CC BY
139
Новый генетический тип минерализации скандия в породах железорудного комплекса Ковдорского массива
Р.П. Лиферович1, В.В. Субботин1'2, Я.А. Пахомовский1, М.Ф. Лялина1
1 Геологический институт КНЦ РАН
Естественно-технический факультет МГТУ, кафедра геологии и полезных ископаемых
Аннотация. В пределах бадделеит-апатит-магнетитового месторождения, связанного с железорудным (фоскоритовым) комплексом Ковдорского щёлочно-ультраосновного массива, обнаружено проявление минерализации скандия неизвестного ранее генетического типа. Оно представлено претерпевшими гидротермальные изменения доломитовыми карбонатитами, в минерализованных полостях которых встречается новый водный фосфат скандия, ёнаит. Проявление приурочено к долгоживущему разлому, активность которого на посткарбонатитовом этапе приводила к катаклазу и гидротермальным преобразованиям жил доломитовых карбонатитов, конформных этой тектонической зоне и прилегающих к жилам фоскоритов. Важным фактором при формировании описанного проявления являлось значительное обогащение скандием метасоматически измененных фоскоритов с клиногумитом на завершающей стадии карбонатитового этапа и их постериорные гидротермальные преобразования. При взаимодействии гидротермальных растворов с этими породами происходило активное разложение минералов-носителей скандия в них (бадделеита, U-пирохлора и др.). Наиболее вероятной формой переноса скандия являлись хорошо растворимые сульфатные комплексы. Кавернозные тела доломитовых карбонатитов служили местом существования фосфатного барьера на пути движения скандийсодержащих растворов, что обусловило кристаллизацию ёнаита в полостях среди доломитовых жил и в прилегающих к ним фоскоритах.
Abstract. Scandium mineralization of a new genetic type has been discovered in the baddeleyite-apatite-magnetite deposit related to the Kovdor alkaline-ultrabasic massif, Kola Peninsula, Russia. It is represented by altered dolomite carbonatites containing a new mineral, juonniite in mineralised caverns. Juonniite occurrences are confined to a linear reactivated fault, which intersects phoscorites and carbonatites. Metasomatism of phoscorites caused almost a two-fold enrichment in Sc in clinohumite-bearing units. Late hydrothermal solutions affected cataclastic clinohumite-bearing phoscorites along the fault zone and the subsequent dissolution of sulphides and Sc-bearing minerals (e.g.: forsterite, baddeleyite, pyrochlore group minerals, etc.) was accompanied by mobilisation of traces of Sc, most likely, in the form of carbonate and sulphate. Fluorapatite-bearing altered dolomite carbonatites with abundant cavities provided the necessary conditions for the precipitation of scandium in the form of a hydrous phosphate, juonniite.
1. Введение
В природном балансе скандия доминирующая роль принадлежит породам, сложенным в основном железомагнезиальными силикатами. Характерно шести-семикратное превышение его кларка в основных породах (37 г/т) по сравнению с кислыми и щелочными (4.8 г/т) при среднем по литосфере 15.6 г/т (значения частных кларков приведены по Борисенко и др., 1991). В ходе протокристаллизации скандий полностью рассеивается в структурах мафических породообразующих минералов, являясь совместимым элементом в базитовых комплексах. При этом под совместимостью понимается распределение основной доли элемента в рассеянном виде на раннемагматическом этапе с уменьшением его содержания в поздних дериватах. С другой стороны, образование локальных аномалий, достаточных для формирования проявлений собственной минерализации скандия, достигается только в геохимических обстановках, связанных с кислыми, в единичных случаях - со щёлочно-ультраосновными породами (Борисенко, 1961; Emli, 1977; Борисенко и др., 1991), в которых этот элемент является резко несовместимым, то есть накапливается в конечных дериватах. За 120 лет, прошедших со времени открытия скандия, в природе обнаружено всего 7 минералов, в которых он имеет видообразующее значение. Известные генетические типы проявлений минералов скандия приведены в табл. 1.
