Содержание к диссертации
Введение
Глава 1. Изученность пегматитов основного состава расслоенных интрузивов .
1.1. Мончегорский плутон.
1.2. Интрузив Панских тундр .
1.3. Имандровский лополит
Глава 2. Геологическая позиция пегматитов в структуре платинометальных зон 24
2.1 Критический горизонт Мончегорского плутона.
2.2 Нижний расслоенный горизонт интрузива Панских Тундр .
2.3. Нижняя расслоенная зона Имандровского лополита 48
Глава 3. Петрография и минералогия
3.1. Характеристика минерального состава вмещающих пород
3.2. Петрографо - минералогическая характеристика пегматитов основного состава дифференцированных серий
3.2.1. Пегматоидные породы эндоконтактовых зон.
3.2.1.1 Габбронорит-габбро-диориты придонной зоны Имандровского лопо лита
3.2.1.2. Пегматоидные нориты критического горизонта Мончеплутона 59
3.2.2. Остаточно - магматические габбронорит- и габбро - диорит пегматиты 64
3.2.3. Пегматоиды - продукты кристаллизации дополнительных субфаз 6
3.3. Пегматоидные породы дайкового комплекса 70
Глава 4. Петрохимия
4.1. Характер распределения петрогенных элементов и платиноидов в пегматоидных породах зон эндоконтакта ; 92
4.2. Особенности накопления элементов в остаточно-магматических габбронорит- и габбро-диорит-пегматитах
4.3. Петрохимические особенности пегматоидных пород НРГ - продуктов кристаллизации дополнительных субфаз 101
4.4. Основные закономерности распределения петрогенных, редких и рудных элементов в пегматоидных породах дайкового комплекса 102
Глава 5. Петро- и рудогенезис
5.1. Факторы магматической эволюции
5.1.1. Кристаллизационная дифференциация :
5.1.2. Ликвация
5.2. Роль пегматитового процесса в формировании платинометального оруденения 125
Заключение ; ; 131
Список использованной литературы
- Интрузив Панских тундр
- Нижний расслоенный горизонт интрузива Панских Тундр
- Габбронорит-габбро-диориты придонной зоны Имандровского лопо лита
- Петрохимические особенности пегматоидных пород НРГ - продуктов кристаллизации дополнительных субфаз
Интрузив Панских тундр
Интрузив Панских Тундр площадью 200 км при протяженности 40 км и ширине 5 км располагается в пределах северного борта Имандра-Варзугской зоны [Имандра - Варзугская.., 1982] в 100 км к востоку от Мончеплутона и залегает между осадочно-вулканогенными отложениями раннего протерозоя и щелочными гранитами архея с возрастом 2630 ±31- 2606 ± 48 млн. лет (и - РЬ, цирконы) [Galymzyanova, Bayanova, 1999; Баянова и др., 1999] (Рис. 3).
Геология. Интрузив известен с 1898 г. со времени пионерских исследований П.Б. Рип-пас и А. А. Носкова. В XX - ом веке интрузив в разные годы с целью поисков сульфидных Си -Ni руд изучали СМ. Рутштейн (1932), Т.Н. Иванова (1950), А.И. Богачев с коллегами (1951 -1953), В.В. Проскуряков (1964, 1967), А.Ю. Одинец (1968, 1971), Е.К. Козлов (1973) и другие исследователи, К началу 70-х гг. прошлого века относится выделение в интрузиве восточного и западного типов разреза, верхнего (ВРГ) и нижнего (НРГ) расслоенных горизонтов, содержащих убогое вкрапленное Си - Ni оруденение [Одинец, 1971ф; Козлов, 1973]. Интенсивный период научных изысканий инициирован в 1988 г. учеными ГИ КНЦ РАН в связи с установлением в пределах НРГ высоких концентраций платиновых металлов [Веселовский и др., 1988]. Полученные за прошедший период новые данные по петрологии, геохронологии и ру-догенезу систематизированы в работах [Митрофанов и др., 1989ф; Корчагин и др., 1994; Гончаров и др., 1994; Balabonin et al., 1994; Карпов, 1999; Mitrofanov, Bayanova, 1999],
Основной объем интрузива слагают габбронориты, разрез которых различен в восточном и западном его блоках. В геологическом разрезе западного блока выделяются нижний (НРГ) и верхний (ВРГ) расслоенные горизонты, делящие габбронориты на нижнюю и верх 18 нюю толщи однородного строения и более сложно построенную главную толщу [Митрофанов и др., 1999]. В основании главной толщи залегает горизонт грубозернистых лейкогаббро, выше по разрезу располагаются тела ильменит - магнетитовых габбро, ксенолиты шпинель - кордиеритовых роговиков [Одинец, 1971ф; Карпов, 1999]. В строение ВРГ принимают участие габбронориты, находящиеся в интрузивных взаимоотношениях с анортозитами, троктолитами и оливиновыми габброноритами [Латыпов и др;, 19996]. В строении НРГ принимают участие слои лейкогаббро - анортозитов общей протяженностью 16 км [Balabonin et al., 1994; Корчагин и др., 1994]. Е.К.Козлов (1973) происхождение пород НРГ связывал с внедрением второй фазы габброноритового расплава (всего выделяется три фазы). В альтернативной версии НРГ рассматривается в качестве временного дна кристаллизующейся камеры, на уровень которого поступала дополнительная порция габброноритового расплава [Латыпов и др., 1999а]. Существует также мнение о двухкамерном строение западного блока интрузива, согласно которому НРГ приурочен к нижней магматической камере [Карпов, 1999].
