-25 %); количество акцессорного
бадделеит а также устойчиво и велико (0,15-0,21 %). Содержание форстерита
колеблется в более широких пределах - от 1-2 до 15-18 %. -
Рис. 5.10. Полосчатая кальцито-форстерито-маг-
нетитовая порода с фестончатой текстурой. Ум. х 10.
86
Главными минералами являются кальцит, форстерит и магнетит. В КМ рудах
вместо форстерита местами встречается изумрудно-зеленый флогопит, также
образующий прекрасные идиоморфные толстотаблитчатые кристаллы. Для магнетита
характерны октаэдрические кристаллы, усложненные гранями ромбододекаэдра,
поверхность которых часто не имеет зеркального блеска из-за слабых явлений коррозии.
Магнетит по своему химизму относится к магномагнетиту, а в его зернах постоянно
присутствуют закономерно ориентированные включения шпинели (Римская-Корсакова,
1950), иногда ассоциирующие с пластинчатыми выделениями ильменита-гейкилита
(Krasnova, Krezer, 1995). В северной части месторождения магнетит особенно богат
включениями шпинели, тогда как ильменит обычно не наблюдается. В краевой части
кристаллов магнетита отмечается постоянное присутствие многочисленных вюпочении
апатита, форстерита, флогопита и кальцита.
Форстерит в КФМ породах образует короткостолбчатые или несколько
уплощенные кристаллы, а иногда и двойники прорастания. Кристаллы этого минерала
постоянно имеют округленные очертания и так же, как и магнетит, несут на своей
поверхности следы резорбции. Содержание фаялитового компонента в форстерите
обычно составляет 3-5 мас.%. Иногда форстерит замещается зеленым флогопитом,
причем чешуйки слюды обычно располагаются субперпендикулярно к поверхности его
зерен.
Кальцит в КФМ и КМ породах выполняет промежутки между зернами
магнетита, форстерита, флогопита и апатита (см. рис. 5.11), образует мелкую вкрапленность
в этих минералах, а также слагает мономинеральные гнездовые скопления, обрамленные
хорошо образованными кристаллами магнетита, форстерита и флогопита. Содержание
апатита в этом типе пород невелико, и распределен он неравномерно. Обычно апатит
образует мелкую вкрапленность или зернистые агрегаты слегка зеленоватого цвета,
приуро-ченные к центральным
частям кальцитовых жил или
гнезд. Реже он встречается в
виде призматических кристаллов
(длиной до 7-8 см),
срастающихся в радиально-лучистые
агрегаты. В виде вростков в
кальците постоянно
присутствует незначительное количество
доломита, образующего мелкие
ксеноморфные зерна, иногда
закономерно ориентированные в
минерале-хозяине. Такие врост-
ки, по всей видимости, можно
рассматривать как структуры
распада твердых растворов
обогащенного магнием про-
токальцита.
Рис. 5.11. Апатито-кальцито-магнетитовая порода с
форстеритом и флогопитом. Фотошл. 1стр./1975,0,
окрашенного ализариновым красным, без анализ. Ув. х 15.
87
Акцессорные минералы представлены мелкими идиоморфными кристаллами
бадцелеита, имеющего в калыщтсодержащих породах более темно-коричневую окраску
и несколько большие размеры (до 2-3 мм). Обычно присутствуют также ксеноморфные
вытянутой формы зерна пирротина, а также халькопирит. Вторичные минералы,
развивающиеся по форстериту, представлены серпентином и клиногумитом.
Кальцито-форстерито-магнетитовые с тетраферрифлогопитом (КФМтфл)
или редкометальные (РМ)
породы (руды) располагаются в
центре Главной рудной залежи
(см. рис. 5.1), слагая серию
жил среди АФМ и КФМ пород.
Второй участок
распространения пород данного типа
находится в восточной части
месторождения, где жилы РМ
пород секут вмещающие якупи-
рангиты. Мощность жил
варьирует от нескольких см до 10 м,
в среднем составляя 2-5 м.
Взаимоотношения КФМтфл
Рис. 5.12. Извилистый характер контактов жилоподобного П°Р°Д С более Раншши типами
тела кальцито-форстерито-магнетитовой руды с тетра- П0Р°Д и кальцитовыми карбо-
феррифлогопитом (CFMtphi) с апатито-форстерито-магне- натитами устанавливаются с
титовой (AFM) и кальцито-форстерито-магнетитовой (CFM) большим трудом. Нередко кон-
породами. Все породы рассекаются кальцитовыми кар-
бонатитами с тетраферрифлогопитом (Сс2).
Рис. 5.13. Развитиекальцито-форстерито-магнетитовойруды
с тетраферрифлогопитом (CFMtphi) по сложной системе
трещин в кальцитовом карбонатите (Ccl). Обе
разновидности пород рассекаются кальцитовым карбонатитом
с тетраферрифлогопитом (Сс2).
такты РМ жил имеют
извилистый и нечеткий характер с
АФМ, КФМ, КМ, АКМ
породами и кальцитовыми
карбонатитами (рис. 5.12 и
5.13), однако секущее
положение этих жил или жилопо-
добных образований по
отношению к перечисленным
типам пород определить молено.
С якупирангитами и бурыми
слюдитами на восточном
участке месторождения жилы РМ
пород образуют резкие
контакты. В КФМтфл породах
обнаруживаются в разной степени
замещенные реликты АФМ,
КФМ пород и кальцитовых
карбонатитов Ccl (рис. 5.14).
РМ породы повсеместно бывают рассечены кальцитовыми карбонатитами с
тетраферрифлогопитом (рис. 5.12 и 5.14).
КФМтфл породы внешне по текстурно-структурным особенностям и
количественному соотношению породообразующих минералов весьма сходны с
обычными КФМ породами с
зеленым флогопитом. Так же,
как и для последних, для РМ
пород характерны крустификаци-
онные, гнездово-полосчатые
текстуры, обусловленные
многочисленными линзовидными и жило-
образными выделениями белого
кальцита. Встречаются также
участки руд узорчатой (или
«ельчатой») текстуры (рис. 5.15),
по всей видимости,
возникающие вследствие совместного
скелетного роста многих
индивидов минералов в вязкой среде
карбонатного состава. Главной
отличительной особенностью
РМ пород является почти
постоянное присутствие в них
буровато-красного тетрафер-
рифлогопита и оранжево-красного
клиногумита, что придает всей
породе заметный красноватый
оттенок. Вторым не менее
важным признаком является их
повышенная радиоактивность,
обусловленная присутствием
таких акцессорных минералов,
как урансодержащий пирохлор
(гатчеттолит), кальциртит, цир-
келит (Журавлева и др., 1976).
Результаты химического и
минералогического анализов этих
пород приведены в табл. 5.2.
Обращает на себя внимание
обогащенность РМ пород титаном, что выражается в повышенной титанистости всех
породообразующих минералов: магнетита, форстерита, который иногда даже
приобретает бледную фиолетовую окраску, а также тетраферрифлогопита и
акцессорного бадделеита.
Рис. 5.14. Реликт кальцитового карбонатита с апатитом (Ccl)
в кальцито-форстерито-магнетитовой руде (CFMtphl),
которая в свою очередь рассекается кальцитовым
карбонатитом с тетраферрифлогопитом (Сс2).
Рис. 5.15. Кальцито-форстерито-магнетитовая руда
ельчатой текстуры.
89
Главные минералы КФМтфл пород, в общем, сходны с таковыми обычных КФМ
и КМ пород. Магнетит РМ пород чаще всего наблюдается в виде хорошо образованных
октаэдрических кристаллов, причем грани ромбододекаэдра для них не характерны.
Поверхность кристаллов магнетита обычно не несет следов резорбции, и их грани
обладают повышенным блеском. По составу это титаномагнетит, и для него характерно
наличие тонких пластинчатых вростков ильменита-гейкилита, тогда как включения
шпинели, как правило, отсутствуют. Часто титаномагнетит этих пород обладает
хорошо проявленной отдельностью по октаэдру, обусловленной присутствием именно
таких пластинчатых включений ильменита. Форстерит содержит 7-8 мае. %
фаялитового компонента и имеет светло-серую, зеленовато-серую, а иногда чуть
фиолетовую окраску. Нередко форстерит замещается ярко-оранжевым клиногумитом,
который образует также самостоятельные выделения без четкой огранки. Слюда
представлена тетраферрифлогопитом, который наблюдается в виде скоплений
мелких чешуек, а в окружении кальцита он обычно образует правильные таблитчатые
кристаллы, достигающие в поперечнике нескольких см. Среди РМ пород
встречаются жильные образования пегматоидного облика, которые сложены крупными
индивидами магнетита, форстерита и тетраферрифлогогшта с признаками друзового
роста индивидов от контактов к центру жил. Кальцит в таких жилах приурочен в
основном к осевым частям. Апатит в КФМтфл породах образует бесцветные мелкие
(диаметром до 1 мм) округлой формы зерна и их сахаровидные скопления.
РМ породы особенно богаты скоплениями сульфидов, которые образуют
неравномерную вкрапленность, а также гнездообразные или прожилковые скопления.
Наибольшее распространение имеет пирротин, тесно с ним ассоциирует халькопирит,
иногда встречается кубанит, а в качестве вторичного минерала - пирит. В виде
единичных зерен отмечается сфалерит и галенит, кобальт-пентландит, валлериит,
джерфишерит и ряд других более редких сульфидов. Именно с этой сульфидной
минерализацией связано нахождение минералов золота, серебра и платины (Рудашевский
и др., 1995; Rudashevsky, Krasnova, 1997).
Из акцессорных минералов наиболее типичен бадделеит, характеризующийся
в этих породах наиболее темно-бурой, почти черной окраской. Кристаллы или
двойники бадделеита часто образуют пойкилитовые срастания с урансодержащим
пирохлором, который, кроме того, встречается и в виде самостоятельных зерен
красновато-бурого, коричневато-черного цвета (Williams, 1996).
Доломито-магнетитовые (ДМ) и кальцито-доломито-магнетитовые (КДМ)
породы (руды) приурочены к центру южной части рудной залежи и лишь смещены к
востоку относительно поля распространения РМ пород. ДМ и КДМ породы образуют
секущие жилы и угловатой формы блоки среди вмещающих АФМ пород, тогда как
взаимоотношения их с КФМ и РМ породами остаются невыясненными. По текстурно-
структурным особенностям ДМ и КДМ породы настолько сходны с КМ породами, что
их правильная диагностика возможна лишь с применением специального красителя
(ализаринового красного), позволяющего достоверно отличать доломит от кальцита.
Еще одной характерной особенностью ДМ и КДМ пород является то, что они
90
рассекаются лишь жилами доломитовых карбонатитов (КдЗ), тогда как какие-либо
кальцитовые карбонатиты в пределах распространения этих пород не были встречены.
ДМ и КДМ породы - наиболее богатые магнетитом руды, содержащие магнетит
от 50 до 80 %, карбонаты (в основном, доломит) от 15 до 40 %, форстерит обычно не
более 5-10 %, изумрудно-зеленый флогопит в количестве до 2-4 %, вторичный бурый
гидроксилфторапатит, развивающийся при замещении кальцита, а также акцессорные
бадделеит и циркон. В гнездах, сложенных доломитом, встречаются пустоты
выщелачивания, достигающие в поперечнике 5-15 см, стенки которых покрыты
ромбоэдрическими кристаллами доломита и нарастающими на них корочками или
зернами других, порой крайне редких минералов. Аналогичные пустоты еще более
характерны и для доломитовых карбонатитов и потому будут описаны ниже.
Магнетит в ДМ и КДМ породах образует идиоморфные октаэдрические
кристаллы, ребра которых притуплены гранями ромбододекаэдра; в некоторых гнездах
доломита и во всех пустотах выщелачивания преимущественно развиты лишь
октаэдрические кристаллы магнетита с зеркальным блеском граней. По составу
магнетит ДМ и КДМ пород отличается наименьшим содержанием всех примесей, что
позволяет на руднике в случае необходимости использовать добавки данного типа пород
для оперативного повышения среднего качества магнетитовой руды. Этому же
способствуют и наибольшие для всех пород массива концентрации ZrO, в породах
данного типа, однако мешающим фактором является появление в бадделеитовом
концентрате, наряду с бадделеитом, циркона - нежелательного компонента.
Карбонаты в ДМ и КДМ представлены в основном доломитом, а в некоторых
участках пород - доломитом и кальцитом, причем последний иногда бывает
приурочен к центральным частям жилообразных или гнездовых обособлений. Кальцит слагает
также мелкую вкрапленность или тончайшие прожилки среди мономинеральных
выделений доломита. Апатит для пород данного типа не характерен, лишь изредка он
образует мелкозернистые сахаровидные агрегаты в массе карбонатов. Зеленый
флогопит сходен с таковым обычных КМ и КФМ пород, и лишь близ гнезд
выщелачивания и в окружении мономинерального доломита внешние зоны слюды иногда
бывают представлены бледно-коричневым маложелезистым тетраферрифлогопитом.
Комплекс доломито-тремолито-магнетитовых (ДТМ) пород слагает
крутопадающее тело на восточном участке месторождения, окруженное зонами
тетраферрифлогопит-тремолитовых метасоматитов. Мощность тела, вероятно,
составляет 25-30 м, тогда как метасоматически измененные породы здесь слагают
широкую зону общей мощностью до 100-150 м, протягивающуюся в направлении
северо-восток - юго-запад до Главной рудной залежи. Тело прослежено I структурной
скважиной на глубину 1300 м от поверхности и является сателлитом Главной рудной
залежи. Возрастные взаимоотношения ДТМ пород с другими породами месторождения
установить не удалось. Отчетливо показано, что ДТМ руды рассекаются доломито-
кальцитовыми и кальцитовыми карбонатитами с тетраферрифлогопитом, тремолит-
рихтеритом и ильменитом, которые имеют с ними четкие и резкие контакты.
Детальные исследования различных метасоматитов позволили выявить
признаки их развития как по оливинитам, так и по оливино-пироксеновым породам.
91
пироксенитам и якупирангитам. При замещении оливинитов чаще всего образуются
тетраферрифлогопитовые слюдиты, в которых по оливину в первую очередь развиваются
клиногумит и серпентин, содержащие мелкую, часто пылевидную вкрапленность
магнетита. Затем в них образуются
мелкочешуйчатый агрегат слюды и отчасти
тонковолокнистый амфибол тремолит-рихтеритового ряда.
При замещении же пироксеновых пород, наоборот,
большую роль приобретает амфибол. При этом
нередко сохраняются теневые реликты первичного
пироксена, полностью или частично замещенные
кальцито-амфиболовым агрегатом (рис. 5.16).
ДТМ породы кроме зернистых или ксеноморф-
ных выделений магнетита содержат
пластинчатые или толстотаблитчатые кристаллы ильменита
(рис. 5.17) размером до 2-3 см в поперечнике
(максимально до 5 см). Сам магнетит
характеризуется наличием редких тонких пластинчатых
вростков ильменита, образовавшегося в процессе
распада твердых растворов. Апатит образует
удлиненные или эллипсоидальные зерна округлых
очертаний, струйчатые обособления, иногда как бы
«обтекающие» зерна магнетита. Апатит изобилует
газово-жидкими или многофазными кристалло-
флюидными первичными и вторичными
включениями. Тетраферрифлогопит встречается
в виде как мелких таблитчатых выделений, так и
боченковидньгх индивидов, сильно удлиненных по
оси с. Краевые зоны слюды в большинстве
случаев имеют более темную буровато-красную окраску, связанную с возрастанием
железистости минерала. Карбонаты слагают цементирующую массу, заполняя
интерстиции между зернами всех других минералов или какие-либо трещины в них.
Доломит иногда образует веерообразно расходящиеся агрегаты зерен, среди которых
развиваются пойкилитовые индивиды тетраферрифлогопита (рис. 5.18).
Амфибол - наиболее обычный минерал ДТМ пород и связанных с ними
метасоматитов. Минерал образует тонковолокнистые агрегаты белого или бледного
голубовато-зеленого цвета и находится в тесном срастании с карбонатами, а также
образует многочисленные вростки почти во всех других минералах пород - в магнетите,
апатите, тетраферрифлогопите, цирконе. Самой распространенной разновидностью
является белый тонковолокнистый асбестовидный амфибол. Кроме него встречается
светло-голубой амфибол, развивающийся в оливинитах, а также голубовато-зеленый
тонковолокнистый минерал, образующий тонкие ветвящиеся прожилки. Все эти
разновидности амфиболов относятся к ряду тремолит-рихтеритов, переходящие в
соответствующие им амфибол-асбесты.
Рис. 5.16. Полная псевдоморфоза
тонковолокнистого амфибола и
доломита по зерну пироксена (?) в
тремолито-тетраферрифлогопито-
доломитовой породе. Черное -
магнетит. Фото шл. 1стр./910, без анализ.
Ув.х15.
92
Рис. 5.17. Доломитовый карбонатит с пластин- Рис. 5.18. Доломито-магнетитовая руда с тетра-
чатыми кристаллами ильменита, мелкоче- феррифлогопитом. Видны веерообразные
щуйчатым тетраферрифлогопитом, апатитом и агрегаты доломита и пойкилитовый характер
кристаллом циркона. Фотошл. 1стр./1251,5, без зерен слюды. Фото шл. 1стр./1137, с анализ,
анализ. Ув. х 15. Ув.х15.
халькопирит, анатаз. Циркон наиболее характерен для этих пород; он образует
кристаллики медово-желтого цвета, обычно не превышающие в поперечнике 0,1-0,2 мм.
Минерал содержит вростки ильменита (см. рис. 5.17), апатита, тремолит-рихтерита, а
также карбонатов. Бадделеит содержится в гораздо меньших количествах, чем циркон,
и, как правило, его кристаллы и двойники имеют темно-коричневую (до черной) окраску.
Пирохлор в этом типе пород встречается редко и образует мелкие идиоморфные
кристаллики. В виде единичных зерен в них отмечается также анатаз. Сульфиды, в
частности пирротин, халькопирит и пирит, встречаются в этих рудах, но в меньших
количествах, чем в РМ породах. Пирротин образует пластинчатые кристаллы,
достигающие в гнездах карбонатов 1,5-2 см в поперечнике, а также ксеноморфные
выделения среди других минералов пород.
В пределах комплексного апатито-магнетитового месторождения встречены
жильные тела так называемых рудных брекчий, мощность которых достигает 10-
12 м. Закартированы также десятки маломощных жил рудных брекчий мощностью в
среднем 1-2,5 м. Некоторые жилки рудных брекчий, встреченные в штуфах, не
превышают 1-2 см в поперечнике. По простиранию жилы прослеживаются на 200-300 м.
