Содержание к диссертации
Введение
1. Состояние проблемы 12
2. Геологическое строение, минералогические и особенности Ичетуйского кианитового проявления
2.1 Геологическое строение Ичетуйского проявления
2.2 Высокоглиноземистые породы
2.2.1 Минеральный состав
2.2.2 Результаты термометрического изучения геохимические
3. Геологическое строение, минералогические и геохимические особенности Кяхтинского силлиманитового месторождения
3.1. Геологическое строение 86
3.2 Высокоглиноземистые породы 94
3.2.1 Минеральный состав 98
3.2.2 Результаты термометрического изучения 133
3.3 Изотопная характеристика высокоглиноземистых пород 140
4. Генетические особенности фосфатсодержащих метаморфизо ванных высокоглиноземистых пород Юго-Западного Забайкалья
5. Практическая значимость Заключение
Список литературы
- Высокоглиноземистые породы
- Высокоглиноземистые породы
- Результаты термометрического изучения
- Генетические особенности фосфатсодержащих метаморфизо ванных высокоглиноземистых пород Юго-Западного Забайкалья
Введение к работе
Актуальность работы. Проблема метаморфизма высокоглиноземистых пород в течение длительного периода привлекает пристальное внимание отечественных и зарубежных исследователей. Специфической особенностью этих пород является присутствие минералов, характерных для различных термодинамических условий и сохраняющих информацию о температурах и давлениях в момент метаморфизма. При этом на фоне большого объема \/ исследований, осталась практически не изученой проблема фосфатного и сульфат-фосфатного минералообразования в процессе метаморфизма высокоглиноземистых пород. Подобный тип пород, нередко содержащий повышенные количества редкоземельных, редких и радиоактивных элементов может существенно расширить круг новых нетрадиционных источников полезных ископаемых.
Хотя в последние десятилетия в целом установлены условия метаморфизма пород, содержащих различные полиморфные модификации Al2Si05, далеко не во всех случаях однозначно решены вопросы исходной природы вещества.
Проведенные исследования свидетельствуют о возможности оценки физико-химических условий метаморфизма с использованием фосфатной и сульфат-фосфатной минерализации. Изучено немного участков с широким проявлением алюмо фосфатной минерализации. К наиболее известным из них относятся дистеновый комплекс Швеции (месторождение Хекенсос, Ek Roland et al., 1990), метаморфические пояса Заира (Lefevre et al., 1982), Полярного Урала (Попова и др., 1993; Силаев и др., 2001). Чаще распространены проявления высоко глиноземистых пород с незначительным количеством алюмофосфатных минералов, что расширяет возможность использования подобной минерализации для установления физико-химических условий их образования.
5 Изучение особенностей фосфатной и сульфат-фосфатной минерализации требует: решения проблем поведения алюминия, фосфора, серы и других элементов; вопросов, касающихся последовательности минералообразования; распределения химических компонентов при изменении температуры и давления между сосуществующими минералами в ходе прогрессивного этапа метаморфизма и последующего диафтореза. Перечисленное выше явилось основанием для проведения специальных минералого-геохимических исследований, с целью решения вопросов генезиса фосфатгодержащей минерализации в высокоглиноземистых породах Юго-Западного Забайкалья.
Цели И задачи исследования. Основной целью исследований являлось изучение особенностей минерального и химического состава, РТ- условий формирования фосфатсодержащих высокоглиноземистых пород Юго-Западного Забайкалья. Предусматривалось решение следующих основных задач.
Установление минерального состава пород, образовавшихся на различных стадиях метаморфизма.
Изучение эволюции состава алюмофосфатных и сульфат-фосфатных парагенезисов в процессе метаморфического преобразования высокоглиыоземистьтх пород.
Определение РТ-условий формирования фосфатсодержащих высокоглиноземистых пород.
Установление исходного состава пород и источника их вещества.
Научная новизна работы
1. Установлены типоморфные минеральные ассоциации фосфатных и сульфат-фосфатных минералов, образующихся в кианитовых и силлиманитовых фациях
проградного метаморфизма, а также на регрессивной стадии преобразования фосфатсодержащих высокоглиноземистых пород.
