Распределение мусковита в пегматитах крайне неравномерное, а размеры и качество его кристаллов различные. В пегматитах блоковой (пегматоидной) структуры обычен крупнокристаллический мусковит-I с размерами кристаллов по диаметру пластин от десятков см до 1-1,5 м. Такие кристаллы практически всегда обнаруживают ельчатость, зональность, ленточную трещиноватость и другие дефекты.
По границам зон в пегматитовом теле, либо в виде отдельных гнезд, появляется мусковит-II, принадлежащий к так называемому кварц-мусковитовому комплексу. Его кристаллы пластинчатой и столбчатой формы сравнительно невелики (до 15-20 см), однако они обладают высоким качеством и поэтому являются наиболее ценным промышленным сырьем. Наконец, иногда выделяется еще одна разновидность - мусковит-III, или так называемая трещинная слюда, образующаяся по биотиту и характеризующаяся невысоким качеством.
Содержание забойного сырца в участках, обогащенных мусковитом-I, достигает 100-300 кг/м3, а мусковитом-II - 5-30 кг/м3. Промышленная значимость мусковитоносных пегматитов существенно повышается, если принять во внимание, что постоянно содержащийся в них полевой шпат является ценнейшим и весьма дефицитным керамическим сырьем.
По существующим представлениям Г. Г.Родионова, Б. М.Роненсона и других, Мамско-Чуйский слюдоносный район находится в пределах протерозойской миогеосинклинали, выполненной терригенными осадками флишевого типа. Эти толщи осадочных пород в период замыкания геосинклинали были смяты в линейные складки северо-восточного направления и подвержены региональному метаморфизму кианитового типа. Синорогенный гранитоидный магматизм в первую фазу обусловил образование плагиоклазовых гранитов и сопровождающих их слюдоносных плагиопегматитов, а во вторую, позднеорогенную, - более поздних плагиомикроклиновых гранитов и пегматитов. По данным Ю. М.Соколова, А. В.Спиридонова и других, слабомусковитоносные плагиоклазовые пегматиты датируются в 1900 млн лет, а плагиоклаз-полевошпатовые пегматиты, содержащие основную промышленную мусковитизацию, - в 800 млн лет.
Несмотря на дискуссионность проблемы генезиса мусковитоносных пегматитов района, господствующими являются представления о том, что преобладающая их часть является магматическими инъекционными телами, измененными как аллометасоматическими, так и (реже) автометасоматическими процессами постмагматических этапов. Кристаллизация магматических пегматитов происходила из остаточных расплавов, близких к эвтектике, при температурах 650-700њС и давлении 7-8 кбар. Постмагматическое преобразование пегматитов происходило при температурах 500-370њС и давлениях 5-2 кбар под воздействием богатых углекислотой растворов (Б. М.Шмакин).
Алданские месторождения флогопита
Многочисленные (более ста) месторождения флогопита, расположенные в верховьях р. Алдан и ее правых притоков Тимптон, Куранах, Чуга и Учур (Южная Якутия), объединяются в крупнейшую Алданскую флогопитоносную провинцию. Все месторождения этой провинции сложены интенсивно дислоцированными архейскими метаморфическими породами, гранитами и метасоматитами того же возраста. На некоторых из них пенепленизированный докембрийский комплекс пород перекрыт субгоризонтально залегающими кембрийскими доломитами и в редких случаях прорван мезозойскими интрузиями.
Наиболее широко распространенные метаморфические породы представлены разнообразными гнейсами и кристаллическими сланцами различных фаций глубинности биотит-гранатового, биотитового, гиперстенового, биотит-амфиболового, пироксен-амфиболового, двупироксенового составов, отличающихся по своей кислотности и железистости. Им свойственны грубополосчатые, сланцеватые, реже массивные текстуры. Меньшим развитием пользуются доломитовые и кальцитовые мраморы, а также форстеритовые, диопсид-флогопитовые и другие кальцифиры, широко представленные, однако, на отдельных месторождениях.
Среди архейских изверженных пород преобладают согласные и секущие тела аляскитов, их субщелочные фации - диопсидовые граниты, а также плагиоклазовые и калишпатовые гранит-пегматиты. Меньшим развитием пользуются наиболее ранние небольшие тела плагиогранитов.
Взаимодействие гранитоидов и метаморфических архейских пород различного состава обусловило широкое развитие гранитизации с образованием различных мигматитов и гранито-гнейсов, магматических и постмагматических метасоматитов, представленных пластообразными залежами и линзами магнезиальных (шпинель-пироксеновых, пироксеновых, флогопит-пироксеновых, пироксен-паргаситовых и др.) и редко известковых (пироксен-гранатовых и гранат-волластонитовых) скарнов. Магнезиальные скарны и сопровождающие их околоскарновые породы (пироксен-скаполитовые, пироксен-полевошпатовые, кальцифиры) локализуются в контактах магнезиальных (доломитовые мраморы) и алюмосиликатных (гнейсы, кристаллические сланцы, граниты, пегматиты) пород, развиваясь по обеим из них.
Весь архейский комплекс пород интенсивно дислоцирован с образованием системы складок северо-западного направления, осложненные крупными куполовидными структурами и многочисленными разрывными нарушениями.
Промышленная флогопитовая минерализация находится среди высокомагнезиальных диопсидовых сланцев, шпинель-паргаситовых, скаполит-диопсидовых и других пород. Она проявляется в виде крупных минерализованных зон, либо отдельных жил.