Серия из четырех радиально расходящихся тел рудных брекчий встречена на южном
контакте месторождения (см. рис. 5.1), причем от того же фокуса рудоконтролирующих
трещин в сторону вмещающих залежь пород отходит и сложная воронкообразной
формы жильная система франколитовых брекчий. Примечательно, что каждое из тел
рудных брекчий имеет несколько различные размеры и состав обломков, а также
характер цемента.
Тел рудных брекчий, имеющих форму трубок взрыва с овальными или округлыми
горизонтальными сечениями, описанных ранее Э.А. Ланда (1971) и Ю.Л. Капустиным
93
(1971, 1983), нами обнаружено не было. В коренном залегании жильные тела брекчий
характеризуются секущими контактами с вмещающими породами рудного комплекса
и крутыми углами падения (60-70°). Среди брекчий Ковдорского месторождения
ЮЛ. Капустиным (1983) ранее выделены три разновидности: докарбонатитовые
(оливиновые пикриты), интракарбонатитовые (дамкьерниты) и посткарбонатитовые
(«штаффелитовые брекчии»). Последние, по нашему мнению, не следует относить к
собственно камафоритовому комплексу. Подробно они будут рассмотрены в гл. 7. Более
детальное изучение этих пород позволило выделить брекчии, относящиеся фактически
к каждому этапу формирования месторождения, что нашло отражение в табл. 5.1.
Основой для классификации брекчий явился характер обломков, а также тип цемента.
По составу можно выделить типы цемента, представленные на рис. 5.19 и 5.20, и ряд
других, более редких
типов. В каждой из
брекчий с разным типом
цемента обломки
представлены фрагментами пород
всех более ранних стадий
рудо- и карбонатитооб-
разования, а в ряде
случаев и некоторых
вмещающих залежь пород.
Состав ксенолитов в рудных
брекчиях определяется
комплексом
прорываемых ими пород. Так, на
северном фланге
месторождения в виде обломков
в брекчиях присутствуют развитые здесь на глубине скарноподобные апомелилитовые
породы и породы флогопитового комплекса, в частности крупные пластины флогопита
с типичной узорчатостью на плоскостях спайности. На юго-восточном фланге в брекчиях
встречаются ксенолиты оливинитов, блок которых падает под углом 75-80° на юго-
запад в направлении от восточного обрамления месторождения к центральному рудному
столбу залежи. Такое взаимное расположение оливинитов и тела рудных брекчий
позволяет объяснить возможность прорыва последними оливинитов где-то на глубине
более 1000 м от поверхности. Разный состав ксенолитов и цемента, характерный иногда
для одного и того же тела рудных брекчий, не всегда ясные их взаимоотношения с
другими породами месторождения и карбонатитами, к сожалению, не всегда позволяют
однозначно решить вопрос о времени их формирования. В цементе различных брекчий
постоянно в небольшом количестве присутствуют сульфиды (в основном, пирротин и
халькопирит), кроме того, сульфиды иногда образуют оболочки вокруг округлых зерен
магнетита в брекчиевидных орбикулярных кальцито-форстерито-магнетитовых рудах.
Эти орбикулярные разновидности руд встречены также в виде обломков в интрарудньгх
брекчиях. Ядро орбикул может быть сложено магнетитом, далее наблюдается зона
Рис. 5.19. Посткарбонатитовая брекчия (темное) с кальцито-
флогопито-форстеритовым цементом.
94
Рис. 5.20. Рудные брекчии с различным типом цемента. Зарисовки по фотографиям. Тип цемента: а - АФ, б - АФМ, в — КМ,
г - КФМ, д - КФМтфл (РМ), е - калъцитовый типа Кк1, ж - калыщто-флогопито-форстеритовый, характерный для дамкьернитов
(см. рис. 5.19), з - сульфидный (халькопирит-пирротиновый). 1 - оливинит, 2 - пироксенит, 3 - ийолит, 4 - тремолит-рихтеритовая
оторочка, 5 - слюдит, б - апатито-форстеритовая порода (АФ) и форстеритит (Ф), 7 - магнетит, 8 - КМ и КФМ руды, 9 - карбонатит
и кальцитовые жилки.
95
радиально-лучистых сростков форстерита и магнетита, а внешняя зона обычно
представлена форстеритом, цемент состоит из мелкозернистого агрегата кальцита,
форстерита и магнетита (рис. 5.21). В других случаях ядро орбикул состоит из агрегата
зерен форстерита, в оболочках же появляется еще магнетит, а цемент также имеет
КФМ состав. Можно предположить, что по генезису такие орбикулярные руды близки
к так называемым глобулярным эвтектическим агрегатам, образование которых на
примере хромитовых руд детально было
рассмотрено А.Г. Жаб иным (1979).
По механизму образования Е.Г. Бала-
ганская (1994) выделяет следующие типы
брекчий Ковдорского месторождения: 1)
брекчии замещения; 2) эруптивные и
автомагматические; 3) флюидно-эксплозивные. К
брекчиям замещения можно отнести
некоторые тела кальцитсодержащих форсте-
рититов, развивающихся метасоматическим
путем вдоль зон трещиноватости во
вмещающих залежь пироксенитах, якупиранги-
тах или оливино-монтичеллитовых породах.
Наибольшее распространение на
месторождении, по мнению Е.Г. Балаганской,
имеют флюидно-эксплозивные брекчии, которые
Рис. 5.21. Кальцито-форстерито-магне- прослеживаются на большую глубину, харак-
титовая руда орбикулярной структуры, теризуются окатанностью обломков, пере-
Фото шл., без анализ. Ув. х 4,5. мешенных с разной глубины, и многоэтап-
ностью формирования при их чередовании с
магматическими сериями пород. Брекчии, по ее представлениям, формировались в
конце каждой стадии после внедрения руд и карбонатитов: сначала образовались руды
в виде штокообразного тела, затем по кольцевым и радиальным разломам внедрялись
карбонатиты и, наконец, возникали брекчии. Такая последовательность образования
серий фоскорит-карбонатит-брекчий была названа «полным карбонатитовым ритмом»,
или «карбонатитовым ритмом ковдорского типа». Флюидная фаза, обеспечивавшая
высокую подвижность вещества, вероятно, отделялась по всей высоте рудного столба,
накапливаясь к концу каждого ритма. «Каналы, в которых формировались брекчии,
служили как бы клапанами, снимавшими давление перед консолидацией пород в конце
серии» (Балаганская, 1994).
Принимая в общем эту концепцию генезиса рудных брекчий, отметим, что она
в целом близка к высказанным нами ранее представлениям (Копылова и др., 1980;
Краснова, Копылова, 1988). Внесем лишь небольшие коррективы в саму схему
последовательности формирования брекчий. Так, найдены брекчии докарбонатитовые,
образовавшиеся после Ф и АФ пород и апатитолитов (см. табл. 5.1), что требует
пересмотра предложенного понятия «карбонатитовый ритм». Мы предлагаем его
заменить термином, более соответствующим реальным геологическим данным:
96
«камафоритовый (=фоскоритовый) ритм ковдорского типа». Если учесть, что каждая
из брекчий, содержащая обломки пород предыдущих стадий, имеет состав цемента,
сходный с составом последующей породы (руды), то, вероятно, целесообразнее каждый
тип брекчии относить не к завершающему этапу данного ритма, а к начал}' следующего.
Наиболее удачным мы считаем для брекчий ковдорского типа термин «интрарудные»,
который отражает их формирование на протяжении всей последовательности
образования карбонатит-камафоритового комплекса.
Завершая описание пород камафоритового месторождения, будет уместно
привести данные о среднем химическом составе различных типов пород и всего
комплекса в целом (табл. 5.3). При относительно правильной геометризации
геологических тел в пределах месторождения и с учетом средних содержаний главных
компонентов в породах можно вычислить их валовые количества в пределах контуров
тел. С использованием площадей распространения главных типов пород по составленной
нами схеме геологического строения месторождения и с учетом средних содержагши
Таблица 5.3
Средний химический состав камафорит-карбонатитового комплекса, мае. %
Оксид
SiO,
Tio;
AlA
Fe,03
Feb
MnO
MgO
CaO
Na,0
K26
PA
co2
н2о+
н,о"
F
Площадь, %
АФ,Ф
9
30,16
0,20
1,78
5,80
5,74
0,26
35,79
9,89
0,36
1,16
7,58
0,70
0,44
0,04
0,11
21,2
АФМ
25
8,56
0,59
3,16
37,40
12,21
0,27
14,36
12,49
0,18(8)
0,16(8)
7,23
2,78
0,61 (2)
-
-
38,3
КФМ+КФМтфл
22
6,43
0,66
2,48
35,96
13,32
0,33
11,19
14,93
0,20(11)
0,24(11)
6,01
7,73
0,52
-
-
16,1
Кк
27
1,39
0,04(5)
0,40
2,90
1,18
0,03 (5)
2,45
51,01
0,23 (5)
0,09 (5)
2,52
37,73
-
0,14
-
24,4
Ср. состав
КОМПТТРКСЯ
IVUlVllLil^lVvU
11,1
0,4
2,1
22,1
8,3
0,2
15,5
21,6
0,2
0,4
6,0
11,7
0,4
-
-
100,0
Примечание. Обозначения пород те же, что в табл. 5.1. 9, 25,22,27 и числа в скобках -
количество проб.
97
в этих породах главных химических компонентов бьш определен средний химический
и минеральный состав всего камафорит-карбонатитового комплекса. Заметим, что в
этот подсчет были включены также и кальцитовые карбонатиты юго-западного
обрамления месторождения, причем вследствие незначительного распространения
других типов карбонатитов все они были объединены в одну группу. Пересчет среднего
химического состава комплекса на главные породообразующие минералы дал
следующие значения: форстерит-26,7 мае. %, магнетит-32,3, апатит- 14,7 икальцит
-26,3.
В целях изучения химизма главных типов пород в вертикальном разрезе
месторождения было проведено сопоставление частичных химических анализов на
5 компонентов (Fe^ , Р205, СаО, СО, и ZrO,) для 920 проб верхних и 302 проб
глубоких горизонтов (менее и более отметки -570 м соответственно). Анализ полученных
данных позволил сделать вывод об относительной устойчивости химического состава
разных типов пород на глубину до -1550 м от поверхности (Копылова, 1988). Можно
лишь отметить незначительное уменьшение содержания Feo6 во всех типах пород
глубоких горизонтов. С помощью количественного спектрального анализа бьш изучен
состав породообразующих минералов (магнетита, апатита и кальцита) разных типов
пород в вертикальном разрезе. Установлено, что в интервале от поверхности до глубины
-1500 м не наблюдается каких-либо существенных изменений химизма главных
минералов АФМ пород. Состав породообразующих минералов из разных типов пород
имеет определенные устойчивые отличия (Римская-Корсакова и др., 1979; Копылова и
др., 1980), которые сохраняются и на глубоких горизонтах месторолодения (Краснова и
др., 1988). Все вышесказанное указывает на фактическое отсутствие вертикальной
зональности в камафорит-карбонатитовом комплексе, по крайней мере, до уровня
-1550 м.
Процесс формирования Ковдорского комплексного месторождения
представляется следующим образом. После кристаллизации всех пород главных
магматических серий интрузии и основной массы пегматоидных пород флогопитового
комплекса основной очаг активной магматической деятельности сместился в юго-
западную часть интрузии. К этом}7 времени состав жидкой остаточной магматической
фазы приблизился к четырехкомпонентной системе в примерно равном соотношении
форстерита, магнетита, апатита и кальцита. На глубоких горизонтах, вероятно, в
промежуточных очагах трещинной формы происходило постепенное остывание рудно-
силш<атяо-фосфатно-карбонатной магмы, сопровождаемое ее кристаллизационной, а
при определенных условиях и ликвационной дифференциацией. Как известно из
многочисленных экспериментальных исследований (Уилли, Татгл, 1963; Уилли, 1969:
Kjarsgaard, Hamilton, i989). в системах камафорит-карбонатитового типа,
характеризующихся низкой вязкостью и текучестью, легко происходит отделение продуктов
кристаллизационной дифференциации из исходной жидкости, причем, естественно,
тяжелые минералы осаждаются вниз, а минералы меньшей плотности всплывают.
98
Процесс ликвации, который возможен после приобретения системой определенного
химического состава, также может вызывать скопление легких несмешиваемых
фракций в верхних частях объема жидкой фазы. Именно такая схема постадийной
кристаллизации эволюционирующих по составу остаточных жидкостей с последующей
их ликвацией, очевидно, наилучшим образом подходит для объяснения генезиса
Ковдорского камафорит-карбонатитового комплекса.
Субвертикальные контакты большинства тел собственно камафоритов (фор-
стерититов и различного типа магнетитовых руд) свидетельствуют о выносе вещества
с относительно больших глубин промежуточных магматических очагов. Именно там,
очевидно, накапливались продукты кристаллизационной дифференциации, а затем
образовавшиеся в результате различных химических реакций летучие компоненты могли
вызывать взрывные явления, обусловившие формирование рудных брекчий и апатито-
форстерито-магнетитовых руд. При более спокойном выносе материала, по всей
видимости, шло образование кальцитсодержащих типов руд. Тела карбонатитов же,
как указывалось выше, контролируются в основном системами конических трещин,
имеющих заложение на относительно меньших глубинах: порядка 2 км для кальцитовых
и 1,3-1,5 км для доломитовых карбонатитов. Их образование могло происходить при
смещении активных магмогенерирующих центров в верхние части промежуточных
очагов, где к данному времени концентрировались более легкие продукты
дифференциации магмы. Как указывалось выше, не менее вероятно отделение карбонатсодер-
жащих фракций путем ликвации, о чем свидетельствуют как многочисленные
эксперименты с системами подобного рода (Kjarsgaard, Peterson, 1991; Lee, Wyllie, 1998),
так и данные по исследованию включений в минералах, в частности в апатите (Le Bas,
Aspden, 1981; Veksler et. al., 1998). После выноса легкого дифференциата система снова
меняла свой состав, в результате чего начинался новый камафорит-карбонатитовый
ритм. Предлагаемая схема позволяет объяснить также наблюдаемые различия
геохимических особенностей минералов и пород, относящихся к разным ритмам. Каждая
вновь поступающая из очага порция минерального вещества нового ритма
характеризуется своим спектром элементов, их определенными количественными
соотношениями, Р-Т параметрами и рН среды минералообразования.
Оценка физико-химических параметров разных стадий минералообразования
была выполнена рядом авторов, в основном, по результатам исследования включений
в различных минералах (Краснова, Яковлева, 1978; Харламов, 1978; Соколов, 1981а,
1993; Veksler et. al., 1998; Mikhailova et al., 2001). Все полученные данные
свидетельствуют об относительно широких температурных интервалах полной гомогенизации
первичных включений в минералах различных типов камафоритов (от 900-700°С до
700-350°С). Для карбонатитов как кальцитовых, так и доломитовых этот интервал
обычно составляет 750-250°С. Минимальное давление минералообразующей среды в
момент захвата включений, рассчитанное СВ. Соколовым (19816), колеблется в
пределах от 110 до 160 МПа, редко достигая 200 МПа. Особо следует отметить
высокую флюидонасыщенность магматических жидкостей, и их гомогенность на стадии
формирования ранних минералов, в первую очередь силикатов, и, наоборот, очень часто
гетерогенность при кристаллизации апатита и карбонатов. Этот факт, наряду с
99
установленным для Ковдора относительным постоянством химизма главных
породообразующих минералов - магнетита, апатита и кальцита - большинства типов
руд в интервале глубин от поверхности до -1500 м (Копылова, 1988), может
свидетельствовать о начале кристаллизации многих минералов в глубинных
магматических очагах и при быстром подъеме магмы на верхние горизонты. Отделение
же основной массы флюидов и расслоение магматических жидкостей на карбонатный
и силикатно-фосфатно-рудный дифференциаты, скорее всего, происходило уже в
близповерхностной магматической камере. Такая схема формирования рудного
комплекса, очевидно, согласуется с известной концепцией о двух типах
магматических очагов: глубинных и близповерхностных (Лазаренков, 1988).
Вышеизложенная концепция, в целом, не противоречит наиболее
распространенным представлениям геологов о формирования пород карбонатитовых
комплексов (Le Bas, 1977; Carbonatites..., 1989). Какое-либо преобладание процессов
замещения над выполнением, существенная роль метасоматоза при образовании
основных типов руд и карбонатитов, как это отмечено в работах Е.М. Эпштейна (1970,
1994), B.C. Самойлова (1984) и ряда других авторов, не согласуется с выделенными
нами критериями отличия метасоматических и неметасоматических процессов
минералообразования (Краснова, 1988).
Играло ли существенную роль при формировании камафорит-карбонатитового
комплекса термодиффузионное перераспределение компонентов по принципу Соре, на
что указывает Л.С. Егоров (1991), в настоящее время судить трудно. Дальнейшее
исследование пород рудного комплекса, слагающих его минералов, а также новые
экспериментальные исследования систем, близких к природным, без сомнения, позволят
уточнить физико-химические параметры формирования этого
камафорит-карбонатитового месторождения.
Глава 6.
КАРБОНАТИТЫ, ИХ ТИПЫ И ТЕКСТУРНО-СТРУКТУРНЫЕ
ОСОБЕННОСТИ
Карбонатиты в Ковдорском массиве имеют широкое распространение, и
генетически они тесно связаны с формированием всего камафоритового (фоскоритового)
комплекса, что подтверждено всеми без исключения исследователями. Карбонатиты
представлены по крайней мере четырьмя разновидностями (см. табл. 5.1),
отличающимися друг от друга по минеральным ассоциациям. Разделение карбонатитов
на два принципиально различных тип - ранние и поздние, как это было предложено
Ю.Л. Капустиным (1971), нам представляется недостаточно обоснованным, хотя их
описание в работах этого автора до сих пор остается наиболее полным и детальным.
Согласно нашим наблюдениям, карбонатиты всех типов в Ковдорском массиве
слагают тела жильной формы, однако ориентировка контролирующих их расположение
линейных зон трещиноватости, мощность тел, распространенность и конкретные участки
их местонахождения различны. Наибольшее развитие имеют самые ранние кальцитовые
карбонатиты (Кк1), образующие систему кольцевых конических и радиальных жил, а
также неправильной формы ветвящихся жильных тел мощностью до 150-200 м. В
местах пересечения таких тел образуются штокообразные карбонатитовые залежи.