В результате вещественных исследований высокоглиноземистых пород Юго-Западного Забайкалья охарактеризовано более 40 минеральных видов. Впервые на этих проявлениях установлено 16 минералов. Подробно рассмотрен изоморфизм в парах натроалунит-флоренсит, вудхаузеит-сванбергит, стронцийсодержащий натроалунит - натроалунит, апатит -сульфатсодержащий апатит. Изучены соотношения в классах фосфатов (бедантита и плюмбогумита) и сульфатов (алунита).
2. Выявлены особенности эволюции минеральньж парагенезисов и состава
минералов в процессе метаморфического преобразования фосфатсодержащих
высокоглиноземистых пород.
3. Оценены параметры прогрессивного и регрессивного метаморфизма
фосфатсодержащих высокоглиноземистых пород. Показано э что высокая
активность А1 как на прогрессивной, так и регрессивной стадий обусловила
связывание Са, Sr, Mg, Fe и РЗЭ в составе алюмофосфатов. Основным
минералом - концентратором REE в высокоглиноземистых породах является
(Ce-La) флоренсит.
Практическая значимость работы. Проведенные исследования свидетельствуют о возможности существования новых нетрадиционных типов оруденения, связанных с метаморфизоваиными высокоглиноземистыми породами. Один из важных практических аспектов работы является рекомендация проведения оценки высокоглиноземистых пород на редкоземельную, скандиевую и титановую минерализацию. Основные защищаемые положения. Проведенный комплекс исследований позволил выявить главные генетические особенности формирования метаморфизованных фосфатсодержащих высокоглиноземистых пород. Они представляют основу трех главных защищаемых положений работы.
7 I. Высокоглиноземистые породы с силлиманитом и кианитом сформировались в два этапа, соответствующие прогрессивному и регрессивному метаморфизму.
II Высокая глиноземистость пород обусловила активность алюминия на прогрессивном этапе метаморфизма, резко уменьшающуюся на регрессивном. Этим обусловлена смена фосфата калыщя фосфатами алюминия на прогрессивном. этапе, и последующее образование фосфатов и алюмофосфатов Са, Sr, REE, Ва - на регрессивном.
III. Присутствующая в системе сера проявляет активность только па регрессивном этапе. В связи с этим фосфатные минералы сменяются сульфат-фосфатными и затем - сульфатными. В этом же направлении происходит образование более высоководных минералов.
Объект исследования. Исследования проведены на Ичетуйском,' Кяхтинском проявлениях высокоглиноземистых пород. (Юго-Западное . Забайкалье). Небольшой объем работ проведен на Лево-Чемуртаевском, Леоновском и Харанхойском участках. Они расположены в пределах полосы субширотного простирания, протягивающейся от устьевой части р. Ичетуй до р.Чикой, Часть из них образовалась в высокобарических условиях (Ичетуйское проявление), другая в высокотемпературных (Кяхтинское месторождение). В породах обеих групп проявлений широко распространены минералы классов фосфатов, сульфат-фосфатов и сульфатов, образовавшихся как на прогрессивной, так и регрессивной стадиях метаморфизма.
Фактический материал и методы исследований. В основу работы положен материал, полученный в 2001-2006 году, на участках Ичетуй, Леоновский, Кяхтинском месторождении, а также материалы более ранних исследований лаборатории магматического рудообразования Геологического Института СО РАН. Были изучены метаморфические, вулканические и осадочные породы. Исследования включали петрохимическое, минералогическое, геохимическое
8 изучение пород, диагностику и анализ состава минералов. Наибольшее внимание было уделено изучению особенностей минерального состава фосфатсодержащих метаморфизованных высокоглиноземистых пород.
