При детальном изучении особенностей акцессорных минералов изверженных пород поведению этих минералов в метасоматических процессах уделяется недостаточно внимания. При этом имеющиеся сведения зачастую носят отрывочный характер. Вместе с тем именно акцессорные минералы по сравнению с породообразующими раньше и заметнее реагируют на метасоматические преобразования, являясь чувствительным индикатором интенсивности развития и характера метасоматических процессов. В ходе изучения акцессорных минералов можно получить значительную информацию о проявлении метасоматоза за пределами зоны заметного изменения породообразующих минералов даже в случае, когда метасоматические изменения были не настолько интенсивными, чтобы вызвать фиксируемые преобразования последних.
Изучение акцессорных минералов гидротермально измененных пород часто носит описательный характер. Внимание уделяется преимущественно морфологическим особенностям минералов, реже приводятся их оптическая характеристика, состав элементов-примесей и количественные соотношения. Получаемый в процессе подобных исследований материал во многих случаях имеет ограниченные возможности для геолого-генетических и геохимических задач, требующих для своего решения раскрытия и детализации структуры минералов, их физических свойств, фазовых превращений, типов химических связей и пр., т. е. широкого использования методов генетической минералогии по изучению типоморфизма минералов. Последнее позволит значительно расширить возможности метода акцессорных минералов для разрешения целого круга геологических вопросов и полнее использовать накопленный к настоящему времени в минералогии довольно обширный материал по зависимости различных свойств минералов от составов основных компонентов, а также по зависимости типоморфных особенностей минералов от условий их образования.
К настоящему времени общее количество работ, посвященных изучению акцессорных минералов гидротермально измененных пород, относительно невелико. Здесь, наряду с обобщающими работами, затрагивающими в общей форме ряд метасоматических процессов, могут быть названы работы В.К. Мoнича и Г.Н. Гогель, С.Д. Туровского, М.Д. Бошнякович, М.Г. Руб, И. Х.Хамрабаева, А.А. Беуса и др., И.Я. Некрасова, Ф.В. Чухрова, Л.Б. Шлайн, В.И. Сотникова, Е.И. Никитиной, Е.И. Никитиной, В. И. Сотникова, М.В. Фишмана и Б.А. Гольдина, Л.Ф. Сырицо, A.H Черник, Н.Н. Амшинского и др., Р.В. Масгутова, В.А. Вахрушева, Б.Б. Розиной, А.Д. Даниловой и других, касающиеся в основном поведения акцессорных минералов в высокотемпературных постмагматических процессах, преимущественно при грейзенизации.
Работы, посвященные анализу поведения акцессорных минералов при гидротермальном изменении пород на медно-молибденовых месторождениях, единичны, поэтому мы сочли необходимым остановиться на этом вопросе несколько подробнее. Исследование акцессорных минералов проводилось в двух направлениях: анализ поведения акцессориев исходных пород в процессе метасоматоза и изучение новообразованных ассоциаций акцессорных минералов.
Состав акцессорной части пород Жирекенского месторождения и развивающихся по ним метасоматитов (как и вообще для всех месторождений медно-молибденовой формации) не отличается большим разнообразием (табл. 78), что и обусловило во многом использование для выявления типоморфных особенностей минералов различных методов исследования.
Наиболее характерный акцессорный минерал пород Жирекена — магнетит, содержание которого по отдельным протолочкам достигает 22 кг/т. Уже при слабом проявлении калишпатизации становится неустойчивым и преобразовывается в мартит, а затем, в условиях повышенной активности серы, — в пирит. Самые существенные преобразования магнетита отмечаются при аргиллизации пород, когда наблюдается не только мартитизация магнетита, но и дальнейшее разложение мартита вплоть до его полного исчезновения. В первую очередь происходят мартитизация и разложение магнетита на границах с зернами породообразующих минералов (или в трещинах среди последних). Значительно позже начинается преобразование магнетитовой сыпи в основном уже при разложении минералов, включающих магнетитовую сыпь. И, наконец, разлагается магнетит, образующий мельчайшие включения в кварце и цирконе, которые в данном случае играют роль «предохранительных рубашек».