Кк1 распространены главным образом в юго-западном обрамлении железорудного
месторождения (рис. 2.2) и в его пределах (рис. 5.1). Крупные жилы таких карбонатитов
мощностью обычно не более 10-15 м закартированы также в северо-западном и
северовосточном обрамлениях оливинитового ядра, а более мелкие встречаются фактически
среди всех более ранних комплексов пород массива и среди фенитового ореола. Фокус
конических трещин, контролирующих расположение многих тел Кк1, отмечается на
глубине порядка 2 км в пределах главного рудного столба, а для более поздних
доломитовых карбонатитов (КдЗ) он поднимается до 1,3-1,5 км (Краснова, Соколова,
1978). Поздние доломито-кальцитовые карбонатиты с ильменитом (Ккд4) образуют
систему очень пологопадающих на северо-восток и север-северо-восток под углами
10-25° жил в пределах восточного участка железорудного месторождения. Такая
ориентировка трещин, контролирующих расположение Кк1 и КдЗ, свидетельствует об
их возникновении при росте общего давления в магматической камере, тогда как
пологопадающие трещины и связанные с ними Ккд4 карбонатиты формировались,
наоборот, при спаде давления.
К особой группе можно отнести карбонатиты, широко развитые вдоль южного
контакта массива в районе р. Можель (так называемое южное карбонатитовое поле,
см. рис. 2.2). Здесь залегают жильные тела карбонатитов мощностью до 20-30 м, а
также серии пространственно сближенных субпараллельных тел слюдисто-карбонатных
пород с многочисленными линейными блоками рассланцованных и интенсивно
карбонатизированных вмещающих пород. Общая мощность этой серии до 200-250 м,
а вмещающие породы представлены фенитами, щелочными породами ийолит-
мельтейгитовой серии и бурыми слюдитами. Тела карбонатитов ориентированы вдоль
101
мощной зоны разломов северо-запад-западного простирания, параллельной простиранию
сланцеватости вмещающих фенитизированных гнейсов, атаюке полосчатости щелочных
пород. На самом юго-востоке простирание карбонатитовых тел меняется на
северовосточное, совпадающее с ориентировкой полосчатости фенитов. Жилы падают
преимущественно на юго-запад в сторону от массива под углами 60-85°.
Наибольшее распространение на этом участке имеют полосчатые эгирин-
кальцитовые карбонатиты, в некоторых участках обогащенные нефелином или
канкринитом, микроклином, альбитом, волластонитом, меланитом, титанитом. Контакты
этих карбонатитов с вмещающими породами в большинстве случаев постепенные,
нечеткие, а рассекаются они жилами диопсидо-флогопито-кальцитовых и флогопито-
калыдитовых карбонатитов (вероятно, Кк1?), причем чаще всего последние
ориентированы параллельно полосчатости более ранних карбонатитов. На южном
участке возрастные отношения между породами разного типа устанавливаются с
большим трудом вследствие развития интенсивных процессов дробления, рас-
сланцевания и наложенного метасоматоза. Так, неясными остаются взаимоотношения
эгирин-кальцитовых карбонатитов с флогопито-апатито-магнетитовыми кальцитсо-
держащими породами, образующими здесь серию жильных тел. Эгирин-кальцитовые
карбонатиты изобилуют ксенолитами вмещающих пород, часто превращенными в
сильно карбонатизированные теневые их реликты, причем полосчатость обычно огибает
и как бы обтекает их. Полосчатость карбонатитов, в целом конформная по отношению
к контактам тел, обусловлена цепочечным, струйчатым распределением различных
реликтовых минералов вмещающих пород, а также магнетита и апатита. Появление
тех или иных реликтовых минералов определяется составом вмещающей породы,
причем характерные черты этих минералов, такие, как облик и размер зерен, тип
зональности (рис.6.1), обычно сохраняются. Иногда отмечается замещение
неустойчивых фаз в карбонатной среде. Так, нефелин замещается с периферии биотитом
Рис. 6.1. Зональный пироксен в эгирино- в кальцитовом карбонатите. Фото шл. Зстр./625, без
калыштовом карбонатите. Фото шл.. без анализ. Ув. х 24.
анализ. Ув. х 15.
102
(рис. 6.2). полевые шпаты подвергаются политизации, волластонит же обычно не
изменяется.
Итак, эгирйн-кальцитоБые карбонатиты, по всей видимости, следует считать
более ранними по сравнению с кальиитовыми карбонатитами Кк1. однако каков их
возраст по отношению к АФК4, АФ породам и форстери гитам, остается неясным, в
связи с чем их позиция в табл. 5.1 не определена. Очевидным является большая роль
ассимиляционных и метасоматкческих процессов в образовании этих эгирнн-
кальцнтовых пород, а принадлежность их в Ковдорском массиве к самостоятельной
фазе карбонатитообразования совсем не очевидна. Нельзя исключать, что эти породы
являются лишь близкой по времени образования фациальной разновидностью наиболее
распространенных кальцитовых карбонатитов Кк1, формировавшейся среди щелочных
пород в тектонически активных зонах, при повышенном давлении и в условиях большой
мобильности поступления вещества.
Наиболее распространенные кальцитовые карбонатиты Кк1 чаще всего имеют
четкие контакты с вмещающими породами (рис. 6.3), иногда они слагают пучки
радиально расходящихся жил (см. рис. 5.1), а также выполняют промежутки между
Рис. 6.3. Три радиально расходящиеся жилы кальцитовых карбонатитов (Сс 1),
рассекающие ийолиты. Фото обнажения на западной стенке железорудного
карьера, гор. +118 м. Мощность жил 2,2—2,5 м.
угловатыми неправильной формы блоками пород, подвергшихся дроблению или
деформации (рис. 6.4). Карбонатиты содержат различное количество ксенолитов-
фрагментов вмещающих пород, обычно вытянутых вдоль основного направления
103
полосчатости тел и нередко пластически деформированных (рис. 6.5 и 6.6). Иногда
эти ксенолиты как бы подвергаются растворению и ассимиляции в массе карбонатита,
превращаясь в теневые реликты. Отдельные зерна минералов ксенолитов образуют
Рис. 6.4. Полосчатость карбонатита (Ccl), субпараллельная контактам заполняемой им полости
во вмещающих пироксенитах, подвергающихся частичному ослюденению.Фотодокументация
северной стенки карбонатитового карьера, нижний горизонт. Тонкие кальцитовые жилки
обрамлены оторочкой бурого флогопита. В апикальной части карбонатита располагается зона
крупнозернистого кальцита (Cal); все породы рассекаются тонкой жилой кальцитового
карбонатита с тетраферрифлогопитом (Сс2).
Рис. 6.5. Кальцитовый карбонатит с пластически
деформированными фрагментами магнетитовых
жил.
Рис. 6.6. Деформированные пластинчатые
отторженцы фенита в кальцитовом
карбонатите.
104
полосы н струи, обусловливающие полосчатость карбонатнтов (рис. 6.4 и 6.1).
Реакционных оторочек на контакте этих карбонатитов с оливинитами обычно не
возникает, по пироксенитам развивается тремолит-
рихтеритовая с кальцитом и тетраферрифлогогштом
оторочка, по ийолитам - бурая слюдитовая. Все
типы пород рудного комплекса, как правило, не
подвергаются каким-либо изменениям вдоль
контактов с Кк 1. От основных тел кальцитовых
карбонатитов иногда ответвляется много маломощных
кальцитовых прожилков, причем метасоматические
оторочки вдоль последних обычно развиваются
более интенсивно (см. рис. 6.4).
Особо следует описать вскрытое
расчисткой тело кальцитового «карбонатита» (?),
залегающее на юго-западном склоне г. Мого-вид среди
мелко- и среднезернистых ийолитов с блоками
апомелилитовых скарноподобных пород (Krasno-
va, 2000). Тело вытянуто в широтном направлении,
имеет извилистые очертания и размеры около 5,5 х
2,4 м2 (рис. 6.8). Вдоль всего контакта тела
прослеживается оторочка мелкозернистого пироксена,
местами замещенного тремолит-рихтеритом. К
этой же оторочке часто приурочены скопления
мелкозернистого апатита с редкими вкраплениями
идиоморфных кубических кристаллов перовскита
крупнопластинчатого гидратированного флогопита, индивиды которого достигают в
поперечнике 30-40 см. Судя по сохранившейся в слюде узорчатости, ее кристаллы
росли по направлению к центру тела. В западной части расчистки к скоплениям
гидрофлогопита приурочены гнезда и крупные кристаллы шорломита диаметром до
20 см. Сам «карбонатит» имеет средне- и крупнозернистое сложение, содержит кроме
преобладающего кальцита незначительные количества ксеноморфных выделений
магнетита, измененный форстерит, апатит, мелкочешуйчатый гидрофлогопит или
вермикулит и близ контактов - шорломит. Тело рассекается жилой цеолитизированного
нефелинового сиенита мощностью 6-7 см.
Необычное сложение этого тела «карбонатита», в частности отсутствие в нем
типичной полосчатости, наличие зон геометрического отбора индивидов близ контактов
с вмещающими породами, крупный размер индивидов и специфическая минеральная
ассоциация, позволяют предположить следующую схему его формирования. В систему
полостей в пегматоидных обособлениях в ийолитах, сложенных флогопитом, гранатом,
а также апатитом и перовскитом, впоследствии проникла карбонатитообразующая
жидкость, раскристаллизация которой происходила медленно и в относительно
замкнутом пространстве. Это способствовало свободной кристаллизации и
перекристаллизации флогопита и шорломита близ контактов с вмещающими породами с
Рис. 6.7. Кальцитовый карбонатит с
прослоями, обогащенными
форстеритом (Fo) и апатитом (Ар). Фото
шл. 1стр./1454.0, окрашенного
ализариновым красителем, без анализ.
Ув.х15.
Ближе к ядру располагается зона
105
Рис. 6.8. Неправильной формы тело кальцитового карбонатита (2), залегающее среди крупнозернистых ийолитов (76), рассекаемых
жилоподобными мелкозернистыми ииолитами (7а). Зарисовка расчистки на г. Мого-вид Н.И. Красновой и Н.А. Сорокиной.
В сильно дезинтегрированных ийолитах видны плотные округлой формы реликты скарнированных апомелилитовых пород (о').
Вдоль всего контакта карбонатита с ииолитами прослеживается тонкая оторочка мелкозернистого пироксена, местами замещенного
тремолит-рихтеритом (б). К этой же оторочке часто приурочены скопления сахаровидного апатита, магнетита и перовскита (3). Внутренняя
приконтактовая зона сложена мелкочешуйчатым (56) и крупногшастинчатым гидрофлогопитом, по узорчатости на плоскостях спайности
которого местами определены вектора преимущественного роста его кристаллов (5а). К зоне гидрофлогопита приурочены также
скопления шорломита (4). Все породы, включая кальцитовый карбонатит, рассекаются маломощной дайкой цеолитизированного
нефелинового сиенита (1).
ориентировкой векторов роста индивидов по направлению к центру тела. В результате
этих процессов и возник такой своеобразный «пегматоидный карбонатит», который вряд
ли уместно относить к какому-либо из известных в массиве типов карбонатитов (табл.
5.1).
Текстурно-структурные характеристики карбонатитов Кк1 довольно
разнообразны. Идиоморфнозернистая, или порфировидная, структура наблюдается редко
и бывает двух текстурных разновидностей: с директивным расположением плас-
Рис. 6.9. Кальцитовые карбонатиты пластинчатой структуры, а- в эгирин-кальцитовом карбонатите
(Ccl) директивной текстуры виден линзовидный фрагмент измененного ийолит-мельтейгита;
кальцитовый карбонатит с тетраферрифлогопитом* (Сс2) рассекает карбонатит более ранней
стадии; б, в - карбонатиты с каркасным («ельчатым») расположением пластинчатых выделений
кальцита: б - интерстициальные промежутки между индивидами кальцита заполнены скелетно-
графическими агрегатами магнетита, форстерита и апатита (фото обр. 215с/314м, ум. х 2), в -
пластинчатые выделения кальцита обрамлены друзовыми агрегатами магнетита, форстерита и
апатита.
тинчатых кристаллов кальцита (рис. 6.9, а) и каркасным (рис. 6.9, б,в), называемым
также «ельчатым». В карбонатитах директивной текстуры уплощенные по (0001)
индивиды кальцита ориентированы параллельно контакту жилы, а ксенолиты как бы
«обтекаются» ими. Эти карбонатиты залегают обычно среди щелочных пород или
фенитов и по составу относятся к эгирино-кальцитовым. Промежутки между
пластинами кальцита, являющимися большей частью монокристаллами, выполнены
107
мелкозернистыми темноцветными минералами - эгирином, биотитом или флогопитом.
Сходные директивные текстуры были описаны А.Г. Жабиным (1967, 1971) для даек
карбонатитов Маймеча-Котуйской провинции, В.В. Ковальским с соавт. (1969) для
карбонатитов кимберлитовой провинции северо-востока Сибирской платформы,
А.Ф. Купером и Д.Л. Риидом (Cooper, Reid, 1991) для карбонатитов Намибии и рядом
других авторов. Не вызывает сомнения, что подобное директивное расположение
пластинчатых индивидов кальцита с огибанием ими ксенолитов вмещающих пород
могло возникнуть лишь при внедрении жидкой карбонатитовой магмы, содержащей
многочисленные вкрапленники.
Идиоморфнозернистые карбонатиты каркасной текстуры по составу близки к
типичным Кк1, причем угловатые промежутки между пластинчатым кальцитом
выполнены мелкозернистыми агрегатами зерен форстерита, магнетита, апатита
(зеленого флогопита) и кальцита. Иногда зерна этих минералов имеют скелетную форму,
а их тесные срастания напоминают эвтектоидшф. В других случаях пластины кальцита
обрастают мелкими кристаллами второстепенных минералов, имеющих на своей
поверхности индукционную штриховку и образующих друзовые агрегаты (рис. 6.9, в).
В этом типе карбонатитов пластины кальцита обычно не являются монокристаллами,
а превращены в зернистый агрегат. Наиболее детально карбонатиты такого типа
описаны А.Г. Жабиным (1971), давшим, по нашему мнению, наиболее логичное
объяснение условий образования пластинчатых кристаллов кальцита. Устойчивость
пинакоидальной формы кальцита, согласно экспериментальным данным Н.Ю. Икор-
никовой (1975), наблюдается при высоких общем давлении (более 200-300 атм) и
концентрации углекислоты. В этих условиях в системах с водой образующиеся в жидкой
фазе ассоциаты портландита Са(ОН)2 адсорбируются на грани пинакоида кальцита и
затормаживают ее рост. Г. фон Эккерманн (Eckermann, 1948) подобные карбонатиты
назвал «севит-пегматитами». Представляется, что подобные карбонатиты
кристаллизовались из разного состава водосодержащих карбонатитовых магм в относительно
спокойных условиях, без признаков движения или течения жидкости.
Зоны развития крупнопластинчатого кальцита наблюдались нами в западном
борту карьера апатито-магнетитового месторождения близ крутопадающей сильно
рассланцованной жилы кальцитового карбонатита, залегающего среди якупирангитов
и ийолитов. Плоские кристаллы кальцита ориентированы субперпендикулярно контактам
карбонатита, иногда образуют веерообразные сростки и как бы врастают во
вмещающие породы. В некоторых участках, чаще всего на пересечении тонких трещин,
выполненных кальцитом, отмечены линзовидной формы сегрегации таких пластинчатых
индивидов, похожие на друзы перекристаллизации. По мере удаления от карбонатита
количество индивидов кальцита уменьшается. Вслед за Ю.Л. Капустиным (1971),
наблюдавшим такие же зоны развития пластинчатого кальцита близ внешнего контакта
обычных кальцитовых карбонатитов, отметим несомненно большую роль
метасоматического замещения (карбонатизации) вмещающих пород под воздействием
внедрившейся карбонатитовой магмы. Добавим лишь, что для всех описанных типов
текстур пластинчатая форма кальцита, очевидно, является признаком повышенной
водонасыщенности, высоких давления и концентрации С02 в среде минерало-
108
Рис. 6.10. Крупнозернистый кальцитовый карбонатит
пойкилитовой структуры. Черное-магнетит. Фото шл. 8072,
с анализ. Ув. х 25.
образования. Объяснение возникновения гребенчатых агрегатов кальцита, выросших
от контактов к центру карбонатитовой дайки в массиве Кайзерштуль (Katz, Keller, 1981),
лишь высокой скоростью кристаллизации индивидов нам представляется
недостаточным. Быстрая кристаллизация карбонатитовых магм приводит к появлению
мелко- и микрозернистых структур, а отнюдь не пластинчатых форм кристаллов
кальцита, что подтверждается
экспериментальными иссле- . , *^^t*~i&® ^^^*J^^i54Kv
дованиями.
Наиболее
распространенные карбонатиты Кк1
средне- или чаще
крупнозернистые, имеют гипидио-
морфнозернистую структуру с
характерным мозаичным
агрегатом полигональных зерен
кальцита. Второстепенные
минералы, представленные
форстеритом, магнетитом,
апатитом, флогопитом, диоп-
сидом, всегда имеют округлые
очертания и несут следы
коррозии на своей поверхности. Не
всегда представляется возможным установить, являются ли эти минералы реликтовыми,
заимствованными при ассимиляции каких-либо вмещающих пород, или же они
кристаллизовались из карбонатитовой магмы. В некоторых участках карбонатитов эти
минералы могут обладать слабым идиоморфизмом. Многие из них содержат округлые
вростки кальцита. Менее
распространена пойкилоблас-
тическая (рис. 6.10) и алло-
триоморфнозернистая
структуры с «лапчатыми» взаимно
прорастающими зернами
кальцита. В последних карбо-
натитах большинство
второстепенных минералов -
форстерит, магнетит, диопсид,
флогопит - имеет скелетную форму
зерен (рис. 6.11), что
свидетельствует об их
кристаллизации в условиях
диффузионного лимита, который
легче всего создается
повышением вязкости среды.
Рис. 6.11. Скелетное выделение форстерита в кальцитовом
карбонатпте. Фото шл. 215/342м, с анализ. Ув. х 20.
Химический состав карбонатитов (табл. 6.1) показывает незначительные
вариации в содержании P7Ov SiO, и MgO, а также оксидов железа; количества
остальных компонентов более постоянны. Акцессорные минералы в Кк1 карбонатитах
Таблица 6.1
Химический и модальный составы карбонатитов, мае. % (поданным химической
лаборатории ВСЕГЕИ, 1979)
Оксид
Si02
Ti02
А1203
Fe203
FeO
MnO
MgO
CaO
Na20
K,0
PA
CO,
Сумма
Минерал
Апатит
Кальцит
Доломит
Магнетит
Флогопит
Форстерит
Карбонатиты, № образца, № анализа
Кальцитовые (Кк1)
509/78
1
0,79
0,00
0,51
2,25
0,52
0,02
2,15
52,91
0,10
0,03
1,93
38,57
99,78
Модал!