Большая часть анализов выполнена в лабораториях ГИЫ СО РАН (аналитики Н.С. Карманов, СВ. Канакин, Б.Ж. Жалсараев, А.А Цыренова, И. В. Боржонова, Г.И. Булдаева, Н.Л. Гусева). Химический состав пород и ряда минералов определены атомно-абсорбционным методом и методом «мокрой химии», редких и рудных элементов - рентгено-флюоресцентным, редкоземельных - химико-спектральным. Состав и микроструктурные особенности минералов изучены на электронном сканирующем микроскопе LEO-1430VP (LEO Electron Microscopy Ltd.) с энергодисперсионным анализатором INCAEnergy 300 (Oxford Instruments Analytical Ltd.) при ускоряющем напряжении 20 кВ, токе зонда 0.3-0.5 нА, времени набора спектров 50 секунд. Приведенные в работе снимки получены с детектором обратно-рассеяных электронов. Анализы минералов выполнены на модернизированном микроанализаторе МАР-3, по методике, специально разработанной для изучения сложных по составу минералов и, в том числе, редкоземельных; съемки были проведены при ускоряющем напряжении 20 кВ, токе зонда 40 нА, времени измерения 10 сек и диаметре зонда 2-3 мкм (Канакин и др., 1998; Карманов и др., 2002). Диагностика большей части выявленных минералов подтверждена рентгеноструктурным анализом (аппарат ДРОН-3). Дифференциальные дериватограммы минералов сняты на приборе МОМ-3.
Работа сопровождалась детальным петрографическим исследованием всех типов пород и руд (57 прозрачных шлифов). Изучение взаимоотношений минералов и исследование химического состава проведено в специально приготовленных полированных препаратах, шлифах и аншлифах.
Изучение включений в минералах проводилось оптическими и термометрическими методами. При визуально-микроскопическом исследовании препаратов особое внимание уделялось определению пространственного положения типов включений. Включения, образующие
9 шлейфы вдоль случайно ориентированных поверхностей, трассирующие залеченные микротрещины, идентифицировались как вторичные. Единичные включения, не принадлежащие ни одной из залеченных трещин и удаленные от них на расстояние, многократно превышающее дистанцию между включениями в шлейфе, отнесены к первичным. Для термометрического изучения включений использована камера с силитовым нагревателем в комплекте с микроскопом Биолам Л-211, милливольтметром В7-40 и Pt/Pt-Rh термопарой, откалиброванной по точкам плавления шести химически чистых веществ и температуре гомогенизации двух флюидных включений, синтезированных при известных РТ-параметрах. Отклонение градуировочной кривой от экспериментальных точек не превышает 4 С. Скорость нагревания образцов варьировала, в пределах 5-10С/мин. Часть включений была изучена на микроскопе Olympus VX-51, с термокамерой Lincam TS-1500 (Институт Геохимии СО РАН). Анализ состава твердых фаз во включениях проводился с помощью электронного микроскопа LEO-1430VP (LEO Electron Microscopy Ltd.) с энергодисперсионным анализатором INCAEnergy 300.
Ранжирование редкоземельных элементов (на легкие и тяжелые лантаноиды) осуществлено в соответствии с «Геологическим справочником» (Солодов и др., 1987), а нормирование составов РЗЭ к хондриту (Sun, McDonough, 1989). Изученные минеральные виды классифицированы в соответствии с существующими справочниками (Минералы, 1960-1992 и программы Minspec 2002). Классификация некоторых минералов проведена согласно рекомендации Международной минералогической ассоциации.
Изотопный состав кислорода в оксидах, фосфатных и силикатных минералах, серы в алуните - определены в Лаборатории изотопных исследований ДВГИ ДВО РАН (г. Владивосток) на спектрометре Finigan МАТ 252. Изотопный состав стронция в безрубидиевых минералах и изохронный рубидий-стронциевый возраст метаморфизма пород определен на масс-спектрометре МИ-120IT в Геологическом Институте СО РАН (аналитик В.Ф.Посохов).
Р-Т условия метаморфизма пород определены несколькими методами. На
начальном этапе изученные минеральные парагенезисы сопоставлялись с
известными петрогенетическими сетками (Добрецов, Соболев, 1972;
Кориковский, 1979) и экспериментальными исследованиями по устойчивости
минералов и ассоциаций (например силикатов глинозема с кварцем, мусковита
с кварцем и др.). Количественная оценка температур метаморфизма,
проводилась большей частью с использованием мусковит-парагонитового
(Eugster, Yoder, 1955; Comodi, Zanazzi, 1997) термометра, амфибол-
плагиоклазового (Геря и др., 1997; Плюснина, 1996; Brandy, Holland, 1990),
биотит-гранатового (Перчук, 1989) и других минеральных геотермобарометров.