В мартитизированном магнетите из калишпатизированных и слабо аргиллизированных пород по сравнению с неизмененным минералом отмечается несколько повышенное количество германия при сокращении содержания иттрия, иттербия и никеля (табл. 79). Очевидно, содержание элементов-примесей в измененном магнетите зависит не только от их содержания в неизмененном минерале, но и от степени мартитизации последнего и от комплекса элементов, участвующих в гидротермальном процессе. При интенсивном гидротермальном преобразовании пород и разложении магнетита (мартита) происходит максимальное высвобождение элементов-примесей, в том числе и молибдена, количество которого в магнетите, однако, невелико.
Для оценки степени мартитизации магнетита, которая может служить показателем интенсивности проявления гидротермального изменения пород (особенно в период, когда породообразующие минералы остаются еще во многом инертными), рекомендуется использование модуля мартитизации (табл. 80) и данных ИК спектров (рис. 76).
На Шахтаминском месторождении в зоне аргиллизированных гранитоидов, непосредственно примыкающих к кварц-молибденитовой жиле, был зафиксирован новообразованный магнетит, представленный хорошо выраженными кристаллами октаэдрического облика. Появление новообразованного магнетита, обусловленное, очевидно, локальным спадом окислительного потенциала минералообразующей среды, отмечалось нами и для грейзеновых образований.
Сфен и ильменит, ассоциирующие в неизмененных породах преимущественно с темноцветными минералами, также являются неустойчивыми даже при слабом проявлении метасоматоза. Как и в случае с магнетитом, максимальные содержания сфена (до 2,5—3 г/т) установлены в протолочках амананских гранитов, взятых за пределами месторождения. В гранитах же, непосредственно вмещающих месторождение, количество сфена заметно сокращается с возрастанием дисперсии распределения его содержаний.
Проведенные расчеты равновесных концентраций кальция в растворах различной щелочности показали (рис. 77), что с уменьшением активности кальция и увеличением кислотности сфен неустойчив И разлагается С образованием кварца и рутила. В жидком растворе по сравнению с газообразным поле устойчивости сфена сильно сокращается. Вероятно, этим можно объяснить отсутствие сфена там, где часто присутствуют другие кальцийсодержащие минералы: апатит и флюорит в ассоциации с рутилом и иногда анатазом.
В рассматриваемом случае переход кальция во вполне подвижное состояние с разложением сфена и других кальцийсодержащих минералов начинается даже при слабом проявлении калишпатизации. Разложение сфена идет с образованием псевдоморфоз лейкоксена рутил-анатазового типа (табл. 81, рис. 78) с постоянным присутствием карбонатного и силикатного материала (последний в большинстве случаев представлен кварцем). Лейкоксен — начальный продукт изменения. С развитием метасоматического процесса он превращается в кристаллические разности. Максимальные преобразования лейкоксена характерны для аргиллизированных пород, где фиксируется очень тонкозернистый рутил, находящийся в тесной смеси с кварцем (табл. 82), блеклой рудой (табл. 83) и другими рудными минералами. Растворение вкрапленных сульфидов (молибденит, пирит, халькопирит) в концентрированной HNO3 с последующей обработкой остатка в кипящем 50%-ном растворе KOH показало, что одним из наиболее распространенных минералов включений в сульфидах является рутил, представленный двумя разновидностями: черными хорошо образованными кристаллами нигрина с развитием призм (110), (100) и дипирамиды (111) и более крупными зернами коричнево-красного цвета. Первая разновидность обычно значительно преобладает. В сульфидах из кварцевых жил отмечались только единичные зерна рутила. Однако в этих жилах иногда встречаются самостоятельные довольно крупные выделения рутила, выполняющие интерстиции в кварце. Включения рутила, а также циркона постоянно отмечались и при растворении вкрапленного пирита из околожильных аргиллизированных пород Шахтаминского и Давендинского месторождений.
Отмеченная последовательность образования минералов титана: сфен в магматический период, рутил и затем анатаз как продукты разложения сфена при постмагматическом изменении пород — находится в соответствии с изменением (уменьшением) изобарных потенциалов образования этих мнералов.
По ильмениту при гидротермальном изменении пород развивается лейкоксен рутилового типа (см. табл. 83, рис. 79). ИK спектр лейкоксена I, образующего псевдоморфозы по ильмениту, близок к спектру рутила, имеющего один широкий пик при 525 см-1. Проявлены также полоса силикатного минерала (1050 см-1) и нечеткие полосы реликтового ильменита. На спектре лейкоксена II, представляющего продукт дальнейшего преобразования лейкоксена I, значительно отчетливее проявляются полосы поглощения ильменита (470, 550, 700 см-1), являющегося, по-видимому, новообразованным минералом; интенсивнее и полоса колебания Si—О связи в силикате (1050 см-1).