Таблица 1. Генетические типы проявлений минералов скандия
Тип Собственно Sc минералы Парагенная ассоциация Примеры Оценка значимости
Биотитовые плагиомикроклиновые пегматиты Тортвейтит (Sc,Y)2Si2Ü7 Эвксенит, виикит, ильменорутил, монацит, берилл, циркон, биотит, скандиевый иксиолит Ивеланд, Норвегия; Бефанамо, Мадагаскар Небольшие месторождения тортвейтита
Карелия; Центральная часть Кольского п-ова Научно-минералогический интерес
Метасоматиты, связанные с кварцевыми порфирами Биотит, альбит, минералы U, турмалин, фтор-карбонаты REE Кумир, Горный Алтай Среднемасштабное рудопроявление тортвейтита
Карбонатиты щёлочно-ультраосновного массива Sc-иксиолит, Nb-рутил, доломит, анкерит, кварц, гематит, апатит о. Фен, Южная Норвегия Возможный источник скандиевого сырья
Миароловые пустоты гранитов и полости хрусталеносных пегматитов Баццит Be3(Sc,Al)2Si6O180.5H2O Кварц, адуляр, хлорит, гематит, кальцит Тавето, Швейцария Кентский массив, Казахстан Научно-минералогический интерес
Клевеландит-амазонитовые пегматиты Псевдоморфозы баццита по бериллу Телемарк, Норвегия
Жеоды альпийских гранитов Каскандит Ca(Sc,Fe)Si3O8*OH Джервисит (Na,Ca,Fe)(Sc,Mg,Fe)Si2O6 Кварц, ортоклаз, альбит Бавено, Италия
Кварцевые жилы Претулит Sc(PO4) Гояцит, крандаллит, циркон, флоренсит-(Се), ксенотим-fY) Штирия, Вост. Австрия
Жеоды в W-Sn грейзенах Колбекит Sc(PÜ4).2H2О Гояцит-горсейксит, апатит, триплит, монацит, ксенотим Тигриное, Сихотэ-Алинь
Коры осадочных фосфоритов Крандаллит, коллинсит, месселит, файрфильдит, апатит Файрфилд, Юта, США
выветривания карбонатитов Горсейксит, флоренсит, монацит, пирохлор, апатит Мрима-Хилл, Кения
? Томтор, Якутия Уникальное м-е Sc-Y-REE-Nb
Гидротермально измененные карбонатиты и фоскориты Енаит CaMgSc (PO4)2 (OH) • 4H2O Пирит, бобьерит, коллинсит, ковдорскит, римкорольгит Железорудный комплекс Ковдорского массива Требует дополнительного изучения
Примечание: использованы данные из работ: Ра1аскг а1. (1951); ЕшН (1977); МвШт а1. (1982); Волошин и др. (1991); Солодов и др. (1991); Лапин (1995); Кравченко и др. (1996).
До настоящего времени в пределах Кольского региона была известна лишь одна находка минерала скандия, тортвейтита, из плагиомикроклиновых пегматитов центральной части полуострова (Волошин и др., 1991). Минерал образует выделения размером до 30 мкм в срастании с гранатом и ильменорутилом. Этот минерал насыщен тонкими включениями скандийсодержащего иксиолита. В комплексах щелочно-ультраосновной формации известно единственное проявление скандиевой минерализации, представленное карбонатитами массива норвежского о. Фен, содержащими тортвейтит (Ешй, 1977). Этот минерал ассоциирует с обогащенными скандием колумбитом и ильменорутилом и образует тонкораспыленные включения размером 3-5 мкм, изредка до 15 мкм, в гипабиссальных доломитовых и анкеритовых карбонатитах. Средние содержания 8с в этих породах составляют 83 и 131 г/т соответственно (кларки концентрации, КК = 5 и 8.5).
В ходе работ последних лет нами обнаружена и изучается гидротермальная минерализация скандия принципиально нового типа в породах железорудного комплекса Ковдорского массива (Лиферович, 1995). Проявление представлено кавернозными доломитовыми жилами и фоскоритами в их экзоконтактах, претерпевшими постериорные тектонические воздействия и гидротермальные преобразования. В минерализованных полостях этих пород наблюдается новый фосфат 8с. Открытый минерал скандия относится к группе оверита, назван ёнаитом (щоппШе) и утвержден КНМ ММА в феврале 1997 г. (Лиферович и др., 1997). Находка ёнаита и понимание предпосылок его формирования вносит некоторые новые представления о геохимии скандия на поздних стадиях эндогенного минералогенеза.
2. Общая характеристика
Ковдорский массив, открытый в 1932 г., и его месторождения детально изучены и охарактеризованы в литературе (Римская-Корсакова, 1963; Кухаренко и др., 1965; Журавлева и др., 1976; Терновой, 1977; Дунаев, 1982; Эпштейн, Данильченко, 1988; Краснова, Копылова, 1988; Баянова и др., 1991; Балаганская, 1994; Дудкин, Кирнарский, 1994).