Кроме того использованы термометры основанные на изотопных отношений
кислорода в сосуществующих парах: кварц-магнетит, кварц-гематит, кварц-
кианит, кварц-силлиманит примененной для ряда областей
высокоглиноземистых пород (Великославинский, 1972; Moecheri, Sharp, 1999;
Client, Gordon, 2000; Morteani, Ackermand, 2004; Zheng, Simon, 1991; Cavosie et
ah, 2002; Vannay et al., 1999). Проведено также непосредственное определение
температур гомогенизации включений присутствующих в метаморфических
минералах.
В процессе работы было выполнено свыше 900 микрозондовых и электронномикроскопических анализов, включая исследования твердых фаз во включениях, определен изотопный состав кислорода в кианите, силлиманите, лазулите, кварце, магнетите, гематите (13 анализов), серы в натроалуните (1 анализ). Использовано 50 химических анализов и 10 анализов химико-спектрального определения РЗЭ. Проведено термобарогеохимическое изучение включений (14 пластин) в метаморфическом кварце и лазулите.
Апробация результатов исследования. Автором опубликовано 16
^ работ, включая 6 статей (5 в рецензируемых журналах) и 10 тезисов.
Материалы по теме диссертации представлены в 3 статьях и 10 тезисах
Полученные результаты докладывались на Первой Сибирской международной
молодежной конференции молодых ученых по наукам о Земле (Новосибирск, 2002), Региональной конференции «Проблемы геологии и географии Сибири» (Томск, 2003), XXI Всероссийской молодежной конференции «Строение литосферы и геодинамика» (Иркутск, 2005), Российской конференции «Благородные и редкие металлы Сибири и Дальнего Востока» (Иркутск, 2005), ежегодных научных сессиях Геологического Института СО РАН.
Объем и структура работы. Диссертация состоит из 5 глав, введения, заключения и списка литературы. Объем работы 175 машинописных страниц, в том числе 69 рисунков, 61 таблица. Список литературы содержит 146 наименования, включая 72 публикации в зарубежных изданиях.
Автор выражает искреннюю признательность и благодарность научному руководителю д.г.-м.н. Г.С. Риппу за терпение, помощь и внимание в проведении исследований, советы и многочисленные дискуссии при подготовке диссертации. Автор считает своим приятным долгом поблагодарить А.Г. Дорошкевич за постоянную поддержку и помощь в проведении термометрических исследований, анализе полученных данных, Н.Н. Егорову за консультации при проведении петрографических исследований, а также А.Г. Булаху за ценные замечания, способствовавшие улучшению работы.
Особую признательность автор выражает Н.С. Карманову и СВ. Канакину за выполнение электронно-микроскопических исследований и высококачественных микрозондовых анализов, а так же А.А. Цыреновой, Л.А. Гусевой, Б.Ж. Жалсараеву, Т.И. Казанцевой, A.M. Огурцову и В.Ф. Посохову за проведение различных видов аналитических работ. Автор благодарен А.А. Цыганкову, А.В. Татаринову, Д.А. Орсоеву, Н.А. Дорониной за просмотр рукописи и ценные замечания. Хочу так же поблагодарить геологов ГФУП «Бурятгеоцентр» Г.П. Патрдхина, В.В. Кошкина, B.C. Платова, А.А.Савченко, CJT. Патрахина за оказанную помощь и поддержку на различных этапах выполнения работы.
Работа выполнялась при финансовой поддержке гранта Лаврентьевского конкурса молодежных проектов СО РАН № 119, Фонда содействия отечественной науке, Фонда поддержки ведущих научных школ РФ (НШ -2284.2003, НШ-2339.2006.5), проекта РФФИ № 03-05-65270.
Высокоглиноземистые породы
Кианитовые, мусковит-кианитовые и кварц-мусковит-кианитовые породы залегают в виде нескольких разобщенных блоков и небольших по размерам смятых в мелкие складки тел (рис. 2.2). Кварц-мусковит-кианитовые и мусковит-кианитовые породы состоят из переменного количества беспорядочно расположенных удлиненных порфировидных, часто деформированных, с прямолинейными контурами зерен кианита (20-60 %), неправильно-изометричных зерен кварца (40-60%) и чешуек мусковита. Структура пород порфиробластовая, нематогранобластовая, лепидогранобластовая, микропойкилитовая. Сланцеватая текстура подчеркивается ориентированным расположением чешуек и пластинок мусковита, а также мелкими цепочечными выделениями рутила (размером 0,01-0,05 мм), включенными в зерна кварца и кианита. Плоскопризматические и удлиненно-пластинчатые зерна кианита (0,1-0,6 мм) лежат в плоскости сланцеватости и замещаются андалузитом (рис. 2.7). Реликты кианита (Ку) в андалузите (And), а) Прожилок алунита (Alun) сечет андалузит (темно-серое) и кианит (светло-корич.). Николи скрещены. Увел. 10 X. б) Реликты кианита и частично замещенного вторичными минералами лазулита (Las) в андалузите. Николи скрещены. Увел. 20 X.