В разрезе восточного блока выделены (снизу вверх): габбронориты эндоконтакта; оливиновый слой (5 - 10 м); трахитоидные габбронориты, две пачки грубозернистых лейкогаббро и прослои оливиновых габброноритов [Одинец, 1971ф]. Формирование этой серии пород предполагается посредством нескольких фаз внедрения [Козлов, 1973],
Временной диапазон формирования расслоенной серии интрузива составляет порядка 50 ± 20 млн. лет [Mitrofanov, Bayanova, 1999]. U - Pb возраст габброноритов НРГ равен 2491 ± 5 млн. лет (по циркону и бадцелеиту) [Баянова и др., 1994], анортозитов ВРГ - 2447 ± 12 млн. лет [Mitrofanov, Bayanova, 1999]. Sm - Nd возраст интрузива равен 2487 ± 51 млн. лет, е Nd2487±si составляет-2,1 ±0,5 [Balashov et al., 1993].
Интрузив разбит крупными нарушениями северо-восточного направления на массивы - блоки, смещенные друг относительно друга (Рис. 3), и интересен своим платинометальным эрудением стиллуотерского типа, сосредоточенном, главным образом, в породах НРГ и ВРГ. Пегматитовые тела, представленные жилами габброноритов и габбро, считались производными заключительного этапа развития интрузива [Одинец, 1971ф; Козлов, 1973]. Позднее были изучены пегматоидные плагиопироксениты (меланориты, примечание автора) Беселовский и др., 1988; Митрофанов и др., 1989ф; Митрофанов и др., 1994] етасоматического генезиса [Латыпов и др., 1999а]. Автором работы были изучены шивиновые габбронориты, магнетитовые габбро, пижонитовые габбронориты НРГ, средней :олщи, ВРГ и массива Чуарвы, что позволяет предполагать формирование расслоенной ;ерии интрузива посредством нескольких фаз внедрения.
Геологическая карта пегматитовых проявлений интрузива Панских Тундр. Составлена Р.М.Галимзяновой по данным [Одинец, 1971ф; Митрофанов и др., 1989ф; Митрофанов, Радченко, 1994]. Архей: 1 - гнейсы, амфиболиты; 2 - щелочные граниты; 3 - ранний протерозой, вулканогенно-осадочные отложения. 4 - габбронориты; 5 - нижний расслоенный горизонт; б - оливиновые кумулаты ВРГ и массива Чуарвы; 7 - магнетитовое габбро; 8 - грубозернистое лейкогаббро; 9 - выявленные пегматитовые проявления; 10 - границы установленные и предполагаемые; 11 - технические нарушения, в том числе отдешифрированные. 1.3. ИМАНДРОВСКИЙЛОПОЛИТ
Геология. Имандровский лополит по особенностям состава слагающих его пород, металлогении и возрасту отличается от Монче плутона и Панского интрузива. Этот самый крупный интрузив Кольской платинометальной провинции площадью 600 км2 прорывает ме-тавулканиты сейдореченской свиты раннего протерозоя Имандра - Варзугской зоны и, частью, нерасчлененные гнейсы архейского возраста [Имандра-Варзугская.., 1982; Докучаева и др., 1980, 1985]. Лополит относится к позднесумийским образованиям и рассечен дайками титанистых долеритов - комагматов томингской вулканогенной толщи, завершающей карельский разрез зоны Имандра - Варзуга [Митрофанов и др., 1995]. Лополит изучали М.М. Козлов, Л.Н. Латышев, И.С. Бартенев, Х.Т. Шляхова, СМ. Костин, В.И. Павловский, B.C. Докучаева, А.А. Жангуров, Ж.А. Федотов, В.В. Шолохнев (1992) и другие исследователи.