Массив интрудирует гнейсы и гранито-гнейсы беломорской серии верхнего архея и сопровождается ореолом фенитов шириной до 500 м. Крутопадающие контакты массива по геофизическим данным прослеживаются на глубину более 15 км, форма его типично штоковая. Строение массива в целом концентрически-зональное. Большая часть его сложена породами ряда оливинитов-клинопироксенитов (центральная часть) и ийолитами (периферия). Широко представлены также нефелиновые пироксениты, ийолит-мельтейгиты, турьяиты и породы железорудного комплекса (фоскориты и карбонатиты).
Ковдорский железорудный комплекс (рис. 1) расположен в краевой юго-западной части массива и представлен штоком фоскоритов и карбонатитов, внедрившихся по границе нефелиновых пироксенитов и ийолитов. Его структурное положение определяется узлом крупных линейных тектонических нарушений, осложненных серией кольцевых, конических и радиальных разломов (Дунаев, 1982). Шток имеет асимметрично-зональное строение и вытянут в субмеридиональном направлении на 1500 м при мощности от 150 до 800 м. Резкий раздув поперечного сечения штока наблюдается в его южной части и приурочен к пересечению рудоконтролирующих разломов. На глубину штокообразное тело фоскоритов сужается и имеет крутое склонение к югу. Фоскориты окаймлены ореолом мелкозернистых пород апатит-форстеритового состава, которые рассматриваются в качестве контактово-реакционных метасоматических образований по вмещающим пироксенитам и ийолитам (Терновой, 1977). Для фоскоритов характерны значительные колебания количественных соотношений слагающих их минералов: форстерита, магнетита, кальцита, апатита и флогопита. Ведущее положение среди фоскоритов имеют форстерит-магнетитовые, апатит-форстерит-магнетитовые и их кальцит-содержащие аналоги. Во всех этих породах присутствует флогопит зеленого цвета, характерным их акцессорным минералом является бадделеит (0.1 - 0.2 мас.%). В центре южной части фоскоритового штока залегают тела клиногумитсодержащих фоскоритов, отличающиеся сложной морфологией (рис. 1,2). Последние сформировались в результате метасоматической переработки кальцит-содержащих апатит-форстерит-магнетитовых фоскоритов. Метасоматоз пород сопровождался интенсивным новообразованием кальцита; замещением кристаллов форстерита клиногумитом; появлением характерного красного железистого флогопита, образующего частичные или полные псевдоморфозы по обычному зеленому флогопиту; развитием поздних генераций редкометальных минералов (позднего темного бадделеита-11, пирохлора и и-пирохлора, цирконолита), а также обогащением пород сульфидами, главным образом, пирротином и халькопиритом. К этой же части фоскоритового штока приурочена основная масса кальцитовых и доломитовых карбонатитов, которые образуют сеть субвертикальных жил в фоскоритах и представляют собой плотные светлоокрашенные породы, преимущественно массивной текстуры.
1 - тектонические нарушения;
2 - геологические границы; апатит-"франколитовые" породы: рыхлые (3), плотные (4);
5 - флюидно-эксплозивные брекчии;
6 - жилы доломитовых карбонатитов (вне масштаба);
7 - доломит-магнетитовые породы;
8 - тела клиногумитсодержащих фоскоритов;
9 - кальцитовые карбонатиты;
10 - кальцит-содержащие фоскориты;
11 - апатит-форстерит-магнетитовые и форстерит-магнетитовые фоскориты;
12 - мелкозернистые апатит-форстеритовые и форстеритовые породы;
13 - ийолиты грубозернистые;
14 - нефелиновые пироксениты;
15 - кальцит-флогопит-тремолитовые породы;
I-л I I 1-1 I-1 I I 16 - оливиниты;
И, Из^^Н.И. 17 - фениты.
[Ж]е СИЗ.И.П,Ж. ЕЗ*ЕЗ... НИ. Ш]»ЕЮ 1т
Рис. 1. Геологическая схема Ковдорского железорудного комплекса (по материалам Тернового (1977), Дунаева (1982), Красновой и Копыловой (1988), с дополнениями)
1 - тектонические нарушения (а), геологические границы (б);
2 - кавернозные доломитовые жилы с гидротермальной фосфатной минерализацией (вне масштаба);
3 - проявления ёнаита;
4 - тела флюидно-эксплозивных брекчий;
5 - серии жил доломитовых карбонатитов (вне масштаба);
6 - клиногумитсодержащие фоскориты;
7 - фоскориты.