В кианитовых породах установлены различные по составу минеральные фазы, большая часть из которых относится к числу высокоглиноземистых. Содержание их, как правило, ие превышает 1 %. Они представлены группами бедантита (вудхаузеит-сванбергит), плюмбогуммита (флоренсит-горсейкит-гояцит-крандаллит), лазулита (лазулит-скорцалит). Многие из них имеют переменный состав и подробно рассмотрены в следующей главе. Из акцессорных почти постоянно присутствует гематит, рутил, топаз.
Сланцы с повышенным содержанием лазулита обогащены фосфором. 2.2.1 Минеральный состав высокоглиноземистых пород Ичетуйского проявления В породах Ичетуйского проявления установлено более 30 минеральных видов. Ассоциации их сформировались в два этапа преобразования пород, которые соответствуют прогрессивной и регрессивной стадиям метаморфизма. Для первой характерны: кианит, кварц, мусковит, рутил, лазулит и троллеит. В регрессивную стадию сформировались андалузит, кварц, мусковит поздней генерации, пирофиллит, барит, диаспор, бемит, гидрослюды и большая группа фосфатных, сульфат-фосфатных и сульфатных минералов .
Кианит является одним из распространенных и главных (10-80 об.%) минералов пород прогрессивного этапа. Он слагает массивные полосчатые породы, присутствует в виде порфиробластовых выделений и шестоватых зерен в высокоглиноземистых сланцах. Реликты его встречаются среди агрегатов андалузита. Пластинчатые зерна кианита обычно ориентированы в одном направлении, что обуславливает полосчатую текстуру пород. Часто минерал дислоцирован. По трещинкам и краям зерен кианит замещается мусковитом, андалузитом, диаспором, пирофиллитом (рис. 2.8, табл. 2.8). С кианитом ассоциируют кварц, мусковит, лазулит, рутил.
Характер замещения кианита (Ку) поздними минералами, а) Замещение кианита- ярозитом (Jar-белое) и мусковитом (Msc). Интерстиции между кианитом выполняет лазулит (Las), который так же корродируется ярозитом. б) Замещение кианита (Ку) гидрослюдистым минералом (Gmc). В последнем встречаются единичные зерна циркона (Zrn); по краям зерен кианита и выделений гидрослюды развивается гояцит (Goy).
Примечание. Пробы: 1-4 - из мусковит-кварц-кианитовой породы с редкой вкрапленностью лазулита (прогрессивная стадия), 5-8 - из мусковит-андалузитовой породы с реликтами кианита и крупными выделениями лазулита (регрессивная стадия) В сумму включены Ti02, MnO, SrO, содержание которых не превышает первых десятых долей процента. Вода расчетная. Для слюд характерно отсутствие фтора и хлора. Мусковиты регрессивной стадии характеризуются пониженным количеством парагонитового минала. Отмечено также чередование чешуек парагонита и мусковита (рис. 2.10)
Парагенезисы парагонита (Pg) и мусковита (Msc) с минералами регрессивной стадии, а) Чередование листочков парагонита и мусковита и резкая граница их с натроалунитом (Na-alun). б) Выполнение парагонитом(?) интерстиций между лазулитом (Las) и вудхаузеитом (Wood). По парагониту развивается гояцит (Goy). Номера спектров соответствует номерам в таблице 2.11. Изображения в обратноотраженных электронах. Примечание. Суммы даны без учета воды. Рутил образует в основном рассеянную вкрапленность неправильной формы или идиоморфных зерен в кварце, кианите. Редко встречаются сегрегации и небольшие гнезда этого минерала. Он также характерен для пород регрессивной стадии (рис. 2.12, 2.14, 2.17). Минерал обычно содержит 0.95 -2.98 мас.% -V203 и 0.37-1,04 мас.% - FeO. Других элементов в нем не обнаружено (табл. 2.13.).