6
88
-
4
-
2
508/78
2
0,82
0,01
0,48
1,32
0,62
0,02
2,17
53,74
0,00
0,05
0,45
40,96
100,64
>ный сост
2
93
-
3
-
2
514/Ш-78
3
2,50
0,00
0,41
1,25
0,66
0,05
3,96
51,50
0,16
0,05
2,13
36,11
98,78
583/66
4
4,47
0,00
0,54
1,77
1,69
0,01
1,83
50,57
0,86
0,04
3,58
34,78
100,14
Кальцитовые с
тфл (Кк2)
723/78
5
0,77
0,10
0,17
1,62
1,00
0,07
3,58
51,53
0,13
0,18
2,24
38,96
100,35
724/78
6
0,64
0,11
0,21
1,72
1,38
0,04
3,10
53,97
0,13
0,17
3,31
36,17
100,95
(1-8)
Доломитовые
ГКлЗ^
721/78
7
0,20
0,00
0,06
2,25
1,83
0,23
18,77
34,44
0,00
0,01
3,29
39,43
100,51
ав карбонатитов (Ъассчитан с учетом химизма мине
8
83
-
2
1
6
9
79
-
4
6(Di)
2
5
77
14
3
1
-
8
76
12
3
1
-
8
3
84
4
1
-
722/78
8
0,59
0,03
0,31
3,47
2,14
0,19
19,76
30,48
0,00
0,11
1,60
41,22
99,90
ралов)
4
1
88
6
1
-
представлены бадделеитом, имеющим темно-коричневую, почти черную окраску, иногда
пирохлором, а в эгирин-кальцитовых карбонатитах нередок перовскит, титанит.
Кальцитовые карбонатиты с тетраферрифлогопитом (Кк2) пространственно
тесно связаны с редкометальными (КФМтфл) рудами. Они образуют жильные и
жилоподобные тела небольшой мощности (обычно не более 0,5 м), секущие все типы
пород рудного комплекса, включая РМ руды и кальцитовые карбонатиты Кк1 (см. рис.
5.12 и 5.14). Минеральные ассоциации Кк2 и КФМтфл руд практически одинаковы.
Главной отличительной особенностью карбонатитов этого типа от более ранних
карбонатитов Кк1 является присутствие вместо зеленого флогопита мелкочешуйчатого
буровато-красного тетраферрифлогопита, клиногумита и большего количества
ПО
сульфидов - пирротина и пирита. Текстура Кк2 чаще всего полосчатая, обусловленная
струйчатым распределением тетраферрифлогопита и магнетита. Структура в основном
мелкозернистая, микрогранобла-
стовая, мозаичная с извилистыми * * '"jTnhl,-J^ir-'
или «лапчатыми» очертаниями »'4.*^ --.Ж'*'
зерен кальцита. В полосах, богатых
слюдой, лепидогранобластовая,
часто с пойкилитовым характером
чешуек тетраферрифлогопита и
зерен магнетита (рис. 6.12). Тетра-
феррифлогопит в этих карбонатитах
имеет бледную
коричневато-красную окраску и невысокую желе-
зистость (в кристаллохимической
формуле Fe3+ в тетраэдрической
позиции обычно не более 0,10-0,11).
Зональность для слюды не типична. Рис. 6.12. Калыштовый карбонатит с тетрафер-
В интерстициях между зернами рифлогопитом и клиногумитом. Черное- магнетит.
кальцита и других минералов Фото шл. 1стр./1464, окрашенного в ализариновом
встречаются мелкие ксеноморф- красителе, без анализ. Ув. х 25.
ные выделения доломита. По
своему химическому составу эти карбонатиты весьма сходны с карбонатитами Кк1 (см.
табл. 6.1).
Доломито-кальцитовые карбонатиты не имеют широкого распространения в
массиве, они секут кальцитовые карбонатиты Кк1 и Кк2. Процентные соотношения
кальцита и доломита, легко
устанавливаемые при окрашивании образцов
и непокрытых шлифов красителем
ализариновым красным, варьируют в
широких пределах. Форма выделений
доломита бывает различной. Чаще
всего его зерна имеют неправильные
ксеноморфные очертания, иногда в
существенно кальцитовых
разновидностях доломит образует
пластинчатые лейстовидные выделения (рис.
6.13).
Доломитовые карбонатиты
(КдЗ) встречаются в различных кама-
форитах, однако наибольшее
распространение они имеют среди ДМ и
КДМ пород. Эти карбонатиты
образуют жилы с резкими контактами,
Рис. 6.13. Лейстовидные выделения доломита (белое)
в кальцитовом карбонатите. Фото шл. 2с/272.6,
окрашенного в ализариновом красителе, без анализ.
Ув.хЮ.
111
мощность их в подавляющем большинстве случаев незначительна - от первых см до
1-1.5 м, в исключительных случаях до 4-5 м. По простиранию они прослеживаются на
первые десятки м. Карбонатиты мелко-, средне- и крупнозернистые белого,
светлосерого, бежевого цвета. Текстуры
массивные, реже неяснополосча-
тые, местами - кавернозные с
пустотами, стенки которых покрыты
ромбоэдрическими кристаллами
доломита и других редких
минералов. Близ их контакта с кальци-
товыми карбонатитами или каль-
цитсодержащими рудами в
некоторых случаях проявлен процесс
доломитизации вмещающих пород,
выраженный в проникновении
доломита по трещинкам и границам
между зернами минералов.
Захваченные ксенолиты кальцитовых кар-
бонатитов вытянуты вдоль
контактов жил КдЗ, а иногда
пластически деформированы и несут
признаки частичной ассимиляции
(рис. 6.14). Вдоль некоторых
доломитовых жилок, наоборот, наблюдается уменьшение количества вкрапленного доломига
во вмещающем доломито-кальцитовом карбонатите. Встречены также доломитовые
Рис. 6.14. Контакт доломитового карбонатита с
кальцитовым. В доломите (белое) видна
мельчайшая вкрапленность кальцита, в кальците (темное)
заметны светлые включения доломита и апатита.
Фото пришлифованного образца 2бс/257,
окрашенного ализариновым красителем. Ум. х 1,2.
Рис. 6.15. Доломитовый карбонатит с лейстами кальцита (темно-серое). Фото
обр. 3стр./1637.5, окрашенного ализариновым красителем.
карбонатиты с произвольно ориентированными лейстами кальцита (рис. 6.15),
образование которых, вероятно, также происходило в условиях повышенных давлений
воды и углекислоты, о чем говорилось ранее.
112
Минеральный состав сооственно доломитовых карбонатптов прост; доломит -
90-95%. кальцит, крайне мелкозернистый апатит, бурый ОН—F апатит, циркон,
маложелезистый тетраферрнфлогопит, магнетит, пирротин, халькопирит, пирит.
Замечено, что в мелкозернистых доломитовых карбонатитах содержание кальцита
заметно выше, чем в их крупнозернистых
разновидностях, По своему химическому
составу карбонатиты КдЗ. кроме
естественного увеличения количества MgO.
сходны с другими карбонатитами (см.
табл. 6.1). Минерализация пустот в
доломитовых карбонатитах (а также в ДМ
или КДМ породах) весьма разнообразна. И|
В них встречены коллинсит, стронцианит,
бобьерит, вивианит, магнезит, мизетит,
анкерит, арагонит, манассеит, барит и
другие более редкие минералы.
Доломито-кальцитовые карбонатиты
с ильменитом (Ккд4), как указывалось
ранее, распространены главным образом на
восточном участке месторождения, слагая
преимущественно пологопадающие жилы.
В этих карбонатитах кальцит чаще всего
преобладает над доломитом, причем
последний слагает оторочки
вокруг идиоморфных
кристаллов ильменита, зерен
форстерита, магнетита, тетраферри-
флогопита. Ильменит образует
уплощенные кристаллы (рис.
6.16), размер которых местами
достигает 7-9 см в
поперечнике. Тетраферрнфлогопит
встречается в виде
толстотаблитчатых и боченковидных
кристаллов, сильно вытянутых
по оси с, и имеет темную
буровато-красную окраску.
Слюда часто характеризуется
резко выраженной зональ- „.,,„„, ,
Рис. 6.17. Тремолито-тетраферрифлогопито-доломитовыи
ностыо, причем внешние зоны _ г „ , „, Пт:1тта„
' г карбонатит с апатитом и магнетитом (черное). Виден
имеют более темную окраску зональный кристалл тетраферрифлогопита. Фотошл. 1стр./
(рис. 6.17), обусловленную по- 1386д без аНализ. Ув. х 15.
вышенной железистостью и
Рис. 6.16. Доломито-кальцитовый карбонатит
с пластинчатыми кристаллами ильменита,
окруженными каймами доломита и отчасти
тремолит-рихтерита (белое). Фото обр. 1стр./
1154, окрашенного ализариновым красителем.
113
аномально низким содержанием А1. В этих карбонатитах постоянно присутствуют также
тонковолокнистые индивиды и агрегаты тремолит-рихтерита (см. рис. 6.17), тесно
срастающиеся со всеми минералами карбонатитов. Амфибол наряду с клиногумитом
иногда нацело замещает форстерит. Апатит встречается в виде мелкозернистых
сахаровидных агрегатов, слагающих прожилки или линзовидные обособления в
карбонатитах. В качестве акцессорных минералов в них встречаются циркон, пирохлор
и U-пирохлор, бадделеит темно-коричневой окраски, пирротин, халькопирит, пирит.
Еще более поздней разновидностью являются доломитовые карбонатиты с
ковдорскитом (Кд4). Минерал ковдорскит был открыт в 1981 г. Ю.Л. Капустиным
(Капустин и др., 1980) в виде единичных зерен в пустотах брекчии в центральной части
месторождения. Позднее, летом 1986 г., совместно с С.Н. Бритвиным и Е.В.
Пономаревой нами были обнаружены и закартированы выходы жил доломитовых
карбонатитов с ковдорскитовой минерализацией и установлено их более позднее
образование по отношению к обычным доломитовым карбонатитам с цирконом (КдЗ).
Кд4 слагают жилы мощностью до 20-30 см, залегающие чаще всего среди
доломитовых карбонатитов КдЗ субпараллельно их контактам с вмещающими породами
Рис. 6.18. Субпараллельное залегание доломитовых карбонатитов с
ковдорскитом (Cd4) и обычных доломитовых карбонатитов с цирконом (Cd3).
Среди карбонатитов зажаты блоки в разной степени измененных апатито-
форстерито-магнетитовых руд (AFM). Фото обнажения сев. стенки уступа
горизонта + 42 м, карьер железорудного месторождения.
(рис. 6.18) и реже в секущем положении (рис. 6.19). По сравнению с обычными
доломитовыми карбонатитами Кд4 имеют чуть более светлую сероватую окраску,
114
всегда сильно .кавернозны и изобилуют черными сажистыми выделениями
прямоугольной формы, которые являются, по всей видимости, псевдоморфозами бобьерита.
ковдорскита. гидроксидов марганца по какому-то ныне полностью измененному фосфату.
Близ выходов жил Кд4 были найдены маломощные жильные тела рудной брекчии с
угловатыми обломками КдЗ и существенно магнетитовым мелкозернистым цементом,
содержащим зерна ковдорскита.
Близки по
времени образования к карбо-
натитам Кд4,
по-видимому, и жилы с шорти-
товой минерализацией,
найденные геологом
Н.В. Афанасьевой на
больших глубинах в
керне 1 стр. и 3 стр. скважин
среди сильно ослюде-
нелых пироксенитов, а
также АФМ руд. Шор-
тит Na2Ca2(C03)3,
известный ранее по
находкам в озерно-лагун-
нъгх осадочных породах
формации Грин Ривер
(Fahey, 1962), позднее
был обнаружен в
щелочных массивах - в Хибинском и Ловозерском (Хомяков и др., 1980), а также в щелочно-
ультраосновном массиве Вуориярви (Соколов, 1979). В Ковдоре в одном случае
наблюдалось пересечение жилками шортита дайки нефелиновых сиенитов (1 стр., гл.
1767-1769,4 м). Жилы имеют четкие секущие контакты со всеми перечисленными
породами, углы падения их крутые, мощность от 1 до 3-5 см, редко больше. В шор-
титовьгх жилах обнаружены угловатой формы обломки доломитовых карбонатитов КдЗ,
что и позволило отнести первые к более поздним образованиям. В ассоциации с
шортитом найдены сидерит, циркон, мелкочешуйчатые агрегаты темно-бурой слюды,
в которых заключены единичные иголочки тремолит-рихтерита.
Вероятно, наиболее поздней разновидностью карбонатитов в Ковдоре являются
своеобразные кавернозные, дезинтегрированные, часто брекчиевидные кальцито-
доломитовые или доломитовые карбонатиты с лабунцовитом - Ккдб. Они
распространены в основном в пределах восточного участка месторождения, где
слагают крупное воронкообразное тело, вьпшинивающееся книзу. Диаметр этого тела
на горизонте + 118 м составляет 60-65 м. Кроме этого тела, по форме напоминающего
тела франколитовых брекчий, встречаются также маломощные, чаще всего
пологопадающие жилы Ккдб. Эти карбонатиты содержат фрагменты полностью
измененных и выветрелых пироксенитов, ийолитов и, возможно, ДТМ руд. Возрастные
Рис. 6.19. Жила доломитового карбонатита с ковдорскитом (Cd4),
рассекающая редкометальную руду (CFMtphl) и кальцитовые
карбонатиты с тетраферрифлогопитом (Сс2). Фото штуфа.
115
взаимоотношения карбонатитов с лабунцовитом с наиболее поздними доломитовыми
карбонатитами установить не удалось, можно лишь отметить случаи пересечения ими
карбонатитов с ильменитом (Ккд4). Наряду с породообразующими карбонатами,
хлоритом, серпентином и лабунцовитом, в многочисленных пустотах также встречаются
агрегаты мелких кристаллов весьма редких для карбонатитов минералов: катаплеита,
анатаза, анкилита-(Се), микроклина и единичных зерен сфалерита и галенита. Богатство
минеральных ассоциаций в пустотах доломитовых, кальцито-доломитовых и реже
кальцитовых карбонатитов связано с большой ролью гидротермальных процессов
при их формировании. С тем же
поздним гидротермальным этапом
связано и образование цеолито-
калыштовых жил, распространенных
в основном среди щелочных пород
(ийолитов, мельтейгитов) и фенитов
не только близ железорудного
месторождения, но и в других участках
массива. Среди цеолитов
наибольшее распространение имеет натро-
лит, также встречаются томсонит и
филлипсит, которые в пустотах жил
вместе с кальцитом часто образуют
щетки хорошо образованных
кристаллов.
В заключение молено отметить,
что в Ковдорском массиве велико
разнообразие карбонатитов, однако
наибольшее распространение имеют
кальцитовые карбонатиты, реже
встречаются доломитовые и доломито-кальцитовые, тогда как сидеритовые или
анкеритовые разновидности не образуют самостоятельных жильных тел. Иногда даже
в одном штуфе можно обнаружить несколько взаимно пересекающихся жил
разновозрастных карбонатитов (рис. 6.20), что подчеркивает многостадийность формирования
всего фоскорит-карбонатитового комплекса.
Богатство и красота мира минералов различных ковдорских пород и
месторождений нашли отражение в прекрасной монографии «Минералы Ковдора» (Иванюк,
Яковенчук, 1997).
Рис. 6.20. Жилы трех разновозрастных карбонатитов.
Наиболее ранний Ccl «ельчатой» текстуры рассекается
полосчатым карбонатитом Сс2, который в свою
очередь рассекается доломитовым карбонатитом Cd3.
Фото штуфа, железорудный карьер, гор. -80 м.
Глава 7.
ГЕОЛОГИЯ АПАТИТО-ФРАНКОЛИТОВОГО МЕСТОРОЖДЕНИЯ И
РАЗНОВИДНОСТИ ФРАНКОЛИТСОДЕРЖАЩИХ ПОРОД
Франколитсодержащие породы и брекчии с франколитовым цементом,
называемые в литературе также «штаффелитовыми» или «карбонат-апатитовыми»
брекчиями, известны в связи с многими массивами щелочно-ультраосновных пород. В
Карело-Кольском регионе они установлены в Ковдорском, Вуориярвинском и
Себльяврском (Каледонский комплекс..., 1965), а также во многих интрузивах Маймеча-
Котуйской, Восточно-Африканской, Североамериканской и других провинций (Егоров,
1976).
В Ковдорском массиве франколитсодержащие породы и руды распространены
в его юго-западной части и во вмещающих породах (Терновой и др., 1976). В плане они
образуют вытянутые жилоподобные тела, группирующиеся в виде полукольцевой зоны
общей протяженностью около 3,5 км (рис. 7.1). Видимая мощность отдельных тел
колеблется от 15-20 до 150-250 м. Местами они сливаются в более мощные
неправильной формы тела или разветвляются, образуя как бы штокверк жил и
прожилков. Франколитсодержащие породы (комплекс аиатито-франколитовьгх пород и
руд) залегают среди ийолитов, фенитов, магнетитовых руд, в целом тяготея к контактам
названных пород с карбонатитами.
Конфигурация тел пород апатито-франколитового комплекса в плане весьма
сходна с таковой карбонатитовых залежей. Карбонатиты в основном тяготеют к
внешней полукольцевой зоне, окаймляющей внутреннюю, сложенную франко-
литсодержащими породами (см. рис. 7.1). По многочисленным разрезам установлено,
что тела пород апатито-франколитового комплекса выклиниваются на небольших
глубинах, обычно не превышающих 70-100 м, и лишь на отдельных участках они
прослеживаются до 200 м. На геолого-)структурной карте (см. рис. 7.1) и на блок-
диаграмме этого участка Ковдорского массива (рис. 7.2) видно, что по морфологии
залежи франколитсодержащих пород в отдельных частях напоминают «покровы»,
подошва которых наклонена к центру полукольцевой зоны. Залежи апатито-
франколитовых пород большей частью подстилаются карбонатитами, на юге -
фенитами и реже (на других участках) магнетитовыми рудами. В пределах
полукольцевой зоны имеется несколько локальных участков с максимальными
глубинами выклинивания тел франколитсодержащих пород. Таким образом, установлено,
что сравнительно полого залегающие тела апатито-франколитовых пород имеют
несколько уходящих вниз воронкообразных ответвлений (на рис. 7.1 «воронки»
обозначены буквами А - К). В устьях воронок абсолютные отметки (в метрах)
максимальной глубины выклинивания тел франколитсодержащих пород различны:
+ 190 (А),+ 175 (В),+220 (С),+195 (D),+145 (Е), + 158 (G), + 175 (Н), + 140 (К). Устья
воронок до сих пор недостаточно исследованы на глубину.
117
Рис. 7.1.