В лейкоксенах по сравнению с исходными минералами увеличено количество элементов-примесей (в основном за счет элементов, участвующих е рудном процессе). Содержание редких элементов, особенно элементов цериевой подгруппы, в лейкоксенах сокращается (относительно сфена), что отражает общую эволюцию редкоземельных элементов в исследуемых метасоматических процессах. Если же рассматривать эволюцию элементов-примесей с учетом количественных преобразований акцессорных минералов титана, то следует говорить о высвобождении при метасоматозе значительной гаммы элементов.
Степень изменения акцессорных минералов титана удобно оценивать по модулю лейкоксенизации (табл. 84), а характер продуктов изменения — рентгенографически и методом инфракрасной спектроскопии.
Особый интерес представляет апатит как минерал «проходящий», встречающийся в исходных и преобразованных породах, и как минерал, благодаря широкому изоморфизму в составе несущий обширную информацию об условиях минералообразования.
При гидротермальном изменении пород содержащийся в них апатит (преимущественно среди темноцветных минералов, а также вдоль трещинок и по граням зерен полевых шпатов) подвергается растворению; обычно встречаются непрозрачные сильно корродированные кристаллы и неправильные зерна. Наряду с этим появляется новообразованный апатит, более характерный для калишпатизированных гранитоидов. Представлен он чаще всего крупными (до 0,35 мм) неправильными молочно-белыми зернами слабой прозрачности, несущими иногда включения чешуек биотита и мелкой сыпи магнетита, и реже (в измененных мелкозернистых гранитах) водяно-прозрачными кристаллами, образованными призмой (1010) и пирамидой (1011) с подчиненным развитием пинакоида (0001), что сближает последний с акцессорным апатитом гранит-порфиров. Однако общее содержание апатита, несмотря на появление новообразованного, обычно сокращается. В дальнейшем, при развитии аргиллизации, происходит растворение апатита как исходной породы, так и новообразованного. При наличии в метасоматитах вкрапленности сульфидов апатит может концентрироваться в последних. Следы апатита отмечаются и в сульфидах из кварцево-рудных прожилков и жил. Еще более резкое сокращение содержания апатита фиксировалось в аргиллизированных околожильных образованиях Шахтамы (табл. 85).
На основании анализа распределения апатита по разным метасоматическим зонам грейзенов и данных экспериментов нами было высказано предположение, что растворение апатита фиксирует отклонения от слабощелочной-слабокислой среды в сторону увеличения как щелочности, так и кислотности. Очевидно, на поздних стадиях калишпатизации и на ранних стадиях аргиллизации (особенно при замедленном поровом движении растворов) создавались благоприятные условия для повышения активности кальция и образования апатита, который при дальнейшем развитии метасоматических процессов растворяется.
Новообразованный апатит метасоматитов отчетливо выделяется по голубоватому свечению в УФ лучах (см. табл. 40). В этих же условиях реликтовый апатит исходных пород обычно характеризуется изменением «розовой» люминесценции на «голубовато-розовую». Подобное изменение свечения апатита (рис. 80) в процессе его термальной обработки было подтверждено нами экспериментально. Это позволяет рекомендовать использование анализа эволюции спектров люминесценции апатита для оценки испытанного породой посткристаллизационного термального воздействия. Предложенный метод с успехом был применен нами при изучении температурных условий эксплозивного брекчиеобразования.
В качественном отношении апатит метасоматитов по составу аналогичен минералу исходных пород. Различия отмечаются в содержании отдельных элеменов, особенно в анионной части апатита. Пo данным электронного микрозондирования, для апатитов метасоматитов не только Жирекена, но и Шахтамы (см. табл. 39), Давенды и Бугдаи (табл. 86) отмечено отчетливое сокращение содержания хлора, начинающееся уже с образований ранней метасоматической фации и достигающее максимума в интенсивно аргиллизированных породах (рис. 81а, б). При этом наиболее низкие содержания хлора в апатите на Шахтяминском месторождении зафиксированы для аргиллизитов глубинного 4-го горизонта; к поверхности количество хлора в минерале из тех же метасоматитов несколько повышается Наоборот, от ранних метасоматических фаций к поздним наблюдается возрастание в апатитах количества фтора, общее содержание которого постоянно превышает его среднее содержание в апатитах исходных пород. Отношение F и Cl как элементов, имеющих противоположные тенденции концентрироваться в апатитах в процессе метасоматоза, можно, очевидно, использовать для оценки степени и некоторых (в частности, временных) особенностей метасоматического преобразования пород.