ЕЗ, ЕЗ ЕЛЬ Ш, ЕЗ, ИКЕИ,
Рис. 2. Геологическая схема проявления скандиевой минерализации в породах Ковдорского железорудного комплекса
Пространственное положение большинства жил доломитовых карбонатитов и участков метасоматической переработки фоскоритов контролируется долгоживущим разломом северо-восточного простирания (рис. 2). Его тектоническая активность на посткарбонатитовом этапе затронула все типы пород железорудного комплекса. Явление катаклаза в пределах этой структуры сопровождались циркуляцией растворов. Для доломитовых жил и фоскоритов, подвергшихся дизъюнктивному и гидротермальному воздействию, характерна повышенная трещиноватость, развитие гнёзд позднего кальцита, амфиболизация, серпентинизация и наличие многочисленных каверн. Размер последних колеблется в пределах первых сантиметров, и на отдельных участках они составляют 10-15 % объёма породы. К этим пустотам приурочены проявления поздних гидротермальных минералов, среди которых значительную долю составляют редкие водные фосфаты: ёнаит, бахчисарайцевит, настрофит, гояцит, горсейксит, коллинсит, бобьерит, баричит, ковдорскит, римкорольгит, стронциовитлокит, красновит, а также бурый тонкокристаллический гидроксил-фторапатит. Именно в пределах тектонической зоны северо-восточного простирания, секущей клиногумитсодержащие фоскориты, в центральной и восточной частях железорудного комплекса обнаружено проявление ёнаита (рис. 2-4). Этот минерал скандия образует сферолиты размером до 0.8 мм в минерализованных пустотах среди доломитовых карбонатитов и прилегающих к ним фоскоритов и ассоциирует с магнезитом, манассеитом, гидроталькитом, поздними фосфатами, магнетитом, баритом, гипсом, пиритом, кубанитом, тальком, хлоритом и неидентифицированными органическими соединениями.
3. Аналитические методы
Анализ минералов, содержащих скандий в количествах более 100 г/т, выполнялся на микроанализаторе М8-46 Сатеса при ускоряющем напряжении 20 кэВ и токе электронного зонда 15-30 нА с использованием в качестве эталона природного тортвейтита (8с).
Низкие содержания скандия (от 2 до 100 г/т) в породах и минералах определялись методом количественного эмиссионного спектрального анализа путем испарения навески из канала на установке ДФС-13 по методике, общепринятой для группы труднолетучих элементов. В качестве основы для стандартов сравнения использовались дубликаты проб пород и минералов Ковдорского массива, аналогичные пробам, анализируемым в каждой серии. Содержание 8с в дубликатах было определено нейтронно-активационным методом независимо в двух лабораториях: ГЕОХИ, Москва, и университета шт. Массачусетс, США. Благодаря проведенному эталонированию была обеспечена аналитическая точность определений скандия в пределах 8-12 отн. %, постоянно поддерживаемая внутренним аналитическим контролем.
Инструментальные нейтронно-активационные измерения содержаний скандия проводились в пробах пород и минералов, предварительно облученных потоком нейтронов и выдержанных в течение периода распада короткоживущих радионуклидов. Применялся детектор "ОЯТБС" с энергетическим разрешением по линии Со (1332 кэВ) равным 1.8 кэВ. Накопление и информационная обработка спектров выполнена на спектрометрическом комплексе А8РЯО-ЫИС, ГЕОХИ. Время измерения подбиралось индивидуально для каждого образца, исходя из обеспечения надежного фотопика (со статистической погрешностью не более 1.5 абс. %).
4. Предпосылки возникновения скандиевой минерализации
Геохимическая специализация пород Ковдорского массива на скандий соответствует общим закономерностями, присущим формации щелочно-ультраосновных массивов с карбонатитами (Кухаренко и др., 1965; Кухаренко и др., 1971; ЕЬу, 1973). Содержания скандия в ведущих типах пород массива и минералах железорудного комплекса приведены в табл. 2. Повышенные концентрации скандия наблюдаются в клинопироксенитах, особенно в пегматоидных диопсидовых породах флогопитоносного комплекса, где кларк концентрации (КК) достигает 6.1 (табл. 2а). В несколько меньшей степени обогащены скандием фоскориты железорудного комплекса (КК = 3.2-4.3). Содержания на уровне кларковых значений наблюдаются в нефелиновых пироксенитах и флогопит-оливин-диопсидовых породах, турьяитах, мелилитовых и монтичеллитовых породах, апатит-флогопит-форстеритовых и форстеритовых метасоматитах и апатит-"франколитовых" брекчиях. Ниже кларковых значений - в оливинитах центральной части массива, щелочных породах и их метасоматитах, фенитах, а также обычных доломитовых карбонатитах, не испытавших постериорных гидротермальных преобразований.
