2011

Тезисы международной конференции

Рудный потенциал щелочного, кимберлитового

 и карбонатитового магматизма

Abstracts of International conference

Ore potential of alkaline, kimberlite

and carbonatite magmatism

Лампроиты Костомукшского рудного района, Западная Карелия

(минералогия и 3-D технология исследования)

Рудашевский В.Н.*,  Горьковец В.Я.**, Рудашевский Н.С*, Попов М.Г.**, Раевская М.Б.**

*ООО РС+, Санкт-Петербург, Россия, **Геологический ин-т Карельского НЦ РАН, Петрозаводск, Россия

vlad.rudashevsky@gmail.com

В Костомукшском рудном районе (Западная Карелия) установлены различные щелочные и субщелочные интрузивные породы, в том числе лампроиты и кимберлиты (Горьковец и др., 1981, 2007; и др.). Выявлены более 110 даек лампроитов мощностью 0.5-4 м. Эти породы локализованы в толщах позднеархейской (2.8 млрд лет; Щербак и др. 1986)  гимольской серии (магнетитовые кварциты, слюдистые кварц-полевошпат-биотитовые и углеродсодержащие филлитовидные сланцы  с пирротиновой минерализацией) и среди секущих эту толщу тел перидотитов коматиитового ряда. Абсолютный возраст лампроитов (по флогопиту) 1230 млн лет, что определяется рифейским позднепротерозойским этапом протоактивизации Карельского кратона  (Горьковец и др. 1981).

Изучены (3D-минералогическая технология: электронно-микроскопические и микрозондовые исследования шлифов породы, однослойных шлифов тяжелых концентратов и отобранных из концентратов зерен, реконструкция минеральных парагенезисов; Rudashevsky e. a., 2002; Рудашевский, Рудашевский, 2007; и др.) керновые пробы (весом ~2.5 кг) лампроитов двух дайковых тел мощностью 1.6-2.1 м: 1) обр. 597 - локвлизованных в породах гимольской толщи  и 2) обр. 572 – локализованных в  коматиитах.

Породы относятся к семейству высокомагнезиальных (MgO  19.9-23.6  мас. %), щелочных-калиевых (K₂O 4.4-5.9 мас. %, K₂O/Na₂O >30), бедных кальцием и алюминием (CaO 4.5-4.7 мас. %; Al₂O₃  4.2–7.75 мас. %) пород, то есть к классическим лампроитам (Богатиков и др., 1991).. Они обладают умеренной кремнекислотностью (SiO₂ 41.7-42.2 %). По коэффициенту агпаитности (калиевой) Ka = (Na₂O+K₂O) /Al₂O₃ обр. 597 может быть отнесен к миаскитовым лампроитам (Ka = 0.8), а обр. 572 – к агпаитовым лампроитам (Ka =1.1).

Эти лампроиты – среднезернистого сложения, структура порфировидная. Породы интенсивно измененные. Порфировые вкрапленники размерами 30-500 мкм, полностью замещенные вторичными минералами (обр. 597 – сапонит и кальцит, обр. 572 – серпентин и кальцит), погружены в слюдистую основную массу, которая, как и вкрапленники, содержит мелкие (<50 мкм) включения различных акцессорных минералов. Другие породообразующие минералы в шлифах обеих пород не установлены. Тяжелые концентраты сложены различными акцессориями, в меньшей мере реликтами первичных минералов этих лампроитов.

Реконструкции первичных минеральных парагенезисов позволяют определить обр. 597 как сильно измененный санидин(?)-амфибол-флогопитовый основной лампроит, а обр. 572 – как измененный оливин-диопсид-флогопитовый ультраосновной лампроит (по номенклатуре А.О. Богатикова и др., 1991).

Первичные слюды (флогопит, тетраферрифлогопит) – высокомагнезиальные (MgO_ср. 22.3 %), титанистые (TiO_2ср. 4.9 %), бедные алюминием (Al₂O_3cр. 6.4 %), содержат примесь BaO (до 1.3 %). Амфиболы – моноклинные изоморфного ряда эденит-ферроэденит и ромбические (грюнерит). Диопсид – высокомагнезиальный, бедный Al₂O₃ и Al^IV. Калишпат (санидин?) содержит примесь Fe₂O₃. Оливин высокомагнезиальный: mg = Mg/(Mg+Fe) = 0.92-0.94.