Геолого-структурная карта апатито-фран-
колитового месторождения
(составлена Н.И. Красновой
по материалам Ковдорской
ГРП, 1977 г.). 1 - комплекс
апатито-франколитовых
пород, расчлененных по
глубинам залегания подошвы
рудных тел: а - более +300 м,
б - от +200 до +300 м, в -
менее +200 м; 2 - кальцитовые
карбонатиты; 3 - форстери-
то-магнетитовые руды; 4 -
апатито-форстеритовые
породы; 5— ийолиты; 6- фени-
ты; 7- геологические
границы; 8 - изогипсы подошвы
апатито-франколитовых
залежей (абс. отм.); 9 -
границы блоков, показанных на
рис. 7.2, и номера профилей;
10 - проекция границ
залежей апатито-франколито-
вых пород: а - на
поверхности, б -на уровне
выклинивания; 11 - обозначения
отдельных «воронок»; 12 -
номера блоков; 13 - зона
окварцевания; 14 - границы
карьера: a - действующего,
б - проектируемого.
118
Рис. 7.2. Блок-диаграмма юго-западного участка Ковдорского массива. 1 - апатито-франколитовые брекчиевидные, плотно
сцементированные богатые руды; 2 - франколито-вермикулитовые слабо сцементированные или рыхлые рядовые руды; 3 - кальцитовые
карбонатиты (Кк1); 4 - форстерито-магнетитовые руды; 5 - апатито-форстеритовые и апатито-флогопито-форстернтовые породы; 6 -
ийолиты; 7 - фениты; 8 - зоны окварцевания франколитсодержащих пород; 9 - обозначения отдельных «воронок»; 10- геологические
границы; 11 - номера блоков; 12 - линии разрезов.
119
Некоторые воронки прослеживаются до больших глубин, чем уровень
современной речной сети (+200 м). Известно, что на данной территории Ковдорского
полуострова, претерпевавшей в течение длительного времени устойчивое поднятие,
не обнаружено никаких признаков существования речной сети с большей глубиной
положения базиса эрозии.
На глубине воронкообразные ответвления тел франколитсодержащих пород не
соединяются друг с другом. Вблизи воронок В и С обнаружены поля развития
плотных интенсивно окварцованных апатитсодержащих пород, сходных по структуре с
апатито-франколитовыми. Воронки, а также линии выклинивания тел жилоподобных
апатито-франколитовых пород приурочены к системе полукольцевых разломов,
тянущихся в основном вдоль висячего контакта залежей карбонатитов с вмещающими
породами. Такая связь тел франколитсодержащих пород с расположением карбонатитов
не установлена в южной части полукольцевой зоны (например, разрез 14 - 14). Фокус
конических трещин, контролирующих размещение карбонатитов, расположен в районе
железорудного месторождения на глубине около 1,5-1,7 км от поверхности
(Капустин, 1971). Фокус же нарушений, контролирующих тела франколитсодержащих пород,
находится значительно ближе к поверхности современного эрозионного среза (в
нескольких сотнях метров). Следует особо отметить, что наиболее молодые системы
тектонических нарушений, имеющие линейный характер и северо-западное простирание,
франколитсодержащими телами не используются. На удалении от железорудного
месторождения и юго-западного участка пород апатито-франколитового комплекса не
обнаружено, несмотря на довольно значительное распространение карбонатитов
(например, на юго-восточном участке).
Контакты пород апатито-франколитового комплекса большей частью четкие,
резкие, с неровными извилистыми контурами и многочисленными карманами и
заливообразными ответвлениями во вмещающие породы (рис. 7.3 и 7.4). Во
франколитсодержащих породах встречаются различного размера отторженцы
вмещающих пород (включая карбонатиты). Боковые породы вблизи от апатито-
франколитовых залежей обычно дезинтегрированы и трещиноваты. Наиболее сильно
развита система трещин, параллельная контактам залежей. Степень дезинтеграции
подстилающих пород с глубиной быстро уменьшается, что указывает на
приповерхностный характер зон дробления, контролирующих их залегание. Дезинтеграции, а
также лимонитизации в наибольшей степени подвергаются магнетитовые руды и в
особенности форстерититы. карбонатиты же в ряде случаев проявляют себя как более
устойчивые породы. Местами в последних возникают специфическая плитчатая
отдельность, а иногда и своеобразные «псевдоскладки» (рис. 7.4). В фенитах и ийолитах
вдоль систем трещин развиваются цеолиты (шабазит и отчасти натролит, а также
мелкочешуйчатый вермикулит и франколит); в породах рудного комплекса
распространены франколитовые и сунгулитовые (кольскитовые) прожилки.
Среди большого разнообразия франколитсодержащих пород в зависимости от
их состава и текстурных особенностей можно выделить следующие типы: 1)
франколитизированные вмещающие породы (фениты, ийолит-мельтейгиты,
магнетитовые руды, карбонатиты): 2) франколито-вермикулитовые слабо сцемен-
120
тированные или рыхлые; 3) апатито-франколитовые породы с магнетитом и
вермикулитом, брекчиевидные, плотносцементированные, кавернозные, пористые;
4) вермикулито-псиломелановые брекчиевидные с обломками карбонатитов.
Рис. 7.3. Рыхлые лимонитизированные вермикулито-франколитовые породы (3), вмещающие
слепое тело плотных апатито-франколитовых брекчиевидных пород (2) и различной формы
ксенолиты сильно измененных фенитов (7), залегающие на поверхности слабо измененного
кальцитового карбонатита (Ccl), содержащего угловатые ксенолиты измененных фенитов (7).
Карбонатиты и рыхлые вермикулито-франколитовые породы рассекаются маломощной жилой
брекчии с вермикулито-псиломелановым цементом (4), содержащей угловатые фрагменты
карбонатита. Фотодокументация уступа горизонта +238 м, южная часть железорудного карьера.
Длина обнажения — 5 м.
Все разновидности франколитизированных вмещающих пород образуются в
связи с воздействием на них процесса вторичной фосфатизации и других изменений
вблизи контакта с залежами франколитсодержащих пород. Так, в фенитах появляется
система тонких ветвящихся франколитовых или шабазито-франколитовых (иногда с
мелкочешуйчатым вермикулитом) прожилков (штокверковый или прожилковый тип
оруденения, бедные руды с содержанием Р,05 4-8 мае. %). В зонах интенсивного
дробления пород в осевых частях франколитовых жил появляются многочисленные
полости, в результате чего порода становится кавернозной. В ийолитах кроме названных
минералов вблизи от этих жил нефелин вначале замещается канкринитом, а затем
натролитом и шабазитом и, наконец, галлуазитом (рис. 7.5).
Франкодитизированные магнетитовые руды распространены главным образом в
пределах железорудного месторождения; в настоящее время они почти полностью
выработаны. Эти руды имеют кавернозное ноздреватое строение за счет интенсивного
121
выщелачлвания кальцита и отчасти продуктов изменения форстерита. В. рудах также
появляется система ветвящихся франколитовых прожилков, рассекающих все первичные
минералы руд. Вблизи от франколитовых жил форстеритсодержащие породы чаще всего
приобретают бурую окраску, обусловленную развитием гидроксидов железа.
Рис. 7.4. Извилистый нижний контакт пород франколитового комплекса, полого залегающих на
дезинтегрированных апатито-форстерито-магнетитовых рудах (AFM) и менее измененных
кальцитовых карбонатитах (Ccl), в которых проявлена «плитчатая отдельность». 1 - сильно
лимонитизированные рыхлые апатито-верМикулитовые с франколитом, 2 - брекчиевидные плотно-
сцементированные апатито-франколитовые, 3 - рыхлые вермикулито-франколитовые породы.
Фотодокументация уступа горизонта +202 м, центральная часть железорудного карьера.
Рис. 7.5. Замещение верхней части жилы кальцитового карбонатита (Ccl) франколитом (/).
Вмещающие ийолиты, рассекаемые тонкой сетью прожилков железистого гидрофлогогшта (2),
вдоль верхнего контакта с зоной франколитизации подверглись цеолитизации (3).
Фотодокументация уступа горизонта +262 м. Юго-западная часть карьера железорудного месторождения.
122
Наиболее интенсивной переработке в зоне развития франколитсодержащих
пород подвергаются карбонатиты. Так, были случаи полного метасоматического
замещения верхней части жил карбонатитов франколитом с сохранением их текстурных
особенностей, например полосчатой или пятнистой текстуры (см. рис. 7.5). Во
франколитизированных карбонатитах наблюдаются «теневые» структуры - заметные
признаки ромбоэдрической спайности (рис. 7.6), отмечавшейся ранее Г.С. Курбатовой
(Курбатова, Ганнибал, 1972).
Франколито-вермику-
литовые слабосцементиро-
ванные или рыхлые породы
(рядовые руды с
содержанием Р205 8-20 мае. %)
слагают основную массу
залежей франколитсодержащих
пород. Для них характерны
полосчатость и струйчатость,
параллельные контактам тел,
обусловленные чередованием
более светлых и более темных
полос, окрашенных в охристые
и темно-бурые цвета гидрок-
сидами железа и марганца.
Среди этих существенно вер-
микулитовых пород залегают
жилоподобные тела плотно-
сцементированных
брекчиевидных
апатито-франколитовых пород с вермикулитом
и магнетитом (богатые руды
с содержанием Р205 более 20 мае. %). Эти жилоподобные тела приурочены к системам
трещин, расходящихся либо от линейных зон выклинивания залежей
франколитсодержащих пород, либо от устья «воронок» (см. рис. 5.2). В некоторых случаях
жилоподобные тела апатито-франколитовых брекчиевидных пород вьпотиниваются на
глубине, не выходя на поверхность (см. рис. 7.2, разрез 14 - 14). Оказалось, что
максимальные концентрации фосфора чаще наблюдаются вблизи от устья «воронок»,
а не на поверхности.
Жилы брекчиевидных апатито-франколитовых пород рассекают первичную
полосчатость, характерную для рыхлых или слабосцементированных франколито-
вермикулитовых пород, а также содержат их обломки различной формы и размеров
(рис. 7.7). Эти данные свидетельствуют о более позднем времени образования
брекчиевидных апатито-франколитовых пород по сравнению с франколито-
вермикулитовыми. Нами бьша обнаружена еще одна более молодая разновидность
франколитсодержащих пород - брекчии с обломками карбонатитов и с франколито-
Рис. 7.6. Франколитизированная кальцито-форстерито-
магнетитовая руда, в которой кальцит полностью замещен
мелкозернистым агрегатом франколита с сохранением
«теневой» структуры ромбоэдрической спайности. Флогопит
нацело замещен вермикулитом. Фото шл. 382/71, скв. 7а,
гл. 102-112 м, без анализ. Ув. х 70.
123
вермикулито-псиломелановым цементом. Эти брекчии рассекают рыхлые франколито-
вермикулитовые породы, а прожилки гидроксидов марганца секут также и
брекчиевидные апатито-франколитовые породы (см. рис. 7.3). Видимо, породы с
повышенным содержанием марганца распространены лишь вблизи от устья «воронок».
Весьма примечательным
оказался характер
изменений вмещающих фенитов
и состав франколитсодер-
жащих пород близ одного
из таких устьев «воронок»,
обнаруженного нами в юго-
западной части
железорудного карьера на одном из
его верхних горизонтов.
Здесь среди франколитизи-
рованных и цеолитизиро-
ванных фенитов залегает
пологопадающее тело
кальцитового карбонатита
мощностью около 6 м.
Вдоль контакта
карбонатита прослеживается вер-
микулитовая оторочка.
Основная масса
карбонатита раздроблена, причем
отдельные его фрагменты
округлой формы залегают в виде реликтов среди участков франколитизированного
карбонатита. Зоны франколитизации также образуют в теле карбонатита сложно-
ветвящуюся систему прожилков мощностью до 0,5-1 м. В пределах вмещающих
фенитов или их реликтов в карбонатите на продолжении этих зон франколитизации
развиты жилки фарфоровидного галлуазита. Вблизи от самого устья «воронки» залегают
неправильной жилоподобной и гнездообразной формы тела поздней брекчии со
значительным содержанием вада и псиломелана и отчасти лимонита, цементирующих
многочисленные обломки карбонатита.
Здесь же, в пределах тела карбонатита, встречены округлой формы темно-бурые
обособления, сложенные спутанно-волокнистым агрегатом хризотил-асбеста с
примесью гидроксидов железа и марганца. В центральных частях этих обособлений
находятся сильнопористые, похожие на пемзу реликты кальцитового карбонатита.
Труднорастворимые и относительно устойчивые в данных условиях метасоматоза
минералы - магнетит, апатит и слюда - сохраняются в хризотил-асбестовом агрегате
в виде реликтов, имеющих то же расположение, что и в исходном карбонатите. В
пределах всей этой зоны ясно выражены веерообразно расходящиеся кверху
струйчатость и полосчатость, как бы «обтекающие» обломки менее измененных пород.
Рис. 7.7. Резкий характер контакта жилы апатито-франколитовой
брекчиевидной породы с фенитом (1). В жиле видны обломки
франколито-вермикулитовой породы (2), апатита (3), магкетита
(черное), вермикулита {4), сцементированные франколитом (5).
Г. Воцу-вара. Фото шл. 896ЯУ, без анализ. Ув. х 50.
124
В участке выклинивающихся книзу полос и струй обнаружены несцементированные
агрегаты зерен магнетита, апатита и бадделеита, концентрирование которых могло
происходить в ходе интенсивного кислотного выщелачивания кальцита карбонатитов
вдоль каналов пропаривания газовыми эманациями.
Во всех разновидностях франколитсодержащих пород установлено присутствие
реликтовых минералов, принадлежащих различным вмещающим породам, и минералов
стадий франколитизации и гипергенеза. Реликтовые минералы во франколито-
вермикулитовых, апатито-франколитовых брекчиевидных и вермикулито-псило-
мелановых породах встречаются в виде обломков зерен или их агрегатов. Наименее
устойчивым реликтовым минералом является форстерит, который вначале замещается
каймами серпентина, а затем превращается в рыхлый агрегат гидрохлорита, нонтронита,
лимонита и в некоторых участках сунгулита (рис. 7.8). По флогопиту и тетрафер-
рифлогопиту развивается вермикулит (рис. 7.9), а магнетит замешается гематитом и
затем лимонитом. Кальцит обычно подвергается интенсивному замещению
франколитом и выщелачиванию и лишь в редких случаях также может
присутствовать в виде обломков (см. рис. 7.9). Наиболее устойчивым реликтовым минералом в
породах франколитового комплекса является бадделеит, который нередко сохраняется
в виде двойников крестообразной формы (см. рис. 7.10).
Рис. 7.8. Частичное замещение зерен франколитовой породе с крустификационным
форстерита вермикулитом (внутренняя зона) характером цемента (II и III генерации
и сунгулитом (внешняя зона) в апатито- франколита). Центральная часть карьера желе-
франколитовой породе. Фото шл. 110/11, без зорудного месторождения, гор. +214 м. Пустоты
анализ. Ув.х 50. в породе выполнены кальцитом второй
генерации (2). Фото шл. 104/5, без анализ. Ув. х 50.
Образование основной массы франколита и некоторых сопутствующих ему
минералов относится, очевидно, к низкотемпературной гидротермальной стадии,
125
названной стадией франколитизации. Многие минералы, образование которых началось
совместно с франколитом, возникали затем и гипергенным путем. Четко отделить
гипергенные минералы от эпитермальных оказалось крайне затруднительно прежде
всего ввиду двойственного их
происхождения. Сам франколит в
условиях выветривания местами лишь
преобразовывался и частично
переотлагался.
Результаты химического
состава франколитсодержащих пород
приведены в табл. 7.1. В большей
степени обогащены фосфором,
кальцием и фтором плотные
разновидности пород, тогда как в
рыхлых всегда присутствует в
переменных количествах магний, кремний и
вода, связанные с присутствием
вермикулита.
Наиболее распространенным
минералом франколитсодержащих
пород является франколит, который
встречается в виде нескольких
морфологических разновидностей,
различающихся по окраске,
агрегатному строению, некоторым физи-ческим свойствам и времени образования. К самой
ранней генерации относятся гомоосевые псевдоморфозы по апатиту (каймы шириной
0,05-0,1 мм, см. рис. 7.10). II генерация франколита (и отчасти карбо-
натгидроксилфторапатита) пред-ставлена
мелкозернистыми агрегатами,
слагающими не менее 50% массы цемента
апатито-франколитовых пород. К III,
наиболее изученной, генерации отнесен
франколит, образующий зональные
корочки, прожилки, почковидные агрегаты
(рис. 7.11) и сферолиты. Толщина корочек
и прожилков 1-3 мм; под микроскопом
отчетливо наблюдается их параллельно-
волокнистое или радиально-лучистое
строение, а также тонкая
микрозональность. КIV генерации относятся плотные
фарфоровидные сплошные массы
франколита, цементирующие обломки
различных пород, включая апатито-фран-
Рис. 7.10. Гомоосевые псевдоморфозы франколита
1 генерации (светлые зоны), развивающегося по
апатиту в брекчиевидной апатито-франколитовой
породе, содержащей также реликтовые зерна
вермикулита и двойник бадделеита. Цемент
представлен франколитом второй генерации. Расчистка
Р-2. Фото шл. 854/70, без анализ. Ув. х 80.
Рис. 7.11. Натечные агрегаты франколита III
генерации в кавернозной брекчиевидной
апатито-франколитовой породе. Фото обр.
Ув. х 4.
126
Таблица 7.1
Химический состав пород апатито-франколитового комплекса, мае. % (по данным химической лаборатории
Таджикского геологического управления, 1974)
127
1
го
К
сЗ
Я
nS
%
ее
со
а
о.
ю
о
£
3
ч
о
а
о
С
1
В.
а>
tt
о
о
Ё
ч
о
X
аз
О.
3
из
Сч
<0
S
а
Сн
ч
о
о
Ё
О
та
р.