В пределах железорудного комплекса в целом наблюдается значительный разброс содержаний скандия по выделяемым типам пород (табл. 2б). Средние же значения и кларки концентраций изменяются более закономерно и определяются ролью минералов-концентраторов скандия в породе, главными из которых являются форстерит (учитывая его породообразующее значение), бадделеит, И-пирохлор и цирконолит (табл. 2в). Роль магнетита в отношении скандия остается неясной по причине наличия в нем нескольких уровней распада твердого раствора и тесных срастаний с обогащенными скандием акцессорными минералами.
Таблица 2. Содержания скандия в породах и минералах Ковдорского массива
Характеризуемый тип пород (минеральный вид) Соде] ржания Бс, г/т Кларк концентрации число проб
Мах Мш Среднее
2а. Содержания скандия в породах Ковдорского массива
Оливиниты ядра массива 14 5 8 0.5 6
Пироксениты и флогопит-оливин-диопсидовые породы 47 12 28 1.8 22
Нефелиновые пироксениты 26 6,4 14 0.9 8
Пегматоидные пироксениты флогопитового комплекса 110 78 95 6.1 4
Слюдиты 30 <5 8 0.5 5
Ийолиты, мельтейгиты 17 <5 7 0.4 14
Турьяиты, монтичеллитовые и мелилитовые породы 23 11 18 1.1 9
Андрадит-амфибол-монтичеллитовые скарны 32 21 29 1.9 3
Коры выветривания По оливинитам 13 11 12 0.8 3
По пегматоидным диопсидовым пироксенитам 100 65 80 5.1 6
Вермикулитовые породы 60 22 35 2.2 6
2б. Содержания скандия в породах Ковдорского железорудного комплекса
Фениты в пределах железорудного месторождения 22 8 14 0.9 3
Мелкозернистые форстеритовые, апатит-форстеритовые породы 37 13 24 1.5 17
Фоско-риты Апатит-кальцит-магнетитовые 56 19 40.5 2.6 13
Кальцит-форстерит-магнетитовые 77 20 48 3.1 8
Апатит-форстерит-магнетитовые 110 21 49.8 3.2 71
Форстерит-магнетитовые 95 30 67 4.3 21
Метасоматизированные фоскориты с клиногумитом 170 43 80.8 5.2 32
Доломит-тремолит-магнетитовые 68 47 52 3.33 4
Серпентинизированные и катаклазированные 120 50 89 5.7 22
Карбо-натиты Кальцитовые с форстеритом и зелёным флогопитом 54 14 32 2 12
Кальцитовые с тетраферрифлогопитом 32 5.7 26 1.7 5
Доломитовые 17 11 14 0.9 6
Доломитовые минерализованные (кавернозные жилы) 190 12 * - 8
Апатит-"франколитовые" породы 50 7 21 1.3 8
2в. Содержания скандия в минералах Ковдорского железорудного комплекса
Минералы фоскоритов и карбо-натитов Апатит 7 <5 3
Зеленый флогопит 2*** 1
Карбонаты 8 <5 2
Магнетит 96 40 67 10
Форстерит 85 42 70 4
Бадделеит-1 460 180 400 18
Минералы метасома-тизирован-ных фоскоритов с клиногу-митом ** Магнетит (магнитная фракция) 67 35 51 7
Форстерит 110 55 85 3
Бадделеит-11 5600 350 1500 14
и-пирохлор 3500 500 900 8
Цирконолит 780 325 550 4
Клиногумит 110*** 6
Красный железистый флогопит 16*** 4
Циркон 340 190 280 3
Амфиболы, лизардит, хлориты 42 12 30 4
Ёнаит 144300 118500 131700 19
* Усреднение значений представляется некорректным по причине значительной дисперсии содержаний.
** Бс обнаружен также микрозондом в манассеите (360 г/т), перовските (110 г/т) и в ильмените (140 г/т).
*** С использованием данных: Бородин и др., 1973.
Среди фоскоритов заметно обогащены скандием клиногумитсодержащие метасоматизированные разности, которые имеют значительный разброс по содержанию этого элемента. Скандий, очевидно, привнесенный в эти фоскориты при метасоматозе, сконцентрирован во вновь образованных минералах, главным образом - редкометальных. Так, в частности, темный бадделеит второй генерации содержит в среднем 1500 г/т Sc, и-пирохлор - 900, цирконолит - 550 г/т Sc. Заметно обогащены скандием также новообразованные ильменит и форстерит (табл. 2в).