Иногда в апатитах метасоматитов, пространственно и во времени наиболее приближенных к рудным образованиям, устанавливается несколько повышенное содержание серы. В целом же сера несвойственна апатиту, что, наряду с наличием его микровключений в сульфидах, позволяет предполагать относительно раннее образование апатита, когда активность серы в растворах была еще недостаточно высокой.
Для рассматриваемых апатитов характерно относительно повышенное содержание стронция (иногда бария), что сближает их с апатитами пород рудоносных субвулканических комплексов. Стронций, по-видимому, вообще является характерным элементом для апатитов всех образований рассматриваемых в работе эндогенных процессов. В метасоматитах Шахтамы при общем несколько повышенном содержании стронция постоянно устанавливаются минералы стронция ряда вудхаузеит —сванбергит (табл. 87, рис. 82).
Содержание кремния, марганца, натрия и железа в апатитах гидротермально измененных пород от ранних метасоматических фаций к поздним сокращается. В большинстве случаев оно остается ниже содержаний этих элементов в апатитах исходных пород. Некоторое исключение представляют отдельные апатиты из калишпатизированных образований, характеризующиеся иногда относительно повышенными количествами кремния (см. табл. 39, рис. 83) и реже натрия (см. табл. 86). Увеличение содержания кремния здесь, вероятно, обусловлено возрастанием его активности за счет высвобождения элемента в процессе калишпатизации породы.
Распределение элементов в отдельных зернах апатита и между зернами, как правило, неравномерное, что во многом обусловлено диффузионным характером метасоматоза, когда значительно влияние проницаемости вмещающих пород, приводящее к неоднородности минералообразующей среды.
Впервые на неравномерность распределения элементов (в частности, марганца) мы обратили внимание при изучении апатитов из грейзеновых образований. Эта неравномерность, являющаяся, возможно, проявлением «блочного изоморфизма», наиболее характерна для апатита, образующегося на ранних стадиях метасоматоза, когда происходит «пропаривание» значительного объема вмещающих пород часто при сохранении их первоначальной структуры. Очевидно, в данном случае существовало несколько направлений подтока минерализующего раствора к месту образования минерала, каждый из которых характеризовался своими геохимическими особенностями. В этих же условиях среди грейзеновых образований был выявлен зонарный апатит с разным характером люминесценции и распределением марганца по зонам.
Для акцессорного апатита из зоны аргиллизированных гранитоидов с сохранившимися (преимущественно во внешней зоне аргиллизитов) реликтами калишпатизированных образований, развитых вдоль кварц-молибденитовой жилы № 6 4-го горизонта Шахтаминского месторождения, выявлены следующие спектры ЭПР:
1) спектр Mn2+, замещающего Ca в координационных комплексах CaO9, с развитием только центрального перехода по тонкому расщеплению.
2) спектр от парамагнитных комплексов F- — O- — F (во фторовой цепочке) — одиночная линия D с g-фактором ∞ 2,06;
3) спектр от фторовых вакансий, захвативших электрон, — одиночная линия D3 с g-фактором 1,99.
В связи с тем, что в исследованных апатитах содержание Mn не превышает 0,0n%, можно ожидать, что изменения спектра ЭПР Mn2+ будут обусловлены макро- и микродефектностью структуры, зависящей от условий минералообразования.
Спектр Mn2+ с наименьшей шириной линии (рис. 84, а) характерен для апатита № 868 из аргиллизированных гранитоидов с реликтовым калишпатом. С удалением от этих метасоматитов среди слабо калишпатизированных пород апатит (№ 888) характеризуется уширением линии спектра Mn24+ (см. рис. 84, б), что сближает его с апатитом из даек и штоков субвулканического рудоносного комплекса (№ 883а, 883в, 884). Наиболее размытый спектр Mn2+ зафиксирован для апатита № 882 неизмененных гранитоидов северо-восточного фланга месторождения. Наблюдавшийся эффект обусловлен, скорее всего, увеличением общей дефектности структуры (известно, в частности, что с увеличением дефектов начинается замещение Mn2+ в координационных комплексах CaO6F). Уменьшение общей дефектности структуры в апатитах околожильных гидротермально измененных пород с приближением к жильной трещине вызвано, по-видимому, более благоприятной термальной обстановкой в последнем случае.