-е
1
о
Существенно
франко-
литовая
Франколито-
вермикулитовые
Апатито-вермикулито-
магнетито-франколитовые
Франко-
лито-маг-
нетитовая
брекчия
Франко-
литовая
брекчия
Существенно
франколитовые
Франколи-
тизирован-
ный карбо-
натит
«
S
о
«
О
со
IT-
CO
со
<*о
о
со
г-
ио
О
СО
оо
со
со
r-
го
по
г--
со
го
го
г-
1
00
о
го
1
го
г-
<>
WO
о
го
1
Z
о
оч
00
г-
ЧО
Щ
"*
со
(N
-
Zn ~ ГО <Ц ОС ^ —< [2 lr> О ?$ Ш СО 1Л о
, in -з- ,. тем, с] n iio м чо чо
^ о «"1 S, —' о" чо" ^ о о 2i о" of т" о"
Suoonooai^SooS^f' оч со
., О) —^ CN_ Г-^ —^ ^ % СО (N X. ■* <0 1П ГО
^ о" of чо" о' о" £J ^ ©" О" П О" of °°" О"
2r-OrOOOO)22ooJ^(NO ЧО ОО
Ч - - CN «I М Л, Ч to (N . (N ^ ЧО OI
^ о" of Г-" ^ о" ^ rN °" °" 2- о" --<" х-f о"
юо«1л\омо2оо!Г!>ло оо
ft О N Ю tN гч (С ' ; ^- N ' . О «1 (N a
in" о" О" (-" т-Г о" of \Q О" О" 5^ —' О —Г г-н"
— h N »1 н о Oi S СО ^Г 2 Г- О) VD VI
от«н оо^ —^ со^ °i, тзг (Nk * «О со —^ чо
го" о" —<" со" т-Г о" <N iQ о о" £5 ^ °~ " —^
OlinoSt^^oSoO^OOO О О
О m оо Ч го N г^ Ч N о . ю N [--in
г-н" о" о" 2 г*"»' о" of ^? о" о" ^ о" о" —■" г-Г
ooiot^^otooo^ooSoo ш —<
00 О! ЧОп .-ч >-<_ ^ ЧО „ CS_ CN^ "i (Nk O^ Г-; IN
of о" О" О-" of o" ~ 5 °* °" ro °^ 0" ^ '"'"
oo4oo^fmo2ooSo)t a>^
г>|^^)-^н1по>п<-Чо)-н0Ч,от oich
ю" о" -Г ^н" о" о" Tf SJ о" о" JJj of о" of о"
inooin^mtSooSttTfi чоо
0\1Л'Н10Ю'-'нЛг(1(Ои1мМ 1ПО0
Г-Г о" '-Г On" ■* о" of ^ о" о" ^ """ °" ~ °"
(NN»pH.(Ort^Oo9oO « VI
Св ■* (N 'i 1Л нн ^ Ч СО М П, ^ N OI00
о" о" о" 2 ^ о1 ■--" ^ о" о" JJ! ^ о" —" о"
О-ОГ-ЮОАСООчоОО^"*—' COVO
чо" о" ^н" оГ со О" -sf о о" о" ^ -Г о" со" о"
о"
о
оо
со
ЧО
о"
о
ЧО
о"
о
о-
ЧО
о"
о
со
ol,
о"
о
оо
о"
о
о
о"
о
ЧО
о
о"
о
О)
»-н
о
S
и
1П
Oj
о"
о"
о"
г-
о"
ЧО
о"
СО
40
о"
о
1П
о"
со
о"
со
о"
ЧО
со
о"
о
о"
II
о
1
о.
о"
о
Г--
ЧО
сГ
Оч
'Я-
Оч
Г-;
оГ
ОЧ
о_
о"
о
со
Оч"
ОЧ
О)
о"
о
ЧО
о
о"
о
о
Оч"
ОЧ
Ol
о"
о
о
колитовые породы с прожилками франколита III генерации (рис. 7.12). Франколит IV
генерации иногда окрашен в различные оттенки коричневого и бурого цветов
примесью гидроксидов железа и марганца
и слагает жилки, секущие брекчиевид-
ные апатито-франколитовые породы
(рис. 7.13). Три генерации
франколита были установлены также в апатито-
франколитовых породах (риголитах)
массива Сокли, которые весьма сходны
с ковдорскими (Vartiaine.n, Paarma,
1979).
Экзотические для Ковдорского
массива кварцсодержащие и халце-
Рис. 7.12. Белый фарфоровидный и натечный Доновидыые породы, найденные близ
франколит IV генерации, цементирующий «воронок», расположенных среди вме-
обломкифранколитизированныхвермикулитовых щающих фенитов, содержат обломки
слюдитов с бурым фосфатным цементом (7) и апатита, иногда вермикулита (шурфы
фенитов (2). Юго-восточный уступ карьера 210г,211г, 218 г,скв. 282а/70м,41а/52м).
железорудного месторождения, гор.+238 м. Фото g свою очередь фрагменты халцедо-
oop. I 0/7-74. новидных агрегатов цементируются
фарфоровидным франколитом IV генерации (рис. 7.14). Это позволяет считать, что
кварцсодержащие и халцедоновидные породы по возрасту близки к брекчиевидным
апатито-франколитовым породам. Как правило, окварцевание вмещающих пород
вырал<ается в образовании не только мелкозернистого агрегата кварца или халцедона,
Рис. 7.13. Жилка скрытокристаллического Рис. у. 14.Фрагментыхалцедоновидногоагрегата
франколита IV генерации, окрашенного и зерен апатита; сцементированные темно
гидроксвдами железа и марганца, рассекающая 0KpauieHHbIM фарфоровидным франколитом
брекчиевидную апатито-франколитовую IV генерацИИ. Фото шл. Ю64/76, без анализ,
породу с многочисленными обломками зерен ув х25
апатита(светлое) и чешуек вермикулита. Фото
шл. 332/71, без анализ. Ув. х25.
128
но и щеток кварца, размер кристаллов которого достигает 3-5 мм (шурф 218 г). По
облику такие образцы со щетками кварца схожи с таковыми мыса Корабль на Белом
море, однако окраска ковдорского кварца буровато-коричневая. Под одной из зон
окварцевания, как показали данные бурения, расположено тело фенитизированного
пегматита, которое, очевидно, и явилось источником кремнезема для
минералообразующих растворов.
По вопросам генезиса франколитсодержащих пород и самого франколита в
щелочно-ультраосновных комплексах высказывались самые различные мнения
(Каледонский комплекс..., 1965; Афанасьев, 1966; Егоров, 1968; Капустин, 1971, 1973;
Занин, Жирова, 1972; Курбатова и др., 1972; Терновой и др., 1976; Краснова, 1979;
Vartiainen, 1980; Лапин, Толстов, 1995), однако многое еще остается спорным. Ковдорское
апатито-франколитовое месторождение в настоящее время является одним из наиболее
детально изученных месторождений данного генетического типа и потому может быть
использовано в качестве эталонного объекта для расшифровки их формирования.
По нашим представлениям, при решении вопросов генезиса пород апатито-
франколитового комплекса необходимо учитывать следующее.
1. Породы этого комплекса генетически связаны со щелочно-ультраосновными
многофазными интрузивными комплексами, и во всех известных месторождениях они
сформировались позже карбонатитов и тяготеют к полям их распространения.
2. Для многих месторождений доказано, что франколитсодержащие породы
имеют незначительное распространение на глубину от уровня современной поверхности.
Форма тел данных пород жилоподобная, воронкообразная, грибообразная либо
покровообразная с многочисленными ответвлениями книзу. В Ковдорском массиве
эти тела приурочены к системе полукольцевых разломов, столь типичных для всех
интрузий центрального типа. Морфология залежей франколитсодержащих пород весьма
сходна с таковой тел туфобрекчий, агломератов, а также зон алунитизированных пород,
развитых вблизи от некоторых вулканов (Зеленов, 1972).
3. Франколитсодержащие породы характеризуются специфическими
текстурными и структурными особенностями. Для них типичны брекчиевые и кавернозные
текстуры, структура цемента крустификационная.
4. В карбонатитах, вмещающих или подстилающих тела франколитсодержащих
пород, отсутствуют признаки развития карста или мощного выщелачивания
карбонатного материала, а также последующего его переотложения в виде известковых
туфов.
5. Все минералы, сопутствующие франколиту (цеолиты, крандаллит, сунгулит,
вермикулит, монтмориллонит, галлуазит, гидроксиды железа, марганца и др.), относятся
к низкотемпературным образованиям. Особо следует отметить интенсивное оквар-
цевание пород вблизи от устья воронкообразных ответвлений
франколитсодержащих пород.
129
б. Формирование комплекса франколитсодержаших пород происходило по крайней
мере в три стадии и сопровождалось повторным брекчированием и дроблением пород
с последовательной цементацией обломков различными генерациями франколита.
Сопоставляя все вышеизложенное, наиболее вероятной представляется схема
формирования комплекса апатито-франколитовых пород, иллюстрируемая рис. 7.15.
Рис. 7.15. Схематический геологический разрез Ковдорского апатито-франколитового
месторождения. 7 - вермикулито-псиломелановые брекчиевидные жилы; 2 - апатито-
франколитовые брекчиевидные породы; 3 - франколитовые и шабазито-франколитовые
прожилки; 4 - рыхлые франколито-вермикулитовые породы; 5 - рыхлые лимонитизированные
вермикулито-апатитовые породы; 6 - франколитизированные кальцитовые карбонатиты; 7 -
зоны цеолитизации ийолитов; 8 - кальцитовые карбонатиты; 9 - ийолиты; 10 - фениты; 11 -
уровень грунтовых вод.
На последних этапах образования карбонатитов происходило накопление летучих
компонентов (главным образом, F и Н3Р04), вызвавших интенсивное замещение
кальцита апатитом по реакции
5СаСО, + 3H3P04+ HF -> Ca5(P04)3(OH,F) + 5Н20 + 5СО, Т.
Накопление значительного количества углекислоты на фронте франколитизации
карбонатитов, без сомнения, должно было приводить к взрывным явлениям. Таким
образом, в результате возрастания- роли эксплозивных процессов вдоль системы
полукольцевых разломов, в особенности в отдельных локальных центрах, происходили
130
выбросы обломочного материала, вероятно, имевшие место на относительно высоких
уровнях и в кровле Ковдорского массива. Наибольшую интенсивность эти взрывные
явления, видимо, могли приобретать, когда газовые эманации достигали уровня
грунтовых вод. В этом случае поверхностные воды обогащались кислотными
компонентами, а образующиеся при этом растворы нагревались и вскипали. Как газовые
эманации, так и гидротермальные растворы вызывали изменения различных вмещающих
пород вблизи от этих «горячих точек», а также обусловливали образование
низкотемпературных минеральных парагенезисов. Таким образом, формирование
франколитсодержащих пород связано с интенсивным и неоднократным дроблением
вмещающих пород, сопровождавшимся активной гидротермальной деятельностью с
отложением франколита в многочисленных трещинах и полостях. Кристаллизация
франколита в виде крустификационных натечных агрегатов происходила, вероятно,
из сильно пересыщенных, возможно, коллоидных (?) растворов.
Источник магнезиально-кремнистых, а затем фосфатоносных растворов мог быть
глубинным, как и для всех апатитоносных пород железорудного и карбонатитового
комплексов. Нельзя, однако, исключить возможность частичного заимствования
фосфора гидротермальными растворами из подстилающих апатитоносных пород, в
частности из карбонатитов. Обращает на себя внимание относительно более высокое
содержание фтора во франколите по сравнению с апатитом наиболее поздней генерации.
Это свидетельствует о закономерном возрастании концентрации фтора в минерало-
образующем растворе, что может служить еще одним доказательством эндогенной
природы основной массы франколита.
В завершающую стадию минералообразования, стадию гипергенеза, происходило
также образование некоторых минералов, характерных для кор выветривания:
гидроксидов железа и марганца, монтмориллонитов, гидрохлорита (?), малахита и ряда
других. Установить отличие гипергенных минералов от тех, которые генетически
связаны со стадиейфранколитизации, весьма затруднительно.
Франколитсодержащие породы (руды) Ковдорского массива, таким образом,
рассматриваются как полигенные образования. Наши представления о генезисе пород
франколитового комплекса наиболее близки к идеям, высказанным Г.С. Курбатовой с
соавт. (1972) и А.А. Кухаренко с соавт. (Каледонский комплекс...,1965), тогда как
большинство авторов относит эти породы к гипергенным образованиям (Афанасьев,
1966;Егоров, 1968;Капустин, 1971,1973; Занин,Жирова, 1972;Терновой идр., 1976;
Терновой, 1977; Vartiamen, 1980). А.В Лапин и А.В. Толстов (1995) рассматривают
апатито-франколитовое месторождение как остаточно-инфильтрационные коры
выветривания, развивающиеся на карбонатитах. Можно надеяться, что дальнейшее
изучение этих весьма интересных и сложных для исследования пород позволит
обосновать единую и общепризнанную теорию их генезиса.
ЗАКЛЮЧЕНИЕ
Ковдорский массив является классическим полнодифференцированным
комплексом ультраосновных, щелочных пород и карбонатитов, в котором наиболее
полно представлены разнообразные типы пород и месторождений полезных
ископаемых. Располагаясь на Кольском полуострове, в северо-западном регионе
европейской части России, он легко доступен для посещения геологами, другими
специалистами и просто любителями камня, красивых минералов. Уникальная степень
изученности геологии, петрографии и минералогии массива, прекрасная обнаженность
многих наиболее интересных объектов в стенках четырех карьеров, естественных и
искусственных обнажениях помогают специалистам при сборе каменного материала и
в проведении самых различных научных исследований.
Среднедевонский Ковдорский массив располагается в восточной части
Балтийского щита. Его локализация контролируется сочетанием глубинных разломов,
обрамляющих Кандалакшский грабен. Массив имеет концентрически-зональное
строение, обусловленное расположением интрузий по системе кольцевых разломов. В
грубом приближении серии разновозрастных интрузий развивались от центра к
периферии массива, что обусловило его зональное строение: гипербазитовое ядро
окружено неполнокольцевыми интрузиями мелилитовых и далее щелочных пород. В
массиве развиты почти все комплексы как магматических, так и метасоматических
пород, характерных для массивов карбонатитовой формации. Среди этих пород по
геологическим данным выделяются: 1) гипербазиты (оливиниты, оливино-
пироксеновые породы, пироксениты); 2) мелилитовые и монтичеллитовые породы
(турьяиты, мелилитолиты, монтичеллититы); 3) породы ийолит-мельтейгитовой серии
(ийолиты, мельтейгиты, якупирангиты); 4) породы флогопитового комплекса; 5)
комплекс камафоритов (фоскоритов) - апатито-форстеритовых пород и магнетитовых
руд; 6) жильные ийолиты и полевошпатовые ийолиты; 7) карбонатиты; 8) жильный
комплекс нефелиновых сиенитов; 9) комплекс апатито-франколитовых пород.
Установленные возрастные взаимоотношения между многими типами пород,
особенности их петрографии и минералогии позволили внести определенную ясность
в вопросы их генезиса и этапность формирования. В пределах массива установлен
многостадийный характер тектонических движений. В схеме тектонического развития
массива выявлены закономерности, характерные для многих массивов центрального
типа. Определены основные тектонические элементы, контролирующие расположение
главных месторождений полезных ископаемых, связанных с формированием интрузива.
С Ковдорским массивом связано шесть месторождений: 1) рудных оливинитов,
2) флогопита, 3) комплексных железных, фосфорных и редкометальных руд
(камафоритов=фоскоритов), 4) кальцитовых карбонатитов, 5) апатито-франколитовых
руд и 6) вермикулита. Для четырех из них (2,3,4,5) приведены результаты геологической
документации, составлены оригинальные схемы геологического строения и разрезы, а
также разработаны генетические модели их формирования.
Флогопитовое месторождение, располагающееся в пределах западного крыла
полукольцевых разломов, окаймляющих шток оливинитов, является одним из
132
крупнейших в мире. Наибольшие запасы крупнопластинчатого флогопита
сосредоточены в так называемой Главной залежи, представляющей собой слепое тело
пегматоидных диопсидо-флогопито-форстеритовых пород, в которых размеры
индивидов достигают 1-2 м. Оно имеет сложную в плане и куполовидную в разрезе
форму с многочисленными жилоподобными ответвлениями в его нижней части, что
отражено на составленных нами планах и разрезах. В настоящее время породы Главной
залежи вскрыты карьером, где ведется добыча флогопита, а на верхних горизонтах -
вермикулита. По своей морфологии Главная флогопитовая залежь имеет определенное
сходство с телами камерных гранитных (мусковитовых) пегматитов. Большинство тел
флогопитоносных пегматоидных пород приурочено к системе так называемых
периклинальных трещин отрыва, оперявших разломы, которые ограничивали
дугообразную зону опускания блоков между оливинитовым ядром и кольцевой
интрузией щелочных пород.
Наиболее мощные пегматоидные тела имеют зональное строение: краевые зоны
сложены гигантозернистым диопсидом, ближе к центру располагаются флогопито-
форстеритовые породы, а центральная зона сложена форстерититами. К апикальной
части залежи приурочены значительные скопления апатита, радиально-лучистые и
параллелыю-шестоватые агрегаты которого ориентированы обычно нормально
контактам, а веерообразно расходящиеся лучи кристаллов направлены от кровли к
центру тел. Главная флогопитовая залежь по самым разнообразным признакам (форма,
строение, особенности роста и последовательность кристаллизации минералов в ее
разных частях, вероятные температуры образования минералов и фазовое состояние
системы) может быть отнесена к своеобразным щелочно-ультраосновным пегматитам.
В последнее десятилетие традиционное использование флогопита как
электроизоляционного сырья существенно сократилось вследствие его вытеснения
различными синтетическими материалами. За время разработки месторождения сначала
подземными горными выработками, а затем открытым способом там накопились
огромные отвалы слюдяного скрапа. В настоящее время нами разрабатываются
предложения по их утилизации с целью создания нового типа комплексных
минеральных удобрений с использованием флогопита как основного источника калия
(Васильева и др., 2000).
Комплексное месторождение железных, фосфорных и редкометальньгх руд
(камафоритов=фоскоритов), расположенное в юго-западной части массива,
разрабатывается до настоящего времени открытым способом. Оно представляет собой
крутопадающий штокверк жил, в расположении которых выявлена определенная
концентрическая зональность. Древние типы пород сменяются более молодыми от
периферии к центру месторождения, что видно на приводимой оригинальной схеме
геологического строения. В отличие от всех других геологических карт месторождения,
на нашей схеме впервые отражен жильный характер большинства рудных тел и
карбонатитов. В последовательности формирования пород месторождения выявлена
определенная цикличность, сходная с таковой Себльяврского массива (Лапин, 1977).
Процесс формирования камафорит-карбонатитового месторождения происходил,
по нашему мнению, в результате постадииного внедрения и раскристаллизации
133
эволюционировавших по составу рудно-силикатно-фосфатно-карбонатных магм из
промежуточных очагов трещинной формы. Эволюция исходных магматических
жидкостей, вероятно, сопровождалась их кристаллизационной, а при определенных
условиях и ликвационной дифференциацией. Собственно камафориты (форстери-
титы и различного типа магнетитовые руды), очевидно, возникали при выносе вещества
с относительно больших глубин промежуточных магматических очагов, тогда как
карбонатитовые магмы зарождались в верхних частях промежуточных очагов, где к
данному времени концентрировались более легкие продукты дифференциации магмы.