Кроме того, повышенные концентрации скандия отмечаются в катаклазированных и серпентинизированных фоскоритах из зоны субмеридионального разлома на восточном фланге месторождения (рис. 2). Однако минеральная форма концентрации Sc в серпентинизированных катаклазитах остаётся невыясненной.
5. Условия образования скандиевой минерализации
Факторами, обусловившими формирование скандиевой минерализации в пределах железорудного комплекса Ковдора, являлись посткарбонатитовая тектоническая активность и сопровождавшая ее гидротермальная переработка пород. Наиболее интенсивно эти процессы проявились в линейной зоне северо-восточного простирания, наложившейся на систему конформно залегающих жил доломитовых карбонатитов и вмещающие их фоскориты. Доломитовые карбонатиты железорудного комплекса содержат сульфиды (в основном пирротин) и фторапатит в количестве первых процентов. Во вмещающих их породах, особенно в фоскоритах с клиногумитом, также постоянно присутствуют сульфиды и фторапатит, иногда в количестве до десятков процентов.
Гидротермальные процессы в зоне тектонической активности приводили к активному гидролизу сульфидов с выносом в растворы сульфат-анионов. Последнее подтверждается тем, что в конформных разлому жильных доломитовых телах наблюдается множество каверн, заполненных тонкозернистой сажистой смесью оксидов железа, а также вивианита, гипса, барита и магнезита. Порой они содержат сильно корродированные остатки пирротина. В участках более интенсивной циркуляции растворов сажистые смеси в кавернах не наблюдаются. Кроме того, в затронутых посткарбонатитовыми преобразованиями породах исходный зернистый фторапатит замещался пористым тонкокристаллическим агрегатом гидроксил-фторапатита (т.н. "подолитизация" апатита). Новообразованный апатит заметно обеднён фосфором относительно исходного (в среднем на 2-2.5 мас. %).
Таким образом, посткарбонатитовые растворы, циркулировавшие по ослабленным зонам в пределах карбонатитов и вмещающих их фоскоритов, обогащались фосфором и сульфат-анионами.
В то же время, при наложении посткарбонатитовых низкотемпературных процессов на фоскориты, происходило разрушение минералов-носителей рассеянного скандия. Вновь образованные амфибол, серпентин и хлорит, замещающие форстерит и клиногумит, содержат в 2.5-3 раза меньше скандия, чем исходные породообразующие Бе-М^ силикаты. Кроме того, скандиеносные редкометальные минералы интенсивно разрушались в условиях постериорных гидротермальных преобразований. Например, в шлифах из фоскоритов, затронутых поздними процессами, устанавливается растворение бадделеита (рис. 5). Сильно корродированные зерна этого минерала встречаются в полостях с ёнаитом, гипсом, баритом и тальком. Наблюдается также коррозия пирохлора и циркона, что подтверждается наличием водных тетраниобатов и цирконосиликатов в гидротермальных ассоциациях из каверн выщелачивания. Из вышеизложенного следует, что в ходе гидротермальных преобразований фоскоритов, в особенности их клиногумитсодержащих разновидностей, имело место интенсивное разрушение минералов-носителей скандия и замещение их минералами, обеднёнными этим элементом.
Л.Ф. Борисенко и Н.С. Поликашина (1991) отмечают хорошую растворимость скандия в виде водных карбонатных и сульфатных комплексов и нерастворимость его фосфатов. В соответствие с этим можно предположить, что из претерпевавших гидротермальное воздействие фоскоритов Sc, вероятно, выносился в виде сульфатных или карбонатных комплексов и осаждался из растворов в присутствии фосфора. Судя по структурному положению проявлений ёнаита, осаждение Sc происходило в пределах кавернозных доломитовых карбонатитов и их экзоконтактов. Это объяснимо их наиболее высокой проницаемостью среди дренировавшихся блоков пород. Таким образом, кавернозные доломитовые карбонатиты оказались местом существования фосфатного барьера на пути миграции вынесенного в растворы скандия, что привело к формированию в их пределах уникальной гидротермальной минерализации, содержащей водный фосфат скандия, ёнаит (рис. 6).
Зона распространения ёнаита прослеживается на десятки метров по вертикали и первые сотни метров в плане и, вероятно, имеет линзовидно-прерывистый характер, обусловленный особенностями проявления посткарбонатитовой дизъюнктивной тектоники.