Первые этапы его исследования относятся к концу 70-х гг., когда в процессе изучения никеленосности базит - ультрабазитовых тел Мончегорского рудного района впервые появились сведения о проявлениях хромита и титаномагнетита в ряде массивов на прилегающей с юга территории. В 1980 - 1985 гг. разрозненные массивы объединили в единый «хромитонос-ный норит - габброноритовый комплекс» (лополит) [Докучаева и др., 1980], «Имандровский комплекс диорит - габбро - диоритов» [Имандра - Варзугская.., 1982] и «Имандровский лополит» [Докучаева и др. 1985]. Главным аргументом послужило сходство строения разреза структурной позиции и состава стратиформного оруденения в северной и южной группе тел, идентичность состава слагающих их пород и встречный характер погружения магматической расслоенности. Более поздние геолого - разведочные работы по оценке запасов оксидно -хромовых руд подтвердили правомерность такого шага [Шолохнев 1992(Ы.
Нижний расслоенный горизонт интрузива Панских Тундр
Первые исследователи придавали важное генетическое значение фактам структурного контроля размещения Си - Ni инъекционных руд и присутствию в них включений карбонат-гиликатного состава, предполагая их происхождение за счет ликвационной дифференциации рудных габброидов [Котульский, 1946; Мурашов, 1946] и рассматривая по аналогии с жильными сульфидами массивов НКТ и Сопча в качестве эпигенетических образований.
Тектоника. Согласно данным структурного бурения, строение тектонической депрессии обусловлено блоковыми подвижками [Иванова, 1948ф; Елисеев и др., 1956; Старицина, 1959ф; Рутштейн и др., 19б4ф; Чуманова, 1970ф; Бартенев, 1971ф]. Дно массива Нюд в центральной части опущено относительно восточного борта на десятки метров. На широте месторождений Терраса и Нюд - II дно осложнено скрытой флексурой субширотного направления (280 - 300), в результате чего гнейсы архейского фундамента южного её борта приподняты более чем на 110 м. В рельефе южного склона г. Нюд флексура выражена крутыми уступами. Геологическое строение этого участка плутона, пространственное положение скрытой флексуры, сульфидных руд и абсолютные глубины подошвы массива приведены на Рис. 5.
Согласно данным Э.Н. Елисеева и Е.К. Козлова (1956), месторождение Нюд - II является местом пересечения трещин разных направлений и углов наклона. Контуры рудных тел параллельны то одной, то другой, то третьей системе трещин, что указывает на рудолокали-зующее значение тектонических нарушений. По данным статистического анализа [Бартенев, Докучаева, 1975], рудовмещающие полости располагаются под небольшим углом к плоскости текстур магматического течения, поперечных Q (320 - 340) и продольных S (30 - 70) первичных трещин массива Нюд. Крупные сульфидные гнезда и жилы вытягиваются вдоль субвертикальных (60 - 90) трещин северо - западного и субширотного (280 и 60 - 70) простирания, частью, лежат полого (12 - 16) в основании крупных глыб-экранов вмещающих пород. Проводящие жилки ориентированы преимущественно меридионально и, частью, в северо -западном направлении (345), часто ветвятся и быстро выклиниваются [Елисеев и др., 1956]. В региональном плане простирание рудных тел совпадает с направлениями Лампрофирового и Центрального сбросов (335 - 350) и скрытой флексуры фундамента (280 - 300). Аналогичным образом ориентированы Си - Ni инъекции в экзоконтакте массива Нюд (280, 320 и 82) [Рутштейн и др., 1964ф]. Перечисленные особенности указывают на то, что сульфиды внедрились в массив, разбитый на блоки нарушениями сбросо - сдвигового характера [Галимзянова, 2000].