После выноса легкого дифференциата система меняла свой состав, в результате чего
начинался новый камафорит-карбонатитовый ритм. Предлагаемая схема позволяет
объяснить также наблюдаемые различия геохимических особенностей минералов и
пород, относящихся к разным ритмам. Каждая вновь поступающая из очага порция
минерального вещества нового ритма характеризуется своим спектром элементов, их
определенными количественными соотношениями, Р-Т параметрами и рН среды
минералообразования.
Месторождение кальцитовых карбонатитов находится в юго-западном
обрамлении железорудного комплекса, и оно разрабатывалось небольшим карьером для
производства извести, а затем цемента и компонента силикатного кирпича. Наибольшее
развитие имеют самые ранние кальцитовые карбонатиты (Кк1), образующие систему
кольцевых конических и радиальных жил, а также неправильной формы ветвящихся
жильных тел, мощностью до 150-200 м. Фокус конических трещин, контролирующих
расположение многих тел Кк1, отмечается на глубине порядка 2 км в пределах главного
рудного столба, а для более поздних доломитовых карбонатитов (КдЗ) он поднимается
до 1,3-1,5 км. Карбонатиты в пределах массива, в основном железорудного
месторождения, представлены по крайней мере шестью разновидностями, отличающимися
друг от друга по минеральным ассоциациям. Все разновидности карбонатитов
генетически тесно связаны с формированием всего многостадийного фоскорит-
карбонатитового комплекса.
Месторождение апатито-франколитовых руд располагается в юго-западной части
Ковдорского массива и во вмещающих его породах. В настоящее время это
месторождение богатых фосфорных руд еще не разрабатывается. Оно представлено в
плане системой вытянутых жилоподобных тел, группирующихся в виде полукольцевой
зоны общей протяженностью около 3,5 км. Мощность тел варьирует от нескольких
метров до 150-200 м, и прослеживаются они лишь до глубины 70-100 м от поверхности,
в редких случаях - до 200 м. По морфологии залежи франколитсодержащих пород в
отдельных частях напоминают «покровы», подошва которых полого падает к центру
полукольцевой зоны. Пологозалегающие тела пород апатито-франколитового комплекса
имеют несколько уходящих вниз воронкообразных ответвлений, выклинивающихся на
глубинах от + 140 до + 220 м.
Формирование месторождения франколитового комплекса представляется
следующим образом. На последних этапах образования карбонатитов происходило
накопление летучих компонентов (в основном, F и Н3РО4), вызвавших интенсивное
замещение кальцита главным франколитом (фторкарбонатапатитом). Это, без сомнения,
134
должно было приводить к взрывным явлениям, вследствие чего вдоль системы
полукольцевых разломов, в особенности в отдельных локальных центрах, происходили
выбросы обломочного материала. Наибольшую интенсивность эти взрывные явления,
вероятно, могли приобретать, когда газовые эманации достигали уровня грунтовых
вод и образующиеся при этом кислотные растворы нагревались и вскипали.
Формирование франколитсодержащих пород сопровождалось интенсивным и
неоднократным дроблением вмещающих пород и активной гидротермальной
деятельностью, обусловливающей отложение франколита в многочисленных трещинах
и полостях. Кристаллизация франколита в виде крустификационных натечных агрегатов
происходила, вероятно, из сильно пересыщенных, возможно, коллоидных (?) растворов.
А.В Лапин и А.В. Толстов (1995) рассматривают апатито-франколитовое месторождение
как остаточно-инфильтрационные коры выветривания, развивающиеся на карбонатитах.
Большинство других исследователей также относит это месторождение к корам
выветривания карбонатитов. Можно надеяться, что дальнейшее изучение этих весьма
интересных и сложных для исследования пород позволит обосновать единую и
общепризнанную теорию их генезиса.
Итак, Ковдорский массив и его разнообразные месторождения могут служить в
качестве эталона при изучении аналогичных геологических объектов как в геолого-
минералогическом плане, так и по методике разведки и опробования различных
полезных ископаемых, а также их добычи и комплексной переработке. Уникальная
степень его изученности позволяет расшифровывать многие неясные вопросы строения
и генезиса подобных карбонатитоносных массивов и разрабатывать более рациональные
методы комплексной переработки различных типов руд. Накопленный опыт развития
производства на столь сложном геологическом объекте, расположенном на Кольском
полуострове, без сомнения, может быть использован и другими горными
предприятиями, функционирующими в условиях Заполярья или в других районах
страны.
ЛИТЕРАТУРА
Арзамасцев А. А. Эволюция палеозойского щелочного магматизма северо-восточной части
Балтийского щита: Автореф. докт. дис. СПб., 1998. 30 с.
Арзамасцев А.А., Глазнев В.Н., Раевский А.Б. Глубинное строение карбонатитовых
комплексов Кольского региона: геолого-геофизические данные // ДАН (Россия). 1996. Т. 348, №
3. С. 349-352.
Афанасьев А.П. Минералогия доледниковой коры выветривания Кольского полуострова
и приуроченных к ним месторождений вермикулита. М.; Л.: Наука, 1966. 170 с.
Балаганская Е.Г. Брекчии Ковдорского фоскорит-карбонатитового месторождения
железных руд и их геологическое значение // Зап. Всерос. минер, об-ва. 1994. Вып.2. С. 21-36.
Бахирев И.Т. Некоторые геологические данные Ено-Ковдозерского района //
Производительные силы Кольского полуострова. Т. 1. Кольская база АН СССР. 1940. С. 129-
152.
Берлович В.В., Найко Ю.П., ДраяМ.И. и др. Циклично-поточная технология вскрышных
работ формированием отвала веерным способом // Горный журн. 1997. № 12. С. 16-19.
Богданович В.В., Поганкина Т.Н. Технологическая минералогия при комплексном
использовании руд Ковдорского месторождения//Горный журн. 1987. № 7. С.12-16.
Боровиков П.П., Львова И.А. Типы месторождений вермикулита и их промышленное
значение //Инф. сб. ВСЕГЕИ. Л., 1960. № 37. С. 7-32.
Бородин Л.С, Лапин А.В., Пятенко И.К. Петрология и геохимия даек щелочно-
ультраосновных пород и кимберлитов. М.: Наука, 1976. 244 с.
Бородин Л.С, Лапин А.В., Харченков А.Г. Редкометальные камафориты. М: Наука, 1973.
176 с.
Бритвин С.Н., Пахомовский Я.А., Богданова А.Н. и др. Римкорольгит- новый минерал
из Ковдорского железорудного месторождения, Кольский полуостров // Зап. Всерос. минер, об-
ва. 1995. Вып. 1.С. 90-95.
Булах А.Г., Иваньков В.В. Проблемы минералогии и петрологии карбонатитов. Л.: Изд-во
ЛГУ, 1984.242 с.
Булах А.Г., Рудашевский Н.С., Карчевский Н.С. Золото, серебро, сульфиды и
редкоземельные минералы в карбонатитах месторождения Люлекоп (ЮАР) // Зап. Всерос. минер,
об-ва. 1998. Ч. 127. Вып. 3. С. 45-54.
Васильева В.В., Матвеев И.В., Турченко СИ., КрасноваН.И. Вторая жизнь для флогопита
Ковдорского месторождения // Минералогия России. Тез. докл. минер, об-ва РАН. СПб., 2000.
С. 48-50.
Володичев О.И. Беломорский комплекс Карелии (геология и петрология). Л.: Наука, 1990.
248 с.
Волотовская И.А. Щелочной комплекс Малого массива // Матер. ВСЕГЕИ. Нов. серия.
Л., 1957. Вып. 21. С. 22-38.
Волотовская Н.А. Ковдорский массив // Геология СССР. Т. 27. Мурманская область. Ч. 1.
Л.: Госгеолиздат, 1958. С. 419-428.
Волотовская Н.А. Карело-Кольская петрографическая провинция ультраосновных,
щелочных и карбонатных пород // Докл. сов. геологов. Междунар. геол. конгр. XXI сессия. 1960.
С. 169-173.
Волотовская Н.А. Некоторые закономерности размещения щелочных, связанных с ними
ультраосновных и основных пород в восточной части Балтийского щита // Петрография
докембрия Русской платформы. Тр. I Регион, совещ. по Европейской части СССР. Киев: Наукова
136
думка, 1970. С. 186-199.
Глебовицкий В.А. Тектоника и региональный метаморфизм раннего докембрия восточной
части Балтийского щита//Региональная геология. Л.:Изд-воСПб-ВСЕГЕИ. 1993. № 1.С. 7-24.
Горлов Н.В. Геология беломорид. Л.: Наука, 1973. 173 с.
Дунаев В.А. Структура Ковдорского месторождения // Геология рудн. месторожд. 1982.
№ 3. С. 28-36.
Дядьки на PL Я., Орлова М.П. Месторождения флогопита. Л.: Недра, 1976. 216 с.
Евдокимов М.Д. Фениты Турьинского щелочного комплекса Кольского полуострова. Л.:
Изд-воЛГУ, 1982.247 с.
Егоров Л. С. Апатит в Маймеча-Котуйском комплексе ультраосновных щелочных пород /
/ Апатиты. М.: Недра, 1968. С. 227- 233.
Егоров Л.С. Мелилитовые породы Маймеча-Котуйской провинции // Тр. НИЖА. Л.:
Недра, 1969. Т. 159.247 с.
Егоров Л.С. Классификация и генезис апатитовых руд карбонатитовых комплексов //
Апатитоносность Севера Сибири. Л.: Ротапринт НИЖА, 1976. С. 46-59.
Егоров Л.С. Об относительном возрасте мелилитовых пород в ийолит-карбонатитовых
массивах Карело-Кольского региона // ДАН СССР. 1982. Т. 265, № 4. С. 935-937.
Егоров Л. С. Ийолит-карбонатитовый плутонизм. Л.: Недра, 1991. 260 с.
Елисеев И.А. Основы структурной петрологии. Л.: Наука, 1967. 258 с.
Ерлыков В.Л., Быховец А.Н., Дунаев В.А., Серый С.С. Компьютерная горно-геолого-
маркшейдерская система "Ковдор-Геомарк" // Горный журн. 1997а. № 12. С. 26-29.
Ерлыков В.Л., Кожевников В.Г., Бутаков В.П. и др. Результаты испытания самосвала CAT
785-В в условиях Ковдорского ГОКа // Горный журн. 19976. № 12. С. 19-20.
Жабин А.Г. Кальцит магматического генезиса // Зап. Всесоюз. минер, об-ва. 1967. Ч. 96.
Вып. 3. С. 287-296.
Жабин А.Г. Сингенез и метаморфизм карбонатитов. М.: Наука, 1971. 168 с.
Жабин А.Г. Онтогения минералов. Агрегаты. М.: Наука, 1979. 275 с.
Журавлева Л. К, БерезинаЛ.А., ГулинЕ.Н. Особенности геохимии редких и радиоактивных
элементов в апатит-магнетитовых рудахультраосновных-щелочных комплексов // Геохимия. 1976.
№ 10. С. 1512-1532.
Занин Ю.Н., Жирова Л. Т. К вопросу об условиях образования фосфатных брекчий
Маймеча-Котуйской провинции ультраосновных-щелочных пород // ДАН СССР. 1972. Т. 205,
№ 3. С. 692-695.
Зеленое К.К. Вулканы как источник рудообразующих компонентов осадочных толщ. М.:
Наука, 1972.214 с.
Златкинд ЦТ. Оливиновые турьяиты (ковдориты) - новые глубинные мелилитовые
породы Кольского полуострова // Сов. геология. 1945. № 7.
Златкинд ЦТ., Шалимов А.И. Ено-Ковдозерский плутон щелочных и ультраосновных
пород (Кольский п-ов) // Сов. геология. 1946. № 12. С. 26-34.
Иванюк Г.Ю., Яковенчук В.Н. Минералы Ковдора. Апатиты: Изд-во Кольского НЦ РАН,
1997. 116 с.
Ивашева Т. Операция "Ковдор" // Газета "Совершенно секретно". 1995. № 9. С. 8-9.
Икорникова Н.Ю. Гидротермальный синтез кристаллов в хлоридных системах. М.: Наука,
1975.224 с.
Каледонский комплекс ультраосновных, щелочных пород и карбонатитов Кольского
полуострова и Северной Карелии // А.А. Кухаренко, М.П. Орлова, А.Г. Булах, Э.А. Багдасаров,
О.М. Римская-Корсакова, Е.И. Нефедов, Г.А. Ильинский, А.С. Сергеев, Н.Б. Абакумова.
137
М.: Недра, 1965.772 с.
Каипелъ Ф.Б., Новожилова В.В., Богданович В.В. и др. Освоение технологии получения
апатитового и бадделеитового концентратов на Ковдорском ГОКе // Горный журн. 1997. № 12.
С. 21-25.
Капустин Ю.Л. Минералогия карбонатитов. М.: Наука, 1971. 288 с.
Капустин Ю.Л. Минералогия коры выветривания карбонатитов. М.: Недра, 1973. 198 с.
Капустин ЮЛ. Особенности фенитизации вокруг тел карбонатитов // Изв. АН СССР.
Сер. геол. 1982. № 9. С. 48-60.
Капустин Ю.Л. Трубки взрыва в карбонатитовых комплексах // Сов. геология. 1983. № 4.
С. 102-114.
Капустин Ю.Л., Быкова А.В., Пудовкина 3.В. Ковдорскит-новый минерал//Зап. Всесоюз.
минер, об-ва. 1980. Ч. 109. Вып. 3. С. 341-347.
Ковальский ВВ., Никишов КН., Егоров О.С. Кимберлитовые и карбонатитовые
образования восточного и юго-восточного склонов Анабарской антеклизы. М.: Наука, 1969. 288 с.
Когарко Л.Н. Область расслоения в расплавах системы Na, Al, Si/O, F // ДАН СССР. 1967.
Т. 176, №4. С. 918-919.
Когарко Л.Н, Кригман Л.Д. Фтор в силикатных расплавах и магмах. М.: Наука, 1981.
228 с.
Кононова В.А. Якупирангит-уртитовая серия щелочных пород. М.: Наука, 1976. 214 с.
Кононова В.А., Борисевич ИВ., Ломейко Е.И. Слюды как минералы-индикаторы
метасоматических процессов в массивах ультраосновных и щелочных пород // Изв. АН СССР.
Сер. геол. 1968. № 10. С. 15-34.
Копылова Л.Н. Вариации содержаний элементов-примесей в главных минералах в
вертикальном разрезе Ковдорского комплексного месторождения // Минералогия и геохимия.
Изд-во ЛГУ, 1988. Вып. 7. С. 112-124.
Копылова Л.Н, Краснова Н.И., Мартовщкая НА., Порщкая Л.Г. Типохимические
особенности кальцита и бадделеита Ковдорского комплексного месторождения // Щелочной
магматизм и апатитоносность севера Сибири. Л.: Ротапринт НИИГА, 1980. С. 124-138.
КопыловаЛ.Н., КрасноваН.И., Сулимое Б. И. О новом типе руд Ковдорского комплексного
месторождения // Петрология и минералогия щелочных, ультраосновных и карбонатитовых
комплексов Карело-Кольского региона. Апатиты: Изд-во КолФАН СССР, 1985. С. 69-76.
Кошиц КМ. Щелочные породы Енского района и связанное с ними оруденение // Изв.
Лен. геол.-гидрогеодез. треста. 1934. № 1. С. 13-15.
Краснова Н.И. Минералогия и вопросы генезиса Ковдорского флогопитового
месторождения: Автореф. канд. дис. Л., 1972. 17 с.
Краснова НИ. Геология, минералогия и вопросы генезиса апатито-франколитовых пород
Ковдорского массива // Вещественный состав фосфоритов: Сб. статей. Новосибирск: Наука,
1979. С.164-172.
Краснова Н.И. Некоторые особенности и признаки метасоматических образований // Зап.
Всесоюз. минер, об-ва. 1988. Ч. 117. Вып. 5. С. 545-560.
Краснова НИ., Картенко Н.Ф., Рим екая-Кор саков а О.М., Фирюлина В.В. Торианит из
флогопитоносных пород Ковдорского массива // Минералогия и геохимия. Л.: Изд-во ЛГУ, 1967.
Вып. 2. С. 19-27.
Краснова Н.И.. Копылова Л.Н. О качестве геологической основы для проведения
мннералого-технологического картирования (Ковдорское месторождение)//Изв. АН СССР. Сер.
геол. 1988. №5. С.81-92.
Краснова Н.И., Копылова Л.Н., Золотарева Н.Ю. Методика крупномасштабного
138
геохимического картирования при разработке Ковдорского комплексного месторождения //
Методические основы поисков и разведки нерудных полезных ископаемых. Л.: Изд-во ЛГИ,
1988. С. 101-111.
Краснова Н.И., Петров Т.Г., Кочурова Т.Л. Опыт определения векторов максимальной
скорости роста кристаллов // Зап. Всесоюз. минер, об-ва. 1970. Ч. 99. Вып. 6. С. 730-735.
Краснова Н.И., Соколова В. Б. Тектоническое строение и механизм формирования
Ковдорского щелочно-ультраосновного комплекса //Вестн. ЛГУ, 1978. Вып. 6. С. 16-21.
Краснова Н.И., Яковлева Т.Б. Сравнительная оценка условий минералообразования руд
Ковдорского апатито-магнетитового месторождения // Термобарогеохимия в геологии. Тез.
Всесоюз. совещ. по термобарогеохимии. Т. 1. Владивосток, 1978. С. 67-69.
Кугшетский Б.М. Мелинитовые породы в щелочном комплексе Енского района Кольского
полуострова // Изв. АН СССР. Сер. геол. 1948. Вып. 3. С. 99-121.
Курбатова Г.С., Ганнибал Л.Ф. Геохимия фосфора и основные типы апатитовой
минерализации в пределах Ковдорского массива // Перспективы развития Ковдорского
промышленного комплекса. Апатиты; Изд-во КолФАН СССР, 1972. С. 78-86.
Курбатова Г С, Ганнибал Л.Ф., Дудкин О.Б. Вещественный состав и генетические
особенности франколитовой брекчии Ковдорского массива // ДАН СССР. 1972. Т. 207, № 5. С.
1208-1211.
Кухаренко А. А. Щелочной магматизм восточной части Балтийского щита // Зап. Всесоюз.
минер, об-ва. 1967. Ч. 96. Вып. 5. С. 546-566.
Лазаренков ВТ. Формационный анализ щелочных пород континентов и океанов. Л.: Недра,
1988.236 с.
Ланда Э.А. О генезисе флогопитовых месторождений в массивах щелочных
ультраосновных пород // Матер, по петрографии и геологии месторождений полезных ископаемых.
Л.: Недра, 1968. С. 113-121.
Ланда Э.А. Об эксплозивной брекчии в Ковдорском железорудном месторождении // ДАН
СССР. 1971. Т. 199, №6. С. 1386-1388.