Акцессорные минералы в обр. 597 следующие: анатаз (Nb₂O_5ср. 1.2 %), рутил (Nb₂O₅ср. 1.3 %), апатит (SrO_ср. 3.2 %; CeO₂ср. 0.7 %), кальцит-Sr (SrO_ср. 8.2 %), монацит-(Ce,La,Nd,Pr), хромшпинелиды, барит, генримеерит (Ba,K)(Ti,Fe²⁺)₈O₁₆, прайдерит(?) (K,Ba)_1+x(Ti,Fe²⁺)₈O₁₀, баотит (Ba,K)₄(Ti,Nb)₈Si₄O₂₈Cl, алстонит/баритокальцит BaCa(CO₃)₂, стронцианит-(Ca,Ba,Ce), циркониевые Na-Ca- и Ca-K-силикаты, магнетит («пузыри»), сульфиды (пирит, халькопирит, пентландит, галенит, сфалерит, миллерит), самородное железо (“микрокапли” и зерна неправильной формы), сплавы (Fe,Cr,Ni) и (Cu,Ni), вюстит, самородные медь и олово; в обр. 572 – хромшпинелиды, ильменит-(Mg), гейкилит, ильменит-(Mn), апатит (SrO_ср. 2.0 %; CeO_2ср. 0.7 %), магнетит, бадделеит, циркон, барит, анатаз (Nb₂O₅ 0.6 %),  генримеерит, гиалофан (K,Ba)(Si,Al)Si₂O₈, Ce-Nb-Sr-Nd-содержащий перовскит, неназванный CuLa₂O₄, сульфиды, арсениды и арсенид-сульфиды (пирротин, пентландит, халькопирит, галенит, сфалерит, никелин, маухерит, кобальтин и герсдорфит; встречаются «микрокапли» и зерна неправильной формы), самородные медь и олово.

Первичные породообразующие силикаты (слюды, диопсид, оливин и калишпат) и основные акцессорные минералы (хромшпинелиды, апатит, анатаз, рутил) по особенностям химического состава хорошо сопоставляются с соответствующими минералами классических лампроитовых объектов Австралии, США, Испании, Гренландии, Африки и Антарктиды. Собственно бариевые, стронциевые, циркониевые и редкоземельные акцессорные минералы, как и редкометальные примеси в апатите, анатазе, рутиле, перовските и в кальците, ярко подчеркивают редкометально-редкоземельную специализацию изученных пород, характерную для всех лампроитов (Джейкс и др., 1989; Богатиков и др., 1991; и др.).

В тяжелыx концентратах изученных лампроитов выявлены характерные ксенокристы глубинных пород: а) хромдиопсид (5-7 мол. % космохлорового  и  6-10 мол. % жадеитового компонентов), определена примесь K₂O_ср. 0.33 % (обр. 597); б) пироп (обр. 597 - mg = 0.87, Cr₂O₃ 7.3 %, CaO 4.5 %); в) хромшпинелиды, в том числе и высокохромистые (до 66.5 % Cr₂O₃), г) ильменит-(Mg) и гейкилит (обр. 572), д) альмандин, е) корунд (обр. 597). Большинство из них имеют источником, видимо, мантийные ксенолиты, а альмандин захвачен из метаморфических пород кристаллического фундамента (Соболев, 1974). Эти ксенокристы доказывают мантийный источник магматического очага для изученных лампроитов и возможное обнаружение в них алмаз-содержащих ксенолитов.

Вместе с тем, нельзя не заметить не характерные для классических лампроитов существенные минералогические особенности изученных пород: в обр. 597 - 1) присутствие моноклинных амфиболов эденит-ферроэденитового ряда и ромбического железистого амфибола (грюнерита) вместо типичных для лампроитов (Джейкс и др., 1989; Богатиков и др., 1991; и др.). высокомагнезиального диопсида и Ti-K-рихтерита; 2) наличие  «микрокапель» магнетита; 3) присутствие самородного железа (в том числе в форме «микрокапель») и зерен сплава (Fe,Cr,Ni); в обр. 572 - 1) присутствие «микрокапель» сульфидов  (пирротин+пентландит+галенит; халькозин+Cu) и 2) наличие Ni-арсенидов (никелин и маухерит, в том числе «микрокапель») и Ni-Co-сульфид-арсенидов (кобальтин и герсдорфит).  