Пегматиты основного состава в объеме пород горизонта составляют менее 1 %. Они слагают жилы изменчивой морфологии, мощности и текстуры и, как правило, залегают гипсометрически выше или в непосредственной близости от рудных тел, не распространяясь вы ше эндоконтактовой зоны норитового мегаритма. По характеру взаимоотношений с вмещающими породами и инъекционными сульфидными рудами, особенностям пространственной локализации, по минеральному составу выделяются пегматоидные нориты, габбронорит-пегматиты и рудные пегматоиды.
Пегматоидные нориты и габбронорит - пегматиты пространственно тесно связаны с кварцевыми норитами, что свидетельствует о литологическом контроле и генетической общности этих пород. Пегматоидные нориты представляют собою апофизы-дайки кварцевых но-ритов мощностью 0,01 - 1,5 м и протяженностью до 5 м, так как прорывают апикальную зону ультраосновного тела (Рис. б). Апофизы выполняют ступенчатые полости, четко ограниченные трещинами, что свидетельствует о затвердевшем состоянии гарцбургитов к моменту внедрения норитов. Эти грубозернистые, неоднородного строения породы с размером зерен 1 - 5 см. характеризуются дифференцированным строением. Маломощные апофизы обладают ме-ланократовым составом и иногда содержат 3 % вкраплений халькопирита. В раздувах одной и той же мощной дайки дифференцированного строения устанавливается меланократовая и лейкократовая внутренняя зоны грубозернистого сложения, что свидетельствует о фракционной дифференциации норитового расплава в замкнутой полости.
Габбронорит - пегматиты залегают среди мелкозернистых кварцевых норитов месторождения Терраса (Рис. 5, знак № 5). Это грубо - гигантозернистые жилы, массивной, частью, трахитоиднои текстуры, мощностью 0,25 - 1,3 м и протяженностью 15 м. Жилы выполняют трещины вязкого разрыва и, если залегают полого, обладают сложным контуром (Рис. 8) благодаря тому, что эродированы параллельно своей осевой плоскости. Породы дифференцированы: наблюдается постепенная смена меланократовых составов на лейкократовые к центру жил состава габбро-диорита. Трахитоидная текстура пологих тел обусловлена параллельной ориентировкой шестоватых сростков пироксенов длиной 25 см. Сростки пироксенов полого погружаются на юг (190) под углами 5 - 25 и свидетельствуют о направленном их росте в процессе медленного движения магматической матрицы. Жилы преимущественно простираются параллельно направлению Лампрофирового сброса (330), причем ориентировка шестоватых сростков пироксенов (190) перпендикулярна направлению скрытой флексуры (280). Это свидетельствует о том что подвижки вдоль сбросов имели место уже в период частичного затвердевания норитов [Галимзянова, 2000].
Рудные пегматоиды характеризуются бурой окраской вследствие вторичных изменений сульфидов и магнетита. Они прорывают все породы горизонта, за исключением сульфидных гнезд, в непосредственной близости от которых располагаются. Рудные пегматоиды на верхних эшелонах месторождений представлены дайками мощностью 35 см и протяженностью 5 м. Контуры крутопадающих тел четкие, лежачий бок пологих - резкий, висячий - менее четок, благодаря развитию околожильных изменений. Грубозернистая текстура (размер зерен минералов составляет 3 см) обычно наблюдается в раздувах и в местах развлетвления жил. Данные породы выполняют всю наблюдающуюся сеть трещин, что свидетельствует о тектоническом контроле их локализации. Эти породы нигде не пересекают и не пересекаются сульфидными гнездами и в отдельных случаях являются их апофизами. В этом случае устанавливается чередование сульфидной и силикатной массы в одном и том же теле (Рис. 8). что является признаком одновременности их образования.
Околожильные изменения развиты преимущественно в верхнем экзоконтакте пологих тел на мощность до 2 см и не наблюдались в экзоконтакте вертикальнопадающих жил. Слепые тонкие апофизы (0,5 см) сопровождаются гораздо более мощными ореолами изменений, ширина которых по обе стороны от контакта достигает 0,5 см. Эта особенность свидетельствует о том что флюиды опережали продвижении основного объема расплава и задержива-листь экранированными полостями ПРоХОДЯ транзитом через вертикальные каналы В экзоконтакте обычно развиваются альбит, тальк, амфибол, дисперсный пирротин, реже, биотит, что указывает на внедрение пегматитов в затвердевшие вмещающие породы.