Лапин А.В. Петрология ультрабазитов и щелочных пород в массивах Ковдор и Бор-Урях:
Автореф. канд. дис. М., 1966. 17 с.
Лапин А.В. Закономерности формирования щелочных дайковых комплексов в связи с
проблемой генезиса карбонатитов (на примере Ковдорского массива) // Проблемы магматизма
Балтийского щита. Л.: Наука, 1971. С. 277-283.
Лапин А.В. Минеральные парагенезисы апатитовых руд и карбонатитов массива Себль-
Явр // Геология рудн. месторожд. 1977. № 4. С. 21-33.
Лапин А.В., Жабин А.Г. О новом типе жильных щелочных изверженных пород карбонатно-
силикатного состава и их петрологическом значении // ДАН СССР. 1969. Т. 186, № 6. С. 1397-
1400.
Лапин А.В., Толстое А.В. Месторождения кор выветривания карбонатитов. М.: Наука,
1995. 208 с.
Ляхов В.П., Захаров В.М. Пятилетка рыночных реформ // Горный журн. 1997. № 12. С.
3-7.
Ляхов В.П., Кампель Ф.Б., Богданович ВВ. Комплексное использование минерально-
сырьевых ресурсов на Ковдорском ГОКе в новых экономических условиях // Горный журн.
1997. № 12. С. 8-11.
Магматизм и металлогения рифтогенных систем восточной части Балтийского щита /
Под ред. А.Д. Щеглова. СПб.: Недра, 1993. 242 с.
Макиевский СИ. Геология метаморфических толщ северо-запада Кольского полуострова.
139
Л.: Наука, 1973. 152 с.
Мелентъев Б.Н., Делицин Л.М. Проблема ликвации в магме // ДАН СССР. 1969. Т. 186,
№ 1.С. 191-193.
Мельников Н.Н., Усынин В.И., Николаев К.П. и др. Перспективы перехода на циклично-
поточную технологию // Горный журн. 1987. № 7. С. 21-24.
МишаревД.Т., АмеландовА.С, ЗахарченкоА.И., Смирнова B.C. Стратиграфия, тектоника
и пегматитоносность северо-западного Беломорья // Тр. ВСЕГЕИ. Нов. серия. 1960. Т. 31. 112с.
Невский В.А. Кольцевые разрывы и некоторые данные о механизме их формирования //
Изв. АН СССР. Сер. геол. 1971. № 5. С. 47-61.
Невский В.А., Фролов А.А. Зональность кольцевых магматических комплексов // Сов.
геология. 1974. № 11. С. 90-102.
Петров В.П., Токмаков П.П. Природа и генезис сунгулита // Изв. АН СССР. Сер. геол.
1963. № 12. С. 59-79.
Петрографический кодекс. Магматические и метаморфические образования. СПб.: Изд-
во ВСЕГЕИ, 1995. 127 с.
Пономарева Е.В. Краснова НИ. Новые данные о ковдорските Mg2 (POJ (ОН) ■ ЗН20. //
Зап. Всесоюз. минер, об-ва. 1990. Ч. 119. Вып. 6. С. 92-100.
Рико В.Т., Шапошников В.А., Аникеева Т.Ф. Геолого-технологическое картирование
Ковдорского месторождения комплексных руд // Горный журн. 1987. № 7. С. 9-12.
Римская-Корсакова О.М.К вопросу о закономерных срастаниях шпинели с магнетитом /
/ Зап. Всесоюз. минер, об-ва. 1950. Ч. 79. Вып. 3. С. 178-190.
Римская-Корсакова О.М.К вопросу о генезисе Ковдорского железорудного месторождения
// Вопросы магматизма и метаморфизма. Л.: Изд-во ЛГУ, 1963. Т.1. С. 125-143.
Римская-Корсакова О.М., Васильева З.В., Рыжова Р.И., Соколова Е.П. Апатиты
Ковдорского массива // Минералогия и геохимия. Л.: Изд-во ЛГУ, 1968. Вып. 3. С. 82-86.
Римская-Корсакова О.М., Динабург И.Б. Бадделеит в массивах ультраосновных и
щелочных пород Кольского полуострова // Минералогия и геохимия. Л.: Изд-во ЛГУ, 1964.
Вып. 1.С. 13-30.
Римская-Корсакова О.М., Краснова НИ., Копылова Л.Н. Типохимические особенности
апатитов Ковдорского комплексного месторождения // Минералогия и геохимия. Л.: Изд-во ЛГУ,
1979. Вып. 6. С. 58-70.
Римская-Корсакова О.М., Краснова Н.И., Петров ТТ., Поликарпова В.Н. О природе
узоров, наблюдаемых на плоскостях спайности некоторых флогопитов // Зап. Всесоюз. минер, об-
ва. 1967. Ч. 96. Вып. 2. С. 141-154.
Римская-Корсакова О.М., Соколова Е.П. О железисто-магнезиальных слюдах с обратной
схемой абсорбции // Зап. Всесоюз. минер, об-ва. 1964. Ч. 94. Вып. 4. С. 411-423.
Рудашевский КС, Кнауф В.В., Краснова КН., Рудашевский В.К Платинометальная и
золото-серебряная минерализация в рудах и карбонатитах щелочно-ультраосновного комплекса
(Ковдорский массив, Россия) // Зап. Всесоюз. минер, об-ва. 1995. Ч. 124. Вып. 5. С. 1-15.
Рудный Ковдор // А.И. Сухачев, В.Г. Мелик-Гайказов, Б.К. Оводенко. и др. Мурманск,
1974.208 с.
Самойлов ВС. Геохимия карбонатитов. 1984. М.: Наука, 191 с.
Сергеев А.С. Фенитизированные породы Ковдорского массива // Учен. Зап. ЛГУ, Сер.
геол. наук. 1962. С. 94-114.
Сергеев А.С. Фениты комплекса ультраосновных и щелочных пород. Л.: Изд-во ЛГУ,
1967. 163 с.
Сидоренко А. В. Доледниковая кора выветривания Кольского полуострова. М.: Изд-во АН
140
СССР, 1958. 107 с.
Смирнов В.И. Геология полезных ископаемых. 4-е изд. М: Недра, 1982. 668 с.
Соболев Н.Д. Петрография района Енского железорудного месторождения // Проблемы
северо-западной металлургии. Л.: Изд-во СОПС АН СССР, 1947.
Соколов СВ. Шортит - первая находка в карбонатитах // ДАН СССР. 1979. Т. 247, № 5.
С. 1253-1256.
Соколов СВ. Эволюция температуры в процессе формирования пород щелочно-
ультраосновных с карбонатитами массивов // Геохимия. 1981а. № 2. С. 249-256.
Соколов СВ. Новые данные об условиях образования Ковдорского апатито-магнетитового
месторождения // Зап. Всесоюз. минер, об-ва. 19816. Ч. ПО. Вып. 5. С. 581-588.
Соколов СВ. Щелочно-карбонатитовые комплексы и условия образования карбонатитов.
//Геохимия. 1993. № И. С. 1569-1578.
Сухачев А.И. Ковдорский ГОК на марше пятилетки // Горный журн. 1987. № 7. С. 5-8.
Таланцев А.С Геотермобарометрия по доломит-кальцитовым парагенезисам. М.: Наука,
1981. 136 с.
Таланцев А.С. Камерные пегматиты Урала. М.: Наука, 1988. 144 с.
Тарасенко Ю.Н., ЛицаревМ.А., Третьякова Л.И., Вохменцев А.Я. Хризолит Ковдорского
флогопитового месторождения // Изв. АН СССР. Сер. геол. 1986. № 9. С. 67-80.
Терновой В.И. Флогопитоносные пегматоидные породы Ковдорского месторождения //
Пегматиты. Матер, конф. ЛГИ. Л., 1972. С. 244-248.
Терновой В.И. Карбонатитовые массивы и их полезные ископаемые. Л.: Изд-во ЛГУ,
1977. 168 с.
Терновой В.И., Афанасьев Б.В., Сулимое Б.И. Геологическое строение и условия
образования Ковдорского флогопитового месторождения // Сов. геология. 1967. № 2. С. 128-136.
Терновой В.И., Афанасьев Б.В., Сулимое Б.И. Геология и разведка Ковдорского
вермикулито-флогопитового месторождения. Л.: Недра, 1969. 285 с.
Терновой В.И., ЧуеваМ.Н., Евангулова Е. Б., Белова А. Н. К генезису Ковдорского апатито-
франколитового месторождения // Зап. Всесоюз. минер, об-ва. 1976. Ч. 105. Вып. 2. С. 241-247.
Уилли П.Дж. Проблема образования карбонатитов в свете экспериментальных данных.
Возникновение и дифференциация карбонатитовой магмы // Карбонатиты. М.: Мир, 1969.
С. 265-300.
Уилли П.Дж., Таттл О.Ф. Экспериментальное подтверждение магматического
происхождения карбонатитов // Вопросы теорет. и эксп. петрологии. М.: ИЛ, 1963. С. 133-146.
Харламов Е.С Включения расплавов в минералах железных руд и карбонатитов массива
Ковдор//ДАН СССР. 1978. Т.239, № 1. С. 169-172.
Хоменко В.М., Платонов А.И., Краснова Н.И. Оптические свойства флогопитов
Ковдорского массива //Изв. АН СССР. Сер. геол. 1991. № 12. С. 94-105.
Хомяков А.П., Черепшская Г.Е., Тимченко АД. Шортит - Na2Ca2(C03)3 - первые находки
в СССР // Минер, журн. 1980. Т. 2, № 2. С. 85-90.
Цирюльникова М.Я., Чечель Э.К., ШустоваЛ.Е., Сокол Р.С. Глубинное строение земной
коры в восточной части Балтийского щита // Геология и глубинное строение восточной части
Балтийского щита. Л.: Наука, 1968. С. 178-184.
Чернышев И.В., Иваненко В.В., Карпенко М.И. 39Аг-40Аг-метод датирования: контроль
возможных потерь 39Аг, вызываемых нейтронным облучением пробы // Геохимия. 1996. № 3.
С. 248-252.
Шуркин К.А. Главные черты геологического строения и развития восточной части
Балтийского щита // Геология и глубинное строение восточной части Балтийского щита.
141
Л.: Наука, 1968. С. 3-59.
Шуркин К.А., Дук В.Л. Стратиграфия беломорской серии // Беломорский комплекс
северной Карелии и юго-запада Кольского полуострова (геология и пегматитоносность). Тр.
ЛАГЕДАНСССР. 1962. Вып. 14. С. 18-41.
Эпштейн Е.М. О генезисе ковдорских апатит-магнетитовых руд // Сообщения по
минералогии и геохимии. Тр. ВИМС. М„ 1970. Вып. 1. С. 218-224.
Эпштейн Е.М. Геолого-петрологическая модель и генетические особенности рудоносных
карбонатитовых комплексов. 1994. М: Недра, 296 с.
Эпштейн Е.М., Данильченко Н.А. Пространственно-генетическая модель рудоносного
карбонатитового комплекса формации ультрамафитов, ийолитов и карбонатитов // Геология рудн.
месторожд. 1988. № 4. С.3-16.
Эринчек Ю.М., Милыитейн Е.Д. Рифейский рифтогенез центральной части Восточно-
Европейской платформы. СПб.: Изд-во ВСЕГЕИ, 1995. 48 с.
Amelin Yu. V, ZaitsevA. Precise U-Th-Pb chronology of carbonatites andphoscorites: problems
related to extreme elemental fractionation, and possible solution using multi-mineral approach // Geol.
Assoc. Can. - Mineral. Assoc. Can. Program Abstr. 1997.
BellK., DunworthE.A., BulakhA.G., Ivanikov V. V. Alkaline rocks oftheTuriy Peninsula, Russia,
including type-locality turjaite: a review//Can. Mineral. 1996. Vol. 34. P. 265-280.
Bulakh A.G., Ivanikov V.V. Carbonatites of the Turiy peninsula, Kola: Role of magmatism and
of metasomatism // Can. Mineral. 1996. Vol. 34. P. 403-409.
Carbonatites: Genesis and Evolution / Ed. K. Bell. London, 1989. 618 p.
Cooper A.F., Reid D.L. Textural evidence for calcite carbonatite magmas, Dicker Willem,
southwest Namibia // Geology. 1991. Vol. 19. P. 1193-1196.
Eckermann H. von. The alkaline district of Alno Island // Sverig. Geol. Undersok. 1948. Ser.
Co, №36. P. 1-166.
Eriksson S. С Phalaborwa, a saga of magmatism, metasomatism and miscibility // Carbonatites.
Genesis and evolution / Ed. K. Bell. London, 1989. P. 221-253.
Fahey J.J. Saline minerals of the Green River formation // Geol. Surv. Prof. Pap. 1962. Vol.
405. P. 1-45.
Katz K, Keller J. Comb-layering in carbonatite dykes // Nature. 1981. Vol. 294, № 5839.
P. 350-352.
KjarsgaardВ., Peterson T. Nephelinite-carbonatite liquid immiscibility at Shombole volcano,
East Africa: petrographic and experimental evidence // Mineral. Petrol. 1991. Vol. 43. P. 293-314.
Krasnova N. Calcite carbonatite-pegmatite with perovskite from Kovdor massif (Kola Peninsula,
Russia) // Carbonatites 2000. Genese et mineralisations associees. Workshop sur les carbonatites. Abstr.
St.Etienne, 21-22 Fevrier. 2000. P. 28.
Krasnova N. The Kovdor phlogopite deposit, Kola Peninsula, Russia. // Can. Mineral. 2001.
Vol. 39. P. 33-44.
Krasnova N.I., Krezer Yu.L. New data on the nature of fine and utrafine laellae in titanomagnetite
//Eur. J. Mineral. 1995. N7. P.1361-1372.
Le Bas M.J. Carbonatite-Nephelinite volcanism. An African case history. London; New York,
1977.347 р.
Le Bas M.J., Aspden J.A. The comparability of carbonatitic fluid inclusions in ijolites with
natrocarbonatite lava // Bull. Volcanol. 1981. Vol. 44. P. 429-438.
Lee W.J., Wyllie P.J. Processes of crustal carbonatite formation by liquid immiscibility and
differentiation, elucidated by model systems // J. Petrol. 1998. Vol. 39. P. 2005-2013.
Mikhailova Yu., KrasnovaN., Kretser Yu. et al. Inclusions in apatite and olivine as indicators of
142
the evolution of mineral-fomiing solutions in the Kovdor massif, Kola Peninsula, Russia // Abstr. EUG
XI. Strasbourg, 8-12 Apr. 2001. MS03:TUpo09:PO. P. 442.
Rudashevsky N.S., KrasnovaN.I. Sulphide and noble-metal mineralization in the Kovdor Massif
(Kola Peninsula, Russia): implications for heterogeneity in the carbonatite system // Abstr. of GAC/
MAC Annual Meeting, May 19-21. Ottawa, 1997. A-82.
Vartiainen H. The petrography, mineralogy and petrochemistry of the Soldi carbonatite massif,
Northern Finland // Geol. Surv. Finland Bull. 1980. Bui. 313. 126 p.
Vartiainen H., Paarma H. Geological characteristics of the Sokli carbonatite complex // Finland.
Econ. Geol. 1979. Vol. 74. P. 1296-1306.
Vartiainen H., Mel 'nikov I., Sulimov B. The francolite ore deposit of Kovdor and Sokli // Proc.
of the Finnish-Soviet Symp. Helsinki, November 14-15, 1990. Res. Report TKK-IGE A13. Otaniemi,
1991. P. 7-14.
Veksler I. V, Nielsen T.F.D., Sokolov S. V. Mineralogy of crystallized melt inclusions from Gardiner
and Kovdor ultramafic alkaline complexes: implications for carbonatite genesis // J. Petrol. 1998.
Vol. 39, № 11-12. P. 2015-2031.
Verwoerd W.J. Mineral deposits associated with carbonatites and alkaline rocks // Mineral deposits
of Southern Africa. 1986. Vol. 1-2. P. 2173-2191.
Williams C.T. The occurrence of niobian zirconolite, pyrochlore and baddeleyite in the Kovdor
carbonatite complex, Kola Peninsula, Russia. // Mineral. Mag. 1996. Vol. 60. P. 639-646.
Zaitsev A., Bell K. Sr and Nd isotope data of apatite, calcite and dolomite as indicators of the
souice and the relationships of phoscorites and carbonatites from the Kovdor massif, Kola peninsula,
Russia // Contrib. Mineral. Petrol. 1995. Vol. 121. P. 324-335.
ОГЛАВЛЕНИЕ
Предисловие ответственного редактора 4
Предисловие автора 5
Принятые сокращения 7
Введение 8
Глава 1. История изучения Ковдорского массива и развития
промышленного комплекса 9
Глава 2. Структурная позиция, возраст и тектоника Ковдорского
щелочно-ультраосновного комплекса 28
Глава 3. Геолого-петрографическая характеристика пород
Ковдорского массива 40
Глава 4. Геологическое строение и характеристика пород
флогопитового комплекса 63
Глава 5. Геологическое строение и описание пород комплексного
апатито-магнетитового месторождения («рудного комплекса») 76
Глава 6. Карбонатиты, их типы и текстурно-структурные особенности 101
Глава 7. Геология апатито-франколитового месторождения и
разновидности франколитсодержащих пород 117
Заключение 132
Литература 136
Olga Rimskaya-Korsakova, Natalya Krasnova.
GEOLOGY OF THE DEPOSITS OF KOVDOR MASSIF / Ed. G.F. Anastasenko. Saint-
Petersburg: Saint-Petersburg University Press, 2002. 146 p.
The book describes the history of the discovery and investigation of the Kovdor
massif of alkaline-ultrabasic rocks and carbonatites, located above the Polar circle on the
Kola Peninsula, Russia. It deals with the deposits and the development of this important
industrial centre, covering work carried out since 1945 by a group of researchers and students
of the Mineralogical Department, Saint-Petersburg University. The structural position, age
and tectonics of the Kovdor massif have been systematically investigated, as have the detailed
geological-petrological characteristics of the rocks. Descriptions of the phlogopite, iron ore
complex, apatite-francolite deposits and carbonatites have been made on the basis of many
measurements and samples. New schemes are proposed for the geological structure and
succession of formation of the rocks in the main deposits. Genetic models are given for the
main rock series.
Readership: Geologists, petrologists, mineralogists, economic mineralogists and geologists.
Научное издание
Римская-Корсакова Ольга Михайловна
Краснова Наталья Ивановна
ГЕОЛОГИЯ МЕСТОРОЖДЕНИЙ КОВДОРСКОГО МАССИВА
Редактор Л. П. Макаренкова
Оригинал-макет подготовлен Н. И. Красновой