Отмеченные изменения состава связующей массы обр. 597 по сравнению с типовым лампроитом могли быть результатом раскисления (повышения активности кремнезема) и роста железистости исходного расплава при захвате материнской магмой и контаминации ксенолитов вмещающих пород - железистых кварцитов и кварц-полевошпат-биотитовых сланцев с углеродом и с сульфидной минерализаций (породы гимольской серии). Взаимодействие лампроитовой магмы с углеродсодержащими сланцами приводило к появлению резко восстановительного флюида и кристаллизации самородных металлов, в первую очередь, самородного железа. Лампроиты обр. 572, видимо, обогащались Ni, Co и As при контаминации фрагментов вмещающих их коматиитов. Высокотемпературный характер взаимодействия лампроитовой магмы с вмещающими породами документируется наличием микроглобул («микрокапли» расплава) магнетита, самородного железа, сульфидов и никелина.

Различия по химическому и минеральному составу изученных лампроитов, по-видимому, могут быть результатом не только глубинной дифференциации первичного расплава (Митчел, 1988), но в значительной мере определялись и процессами контаминации материнской магмой вмещающих лампроиты боковых пород.

Использование разработанной 3D-минералогической технологии позволило определить даже в столь сложных сильно измененных породах 38-40 различных минеральных видов, в том числе наиболее характерных для лампроитов (в шлифах этих пород встречены только 16-18) а два акцессорных минерала (CuLa₂O₄ и собственно калиевый титанат), возможно, являются новыми минеральными фазами. Столь полные минералогические данные, сохраняющие уникальные онтогенические признаки минералов, дали возможность провести реконструкцию минеральных парагенезисов всех этапов формирования этих лампроитов и получить реальные доказательства их потенциальной алмазоносности.

Изученные лампроиты, как и кимберлиты Фенно-Карельской провинции (Горьковец и др., 2007), могут представлять новый потенциальный источник алмазов в Российской Федерации.

Литература

Богатиков О.А., Рябчиков И.Д., Кононова В.А. и др. Лампроиты. М. Наука. 1991. 302 с.

Горьковец В.Я., Раевская М.Б., Белоусов Е.Ф. и др. Геология и металлогения района Костомукшского железорудного месторождения. Петрозаводск, «Карелия», 1981. 143 с.

Горьковец В.Я., Раевская М.Б., Попов М.Г. и др. Прогнозы алмазоносности Карельского региона Фенноскандинавского щита // Геодинамика, магматизм, седиментогенез и минерагения Северо-Запада России. ИГ Кар НЦ РАН. 2007. Петрозаводск. С.110-113.

Джейкс А., Луис Дж., Смит К. Кимберлиты и лампроиты Западной Австралии. М. Мир. 1989. 430 с.

Митчел Р.Х. Лампроиты – семейство щелочных горных пород //Записки ВМО. 1988. Ч. 117. Вып. 5. С. 575-586.

.Рудашевский Н.С., Рудашевский В.Н. Устройство для разделения твердых частиц // Патент на полезную модель №69418. РФ. 2007.

Соболев Н.В. Глубинные включения в кимберлитах и проблема состава верхней мантии. Новосибирск: Наука. 1974. 264 с.

Щербак Н.П., Горьковец В.Я., Додатко А.Д. и др. Схема корреляции стратиграфических подразделений железисто-кремнистых формаций докембрия европейской  части СССР // Геологический журнал. 1986. Т.46. № 2. С. 5-17.

Rudashevsky N.S., Garuti G., Andersen J.C.Ø. e a. Separation of accessory minerals from rocks and ores by hydroseparation (HS) technology: method and application to CHR-2 chromitite, Niquelândia, Brazil // Trans. Inst. Min. Metall. (Section B: Appld. Earth Sci.). 2002. V. 111. P. B87-B94.