Рудные пегматоиды по минеральному составу подразделяются на сульфидно - магнети-товые габбронориты и сульфидные нориты. Первые встречаются на месторождении Терраса, вторые - на месторождении Нюд - II. Пегматоиды месторождения Терраса содержат до 15 % вкрапленников магнетитового состава колломорфного строения как и в сульфидно - магнети-товой залежи. В сульфидных норитах месторождения Нюд - II главным рудным минералом является пирротин (60 - 45 %), образующий крупные гнезда размером 1,5 - 8 см и содержащий 40 - 55 % крупных (1,5 см) включений плагиоклаза и ортопироксена.
Габбронорит-габбро-диориты придонной зоны Имандровского лопо лита
Слой органично вписывается в структуру расслоенности как бы «пленкой» оконтуривая в его подошве ячеистые сегменты (Рис. 11). В местах, где пегматоид отсутствует, в габброно-ритах эндоконтакта появляются грубозернистые шлиры хромшпинелид-силикатного состава. Морфологические особенности пегматоидного тела значительно отличаются от морфологии других пегматитовых образований (сравни Рис. 11 и Рис. 12).
Габбро - диорит - пегматиты представляют собою жилы лейкократового облика, грубозернистой текстуры с размером зерен 2 - 5 см. Пегматиты характеризуются изменчивой морфологией, так как часто располагаются в местах пересечения субвертикальных трещин вязкого разрыва, ориентированных вкрест и по простиранию расслоенности вмещающих пород. Нижняя и верхняя части жил разветвляются на тонкие прожилки, переходящие к центру в сплошное четко ограниченное тело мощностью 0,5 - 25 см и протяженностью до 5 м. Часто наблюдаются ступенчатые изгибы благодаря чередованию мощных и пережатых полостей, что свидетельствует о блоковых движениях вдоль плоскости разрывов (Рис. 12 д). Нередко в таких местах наблюдается утонение и подворот слоев вмещающих пород. Практически повсеместно можно наблюдать значительные вариации минерального состава. В пережатых полостях состав пород более лейкократовый (полевые шпаты, Fe - Mg слюды, кварц), в то время как мощные дифференцированы на меланократовую внешнюю и лейкократовую центральную зоны.
Пегматоидные оливиновые габбронориты залегают в массивах Большая Варака и Ум-бареченский. Они слагают пластовые тела мощностью 0,8 - 1,5 м общей протяженностью до 3 км, а также маломощные (1-10 см) подводящие даечки сложной морфологии. Породы характеризуются грубозернистой (1,5-3 см) текстурой и тонкорасслоенным строением, благодаря чему отчетливо выделяются на фоне вмещающих пород. Пегматоидные тела залегают в кровле под вторым оксидным слоем, в норитах третьего ритма и в габброноритах Главной зоны, В висячем боку пегматоидов, как правило, отмечается зона термального изменения боковых пород мощностью до 1 см, которая состоит из грубых перекристаллизованных зерен хромшпи-нелида, что наряду с характером секущих взаимоотношений позволяет относить их к поздним членам жильной фации лополита.
Таким образом, пегматиты основного состава придонной зоны лополита представляют собою породы различного состава и генезиса. Совокупность таких признаков пегматоидной породы основания кумулусного разреза как выдержанное развитие по латерали, тесное пространственная ассоциация с хромититовым горизонтом и наличие хромшпинелидов позволяют относить данное образование к членам расслоенной серии и связать их происхождение с механизмом дифференциации расплава придонной зоны. Эти породы являются наиболее ранними продуктами пегматитового процесса. Жилы габбро-диоритов представляют собою более оздние образования высокоэволюционированного состава, близкие породам кумулусной зоны по абору слагающих минералов. Оливиновые габбронориты относятся к более поздней жильной грии лополита.