Кроме характерного для дефектной структуры спектра ЭПР Mn2+ в исследованных апатитах наблюдаются интенсивные спектры парамагнитных дефектов D1 и D3, свидетельствующие об общем нестабильном характере условий минералообразования. Отмечено, что апатит из слабо калишпатизированных гранитоидов, примыкающих к зоне аргиллизированных пород, отличается относительно слабой интенсивностью парамагнитных дефектов, что могло быть обусловлено термальным воздействием аргиллизирующих растворов. Отжиг апатитов показал значительное ослабление интенсивности спектров парамагнитных дефектов. Выявленная зависимость интенсивности дефектов апатита (и изменения характера его люминесценции) от последующей термальной истории образца может быть рекомендована для использования при восстановлении последовательности развития метасоматических фаций, что особенно важно в случае площадного проявления метасоматоза (в частности, очень характерного для субвулканического рудообразования). Эта зависимость была проверена и подтверждена нами на примере многоактных «сложных» даек Шахтамы, установление последовательности формирования которых из-за отсутствия четких геологических критериев также представляет значительную трудность.
Наличие парамагнитных дефектов D1 и D3 в апатитах гидротермально измененных пород медно-молибденовых месторождений субвулканического типа существенно отличает их от апатитов метасоматитов молибдено-редкометально-вольфрамовой (грейзеновой) рудной формации, в которых эти дефекты не проявляются. Это, очевидно, обусловлено различиями в условиях минералообразования (в частности, в энергетической обстановке). Здесь имеем практически полную аналогию с апатитами соответствующих интрузивных образований, с которыми связывается минерализация упомянутых рудных формаций.
Циркон по сравнению с другими акцессорными минералами исходных пород является одним из наиболее устойчивых минералов при метасоматозе. В калишпатизированных образованиях, наряду с цирконом I исходных пород, испытавшим только незначительное растворение, постоянно фиксируется новообразованный циркон II, представленный бурыми (до темно-бурых) непрозрачными кристаллами дипирамидального и призматического облика с коэффициентом удлинения 1—2. Характерно присутствие наростов, продолжающих кристалл в длину, и четких незалеченных швов срастания на гранях циркона, параллельных его удлинению. Встречаются скипетровидные нарастания бурого циркона II на головки светлого циркона I.
ИK спектры поглощения (рис. 85) циркона II по сравнению с цирконом I характеризуются меньшим поглощением полосы 620 см-1 и большим — полосы 530 см-1. Уменьшение полосы 620 см-1 связано с накоплением деформированных тетраэдров в структуре циркона II и свидетельствует о проявлении метамиктности.
Кривая люминесценции (рис. 86) циркона II резко отличается от кривой циркона I меньшей интенсивностью свечения и четким проявлением еще одного максимума в области λ = 24, что сближает его с цирконом из позднегерцинских биотитовых гранитов Горного Алтая, сопровождающихся молибдено-редкометально-вольфрамовым оруденением грейзенового типа.
В процессе аргиллизации отмечается растворение циркона (часто в первую очередь растворяется циркон II) вплоть до полного исчезновения. В аргиллизированных породах обычно встречается только реликтовый циркон в виде кристаллов с ямчатыми растворенными гранями, со сглаженными ребрами и вершинами. Прозрачность циркона теряется. Люминесценция в УФ лучах тускло-желтая; в катодных лучах Циркон не люминесцирует.
- Особенности гидротермально измененных образований Жирекенского месторождения
- Физико-химические условия процесса эксплозивного брекчирования
- К минералогии эксплозивных брекчий
- Внутреннее строение и вещественный состав эксплозивных брекчий
- Геологическое положение эксплозивных брекчий в структурах медно-молибденовых месторождений
- О проявлении эксплозивных брекчей на месторождениях различных типов
- Некоторые вопросы генезиса
- Вопросы петрологии и минералогии сложных даек
- Общие особенности проявления формации субвулканических гранитоидов в рудных полях медно-молибденовых месторождений
- Общая характеристика медно-молибденовой рудной формации