ТО 70°
От 1т 2т
■
Рис. 3. Схема проявления ёнаита №16-УII/96. Восточныйучасток Коедорского месторождения, Зарисовка эабояна гор.-35м. 1 - фоскориты; 2 - брек-чированные фоскориты; 3 - кавернозные кальцит-доломитовые карбонатиты; 4 - минерализованная трещина с агрегатом доломита, жёлтого бобьерита и магнезита (вне масштаба); 5 - минерализованные полости с поздними фосфатами (вне масштаба); 6 - проявления ёнаита; 7 - серпентиниэация и хлоритизация пород; 3 - осыпь.
Рис.5. Коррозия бадделеита (крупное светло-серое зерно) поздним кальцитом (тёмно-серое). РЭМ фото. Ширина поля зрения 95 мкм.
От 1т 2т
I_I_I
Рис.4. Схема проявления ёнаита №18-Х/96. Восточный участок Ковдорского месторождения. План уступа на гор.-35м. 1 - фоскориты; 2 - брек-чированные фоскориты; 3 - кавернозные кальцит-доломитовые карбонатиты, в различной мере дроблёные; 4 - минерализованные трещины; 5 - минерализованные полости с поздними фосфатами и доломитом; 6 - проявления ёнаита; 7 -проявления ковдорскита, Зг-коллинсита, римко-рольгита, стронциовитлокита и пирита; 8 - сер-пентинизация и хлоритизация пород.
Рис.6. Сферолит ёнаита на гранях кристаллов голубого ковдорскита. РЭМ фото. Ширина поля зрения 95 мкм.
6. Заключение
Проявление ёнаита, открытое в породах железорудного комплекса Ковдора, представляет собой принципиально новый в минералогическом и генетическом отношении тип скандиевой минерализации. Эта находка еще раз иллюстрирует особенности геохимического поведения скандия. Собственная его минерализация развивается не в обогащенных Sc пегматоидах флогопитового комплекса, а среди бедных скандием доломитовых карбонатитов, секущих фоскориты, обогащенные этим элементом и подвергшиеся интенсивным постериорным преобразованиям. Отсутствие "традиционных" кристаллохимических возможностей рассеяния скандия в ходе гидротермального минералогенеза (т.е. его несовместимость в данной обстановке с геохимической точки зрения) являлось решающим фактором накопления этого элемента в растворах, достаточном для кристаллизации ёнаита.
Формирование описываемой минерализации стало возможным при сочетании ряда важных предпосылок:
• общей обогащённости пород железорудного комплекса скандием;
• локального обогащения скандием клиногумитсодержащих фоскоритов, в которых произошло перераспределение и концентрирование этого элемента;
• пространственного сопряжения этих пород со штокверком поздних доломитовых карбонатитов;
• проявления посткарбонатитовой тектонической и гидротермальной активности, затронувшей доломитовые карбонатиты и клиногумитсодержащие фоскориты и вызвавшей мобилизацию Р и S, с одной стороны, и Sc, Mg и других компонентов - с другой.
Открытое нами в пределах карбонатитов и фоскоритов Ковдорского железорудного комплекса проявление скандиевой минерализации позволяет рассматривать железорудные (фоскоритовые) комплексы щелочно-ультраосновных массивов в качестве потенциальных источников скандия. В пределах Фенноскандии наиболее перспективны в этом отношении крупные дифференцированные массивы центрального типа с клиногумитсодержащими фоскоритами: Ковдор, Вуориярви, Себльявр и Сокли.
Авторы выражают благодарность А.Н. Богдановой, Л. Д. Чистяковой, Л.И. Константиновой, А.Е. Быковой, В.Н. Яковенчуку и сотрудникам геологической службы Ковдорского ГОКа, А.Н. Быховцу, Е.А. Красовскому и А.Н. Путилову, а также Dr. G. Eby, University of Massachusetts, USA, за помощь в проведении полевых и аналитических работ. Исследования были поддержаны грантами РФФИ 98-0564365, 99-05-65524 и INTAS 970722.
Литература
Emli R. Carbonatites, a possible source of scandium as indicated by Sc mineralisation in the Fen Peralkaline
Complex, Southern Norway. Economic Geology, v.72, No.5, p.855-859, 1977. Eby G.N. Scandium geochemistry of the Oka Carbonatite Complex, Oka, Quebec. American Mineralogist, v.58, No.9-10, p.819-825, 1973.
Mellini M., Merlino S., Orlandi P. and Rinaldi R. Cascandite and Jervisite, two scandium silicates from
Baveno, Italy. American Mineralogist, v.67, No.5-6, p.599-603, 1982. Palache C., Berman H. and Frondell C. The system of mineralogy. Harward University. J. Wiley and Sons, New York, p.1124, 1951.