Выводы. Результаты геологических исследований платинометальных зон Мончегорского, Ганского и Имандровского расслоенных интрузивов показывают, что в их пределах развиты егматиты основного состава, характеризующиеся общностью пространственной позиции и арактером геологических взаимоотношений с вмещающими породами. На основании становленных характеристик можно выделить две группы пород, объединенных в следующие [етыре геолого - генетических типа (от ранних к поздним):
А. Пегматитовые тела дифференцированных серий интрузивов. 1. Пегматоидные породы эндоконтактовых зон. Эти образования приурочены к основанию сумулусного разреза, либо залегают в зоне интрузивного контакта пород двух крупных легаритмов. Они образуют либо тонкие слои конформные расслоенное кумулатов, либо -нггрудируют подстилающие породы. К представителям данного типа относятся пегматоидные "аббронорит-, габбро-диориты и нижний пласт хромититов Имандровского лополита и апофизы кварцевых норитов критического горизонта Мончеплутона. Структурное положение пегматитовых тел, по - видимому, обусловлено процессами дифференциации материнского расплава в условиях резкого охлаждения [Галимзянова, Савченко, 1999, 2000; Галимзянова, 2000]. 2. Остаточно - магматические габбронорит - и габбро - диорит - пегматиты слагают дискордатные жилы в пололстях трещин вязкого разрыва и минералогически блтзки боковым поролам. Подобные образования известны в разрезах многих расслоенных интрузивов. 3. Представителем третьего типа являются пегматоидные оливиновые габбронориты НРГ Панского интрузива. Интрузивные взаимоотношения с вмещающими породами и минералогическая близость породам верхних уровней интрузива позволяют рассматривать эти породы в качестве жильных образований, связанных с формированием дополнительных субфаз.
Породы данной группы прослеживают ранний этап фракционирования исходного материнского расплава в зонах эндоконтакта (а); периоды деформации полузатвердевших кумулусных пород (б) и эпизоды внедрения дополнительных субфаз.
Б. Пегматоидные тела поздней дайковой серии: дайки рудных пегматоидов Мончеплутона, меланоритов НРГ Панского интрузива и оливиновых габброноритов Имандровского лополита термально воздействуют на вмещающие породы, в ряде случаев (рудные пегматоиды Мончеплутона) устанавливается структурно-минералогическое их единство с распространенными за пределами плутона породами дайковой серии.
Петрохимические особенности пегматоидных пород НРГ - продуктов кристаллизации дополнительных субфаз
Кроме того, в плагиоклазе вмещающих габброноритов установлены повышенные концентрации водорода и восстановленных форм углерода [Орсоев и др., 1996]. Как известно, FeO является одним из примесных компонентов, изоморфно входящих в решетку плагиоклаза [Ефимов, 2000], либо образующих соединение состава C[R2+Si208] [Чернышев, Дмитренко, 1979]. Экспериментально показано, что при кристаллизации твердых растворов в неконвектирующих средах примесные компоненты вызывают появление зональности кристаллов по составу или по окраске [Перчук, Рябчиков, 1976; Аполлонов, 1999]. Частота и ши- . рина ритмов при этом зависит от скорости кристаллизации минерала. Окраска полевого шпата может быть обусловлена также и незначительной примесью С02 (0,05 %), восстановленного в присутствии.Нг [Персиков и др., 1986]. Очевидно, реверсивный характер накопления железа в минерале, с учетом парагенетических соотношений его с ильменитом - концентратором FeO, экспериментальных [Перчук, Рябчиков, 1976; Аполлонов, 1999] и газово - хроматогра-фических [Орсоев и др., 1996] данных, объясняется восстановительной обстановкой в неконвектирующей среде минералообразования.
Минералы заключительной стадии кристаллизации породы представлены альбитом.(2 -5 «/о), кварцем, биотитом (0,5 %, 0,03 мае. % С1) и фтор-апатитом. Под микроскопом альбит окрашен в серый цвет, в минерале видна тонкая структура распада - индикатора принадлежности минерала к промежуточной серии твердых растворов Ог80 АЬг0 - Or3 АЬ95. Гоолубй ккарц прозрачен под микроскопом. Розовый титанит слагает зерна размером 0,02 - 0,5 см. Его состав отвечает (масс. %) 29,9 Si02, 39,6 ТІ0г, 1,2 А12O3, 1,0 FeO, 28,1 СаО. Биотит замещает ильменит, что свидетельствует о повышении активности водного флюида на заключительной стадии формирования породы. Температура кристаллизации пегматита, оцененная двупирок-сеновым термометром, составляет 943 С [Wood, Banno, 1973] и 983 С [Перчук, 1977].