Минерализованные зоны - линзовидные, пластообразные, седловидные и другой формы метасоматические, существенно диопсидовые залежи - имеют среднюю протяженность около 70 м, а мощность - около 8 м. Распределение в них флогопита неравномерное, обычно гнездовое, с размерами последних от долей до 3-4 м в поперечнике. Флогопит темнобурый, образует кристаллы пластинчатой и короткопризматической формы максимальной величины в 40-60 см. В ассоциации с ним находятся диопсид, паргасит, скаполит, кальцит и апатит, реже плагиоклаз, магнетит и форстерит.
Флогопитовые жилы встречаются реже, залегая в различных метаморфических и метасоматических породах. Их обычные размеры: длина 2-4 м, мощность 0,2-0,3 м. Иногда они группируются в серию так называемых лестничных жил, локализованных в пределах единого благоприятного горизонта по системе параллельных поперечных или диагональных трещин; флогопит в них тяготеет к зальбандам, окружая кальцит-скаполитовую центральную часть. Известны единичные крупные жилы, находящиеся в алюмосиликатных породах, длиной до 150 м при мощности в 3-5 м; они как правило имеют симметрично-зональное строение: центральная часть сложена флогопит-диопсидовым и паргасит-диопсидовым агрегатом, находящимся в окружении диопсид-скаполитовой и диопсид-плагиоклазовой массы.
Флогопит алданских месторождений маложелезистый, с высокими электроизоляционными свойствами. Для пластово-гнездового типа минерализации выход промышленного сырца составляет десятки, а для жильного типа - сотни кг/м3.
Многолетняя продолжающаяся дискуссия относительно образования флогопитовых месторождений Алдана сводится к генезису флогопитоносных диопсидовых пород, вмещающих и образующих рудные залежи. Существует три группы взглядов на возникновение этих пород: в результате регионального метаморфизма гранулитовой фации кремнисто-карбонатных осадочных пород (диопсидовые сланцы - скарноиды), как продукт реакционного взаимодействия доломитовых мраморов и силикатного вещества в ходе мигматизации метаморфических пород в условиях амфиболитовой фации (существенно диопсидовые скарны), как естественные члены в ряду постмагматических метасоматитов (диопсидовые скарны). О возможной гетерогенности всех этих указанных в скобках и реально существующих групп диопсидовых пород свидетельствуют результаты термобарогеохимических исследований ( В., Л.): пласты диопсидовых сланцев формировались при температуре 820-900њС, давлении 500-730 МПа; диопсид-флогопитовые сланцы магматического этапа кристаллизовались при температуре 700-830њС и давлении 400-680 МПа; температура образования диопсида из флогопитоносных метасоматитов составляет 500њС, давление 350-400 МПа. Слабощелочные и существенно кальциевые минекралообразующие флюиды при формировании диопсидовых сланцев были фтор-хлор-бикарбонатными, скарнов - хлоридно-бикарбонатными и флогопитоносных метасоматитов - бикарбонатно-сульфатными.
|
Рис. 38. Геологическая схема Ковдорского массива (по В. И.Терновому, Б. В.Афанасьеву, Б. И.Сулимову, О. М.Римской-Корсаковой, А. А.Кухаренко и др.). |
Ковдорское месторождение флогопита и вермикулита
Расположенный в юго-западной части Кольского полуострова Ковдорский массив щелочных-ультраосновных пород является чрезвычайно сложным по своему геологическому строению (рис. 38). Морфологически это вертикальное трубообразное концентрически-зональное тело, прорывающее интенсивно дислоцированные архейские кристаллические гнейсы и сланцы Беломорской серии, с площадью выхода на поверхность около 40 км2. По данным абсолютной геохронологии возраст массива определяется в 338-426 млн лет (поздний силур-ранний карбон).
Формирование массива было многофазовым, причем внедрение и кристаллизация последующих порций магмы сопровождалось образованием контактово-реакционных метасоматитов. В первую фазу произошло внедрение оливинитов, сохранившихся в виде центрального ядра площадью 10-12 км2 и реликтов в восточной и южной частях массива. Вторая фаза - кольцевая интрузия ийолит-мельтейгитов и ийолит-уртитов - сопровождалась образованием зоны магматических метасоматитов по оливинитам мощностью 1,5-2 км и ореола фенитизации во вмещающих массив гнейсах и мигматитах. Зона магматических метасоматитов представлена последовательно сменяющими друг друга образованиями (в направлении оливинитов): щелочными пироксенитами - слюдяно-пироксеновыми породами и бурыми флогопитовыми слюдитами - пироксенизированными оливинитами; в случае, если щелочная интрузия имела ийолит-уртитовый состав, то указанный ряд метасоматитов приобретает другой вид: мелилитовые породы - монтичеллиты - оливиниты, частично замещенные мелилитом и монтичеллитом. В составе всех этих метасоматических пород отмечается большое количество мелкочешуйчатого флогопита.
|
Из за большого объема этот материал размещен на нескольких страницах:
1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 13 14 15 16 17 18 19 20 21 22 23 24 25 26 27 28 29 30 31 32 33 34 35 36 37 38 39 40 41 42 43 44 45 46 47 48 49 50 51 52 53 54 55 56 57 58 59 60 61 62 63 64 65 66 67 68 69 70 71 72 73 74 75 76 77 78 79 80 81 82 83 84 85 86 87 88 89 90 91 92 |
Основные порталы (построено редакторами)