Балаганская Е.Г. Брекчии Ковдорского месторождения фоскоритов и карбонатитов и их геологическое
значение. ЗВМО, № 2, ч. CXXIII, с.21-36, 1994. Баянова Т.Б., Кирнарский Ю.М., Ганнибал Л.Ф., Кощеев О.А., Балашов Ю.А. U-Pb датирование бадделеита из Ковдорского карбонатитового массива. Методы изотопной геологии. Тез. докл. Всесоюз. шк.-семинара. СПб, Ин-т геологии и геохронологии докембрия АН СССР, с.31, 1991. Борисенко Л.Ф. Скандий. Основные черты геохимии, минералогии и генетические типы месторождений
М., Изд. АН СССР, 43 с., 1961. Борисенко Л.Ф., Поликашина Н.С. Методические рекомендации по перспективной оценке различных
типов скандийсодержащего сырья. М., ИМГРЭ, 90 с., 1991. Бородин Л.С., Лапин А.В., Харченков А.Г. Редкометальные камафориты. М., Наука, 176 с., 1973. Волошин А.В., Гордиенко В.В., Пахомовский Я.А. О скандиевой минерализации и первой находке тортвейтита Sc2[Si2O7] в гранитных пегматитах Кольского полуострова. ДАН СССР, т.318, № 4, с.972-976, 1991.
Дунаев В.А. Структура Ковдорского месторождения. Геология рудных месторождений, № 3, с.28-36, 1982.
Дудкин О.Б., Кирнарский Ю.М. Комплекс месторождений Ковдорского массива. Геология рудных месторождений, т.36, № 1, с.31-41, 1994.
Журавлёва Л.Н., Березина Л.А., Гулин Е.Н. Особенности геохимии редких и радиоактивных элементов в апатит-магнетитовых рудах ультраосновных-щелочных комплексов. Геохимия, № 10, с.1512-1532, 1976.
Кухаренко А.А., Орлова М.П., Булах А.Г., Багдасаров Э.А., Римская-Корсакова О.М., Нефедов Е.И., Ильинский Г.А., Сергеев А.С., Абакумова Н.Б. Каледонский комплекс ультраосновных, щелочных пород и карбонатитов Кольского полуострова и Северной Карелии. М., Недра, 722 с., 1965.
Кухаренко А.А., Булах А.Г., Ильинский Г.А., Шинкарев Н.Ф., Орлова М.П. Металлогенические особенности щелочных формаций Восточной части Балтийского щита. Л., Недра, 276 с., 1971.
Краснова Н.И., Копылова Л.Н. Геологическая основа для проведения минералого-технологического картирования (Ковдорское месторождение). Известия АН СССР, Серия геологическая, с.81-92, 1988.
Лапин А.В. Геологическая позиция и генезис богатых комплексных редкометальных руд месторождения Томтор (север Сибирской платформы). Геология рудных месторождений, т.37, № 1, с.22-39, 1995.
Лиферович Р.П. Скандий в породах и минералах Кольского полуострова. Геология Балтийского щита и докембрийских областей России. Апатиты, КНЦРАН, с.85-90, 1995.
Лиферович Р.П., Яковенчук В.Н., Пахомовский Я.А., Богданова А.Н., Бритвин С.Н. Ёнаит - новый минерал скандия из кальцит-доломитовых карбонатитов Ковдорского массива. ЗВМО, № 4, с.80-88, 1997.
Кравченко С.М., Лапутина И.П., Катаева З.Т., Красильникова И.Г. Геохимия и генезис скандиево-редкоземельно-иттриево-ниобиевых богатых руд месторождения Томтор (север Сибирской платформы). Геохимия, № 10, с.938-956, 1996.
Римская-Корсакова О.М. К вопросу о генезисе Ковдорского железорудного месторождения. Вопросы магматизма и метаморфизма. Л., Изд-во ЛГУ, т.1, с.125-143, 1963.
Солодов Н.А., Скосырева М.В., Родионов В.Д., Комарницкий Г.М., Фарфель Р.И. Методические рекомендации по прогнозированию, поискам и перспективной оценке собственных месторождений скандия. М., ИМГРЭ, 64 с., 1991.
Терновой В.И. Карбонатитовые массивы и их полезные ископаемые. Ленинград, Изд. ЛГУ, 168 с., 1977.
Эпштейн Е.М., Данильченко Н.А. Пространственно-генетическая модель рудоносного карбонатитового комплекса формации ультрамафитов, ийолитов и карбонатитов. Геология рудных месторождений, № 4, с.3-16, 1988.