Габбро-диорит-пегматиты Имандровского лополита обладают дифференцированным строением (Рис. 24). Краевая габброноритовая зона (зона А) постепенно сменяется центральной диорит - гранодиоритовой (зона Б). Модальный состав пегматита и других пегматитовых пород лополита приведен на Рис. 25, детали строения породы иллюстрирует Рис. 26.
Краевую зону пегматита слагают Лабрадор (15 %), диопсид (25 - 30 %), ортопироксен (5 %), сростки ильменита с цирконом и биотитом, апатит, микропегматитовые сростки кварца с калишпатом (10 %). В ортопироксене устанавливаются включения роговой обманки, кварца и олигоклаза. Внутренняя зона сложена микропегматитовой тканью (кварц + калиевый полевой шпат) (55 - 65 %), содержащей вкрапления эвгедрального андезина (15 - 35 %), реже, ди-опсида, акцессорные количества биотита, циркона, апатита и пирита (Рис. 24, зона Б). В целом, вариации минерального состава по зонам пегматита образуют тренд «габбронорит-лейкогаббро» (Рис. 25) и «диорит - кварцевый монцодиорит - гранодиорит».
Химические особенности ортопироксена пегматита близко отвечают ортопироксену интеркумулусного парагенеза III хромититов и крайним составам пироксена кумулусного па-рагенеза II вмещающих кварцевых норитов: En73Fs23,2Wo3,8 (f = 24,13 мол. %) и En70 8-74,2 Fs21 6. 24,9Wo4,i (г = 22,6 - 26 мол. %)) Подобными характеристиками обладает диопсид (En43,8 Fsз,3 Wo46,9, f = 17,55 мол. % и En81)6.g2)2Fs9,6.I2,8Wo44,6, f = 16 - 19,8 мол. %). Данные минералы обладают близкими концентрациями СаО (1,5 - 2,2 мае. %) и А12O3 (0,5 - 1,2 мае. %), что свидетельствует об их генетическом родстве. Температуры их кристаллизации составляют 880 С [Wood, Вашю, 1973] и 935 С [Перчук, 1977].
Лабрадор зонального строения в пегматите более натровый (52,5 - 21,2 мол. % An), чем во вмещающих породах (56 - 64 мол. % Ал). Повышенные содержания ортоклазового ми-нала (0,46 - 0,51) в минерале свидетельствуют о высоком парциальном давлении водного флюида. Калиевый полевой шпат состава Апо,зАЬ Огэо.з в проходящих лучах окрашен в мягкий розовый цвет, особенно интенсивный при вторичном изменении тонких структур распада. Минерал принадлежит к промежуточной серии твердых растворов Ог8оАЬ2о - Ог АЬ95 с температурой минимум-плавления 660 С.
Содержание Fe - Mg слюд составляет 500 г/т и положительно коррелируется с содержаниями калишпата. Минерал является индикатором повышенного давления Н20 в системе и, согласно данным [Larsen, 1976], становится главным при значении +5 соотношения в ней l/3Si02 +К2О - (CaO+FeO+MgO). В пегматите этот параметр равен +10,4. Минерал обладает дефицитом Al 1 и избытком ТЮг (7,76 мае. %), что обусловлено наряду с температурой высокой фугитивностью кислорода/о2, [Arima, Edgar, 1981; Robert, 1976] и окислительной обстановкой в минералообразующей среде. Железистость слюд коррелируется с железистостью породы (Рис. 27 - 29). Концентрации С1 в биотите (0,55 мае. %) значительно превышают таковые в Fe - Mg слюдах НРГ и Мончеплутона (менее 0,07 мае. %, см. Таблица 9 приложений).
Апатит размером 0,5 - 3 мм окрашен в темно-серый цвет и почти изотропен благодаря включениям ильменита и сульфидов. Измененные разности прозрачны, обеднены Fe, С1, LREE, что свидетельствует о выносе этих элементов. Содержание его составляет 1000 г/т. Минерал часто приурочен к андезиновой кайме (Р1 2) раннего плагиоклаза (Р1 1), что определяет время его выделения.Такая схема взаимоотношений минералов изображена на Рис.26 Ь.
Похожие диссертации на Пегматиты основного состава платинометальных зон Мончегорского, Панского и Имандровского расслоенных интрузивов : Петрология, критерии рудоносности