Формы выделения рутила (Rt). а) Взаимоотношения рутила с аугелитом (Aug) и гояцитом (Goy). Последний выполняет интерстиции между зернами аугелита (Aug) и кварца (Qtz). В аугелите наблюдаются реликты троллеита (Trol) и лазулита (Las). Округлые зерна циркона (Zrn) группируются в гояците и по трещинкам аугелита. б) Зерна рутила в крандаллите (Сгап). Одно из зерен рутила замещается гояцитом. Округлые белые зерна в гояцит-крандаллитовом агрегате - циркон (Zrn). в) Кристаллы рутила и флоренсита (Flor) в крандаллите (Сгап). Флоренсит оторочен каемкой натроалунита. По крандаллиту и натроалуниту развивается сванбергит (светло-серое), г) Зерно рутила в топазе (Toz). В последнем встречено включение кварца (Qtz) с фазой ангидрита (Anh) и алюмосиликата (Als). Номера спектров соответствует номерам в таблице 2.13. Изображения в обратноотраженных электронах.
Среди фосфатных минералов прогрессивной стадии встречены лазулит и троллеит. Лазулит на проявлении присутствует в кианит-андалузитсодержащих, мусковитовых породах и кварцитах в парагенезисах как прогрессивной так и регрессивной стадии. Минерал прогрессивного этапа образует редкую рассеянную вкрапленность неправильной формы зерен, выполняет интерстиции между зерен кианита (рис. 2.13, 2.15г). Химический состав лазулита в целом мало отличается от состава лазулита образовавшегося на регрессивной стадии (табл. 2.16). В лазулите присутствуют редкие включения монацита (рис. 2.13) и топаза. Включения монацита (Mnz) в лазулите (Laz). Последний выполняет интерстиции между кианитом и кварцем. Кварц-мусковит кианитовая порода. Шлиф. Николи а) параллельны, б) -скрещены. Увел. 30 X.
Троллеит прогрессивной стадии образовался близко по времени с лазулитом. Так как лазулит и троллеит ограничено распространены в породах прогрессивного парагенезиса минералов, то они более подробно рассмотрены при описании ассоциаций регрессивной стадии.
Высокоглиноземистые породы
Высокоглиноземистые породы, к которым относятся силлиманитсодержащие сланцы слагают серию пластообразных линз мощностью до 40 м (максимально до 70 м), протягивающихся по простиранию на несколько сотен метров - первые километры. Тела силлиманитсодержащих пород невыдержаны по мощности и простиранию и часто переходят в гнейсы. По составу они разделяются на силлиманит-кварцевые, сиялиманит-полевошпат-кварцевые и силлиманит-мусковитовые сланцы с переменными количествами слюд и других минералов. Силлиманитсодержащие сланцы постепенно переходят во вмещающие породы, Содержание силлиманита в них колеблется от 5 до 20-25 % в силлиманит-кварцевых и до 5-8 % в силлиманит-полевошпат-кварцевых разностях.
Силлиманит-кварцевые сланцы, в которых присутствует лазулит, представлены среднезернистыми породами с тонкополосчатой или волокнистой текстурой. Первая обусловлена чередованием слойков, обогащенных силлиманитом мощностью до 0,5-1,5 см, с существенно кварцевыми. В породах отчетливо выражена сланцеватая текстура, которая проявляется в параллельной ориентировке кристаллов силлиманита и уплощенных зерен кварца. Средний состав этих пород; кварц - 40-80 %, силлиманит 5-15 %, мусковит до 5 %, пирит 1-3 %, рутил. Акцессорные минералы представлены биотитом, магнетитом, лазулитом, апатитом. В зависимости от количественного 1 соотношения кварца и силлиманита, структура пород меняется от фиброгранобластовой до фибробластовой и нематогранобластовой, нередко она сноповидная, метельчато-лучистая и волокнистая. Темноцветные минералы в них присутствуют в основном в зонах перехода в биотит-полевошпатовые гнейсы и сланцы. Кварц (30-90 %) образует зерна изометричной и неправильной формы, содержит игольчатые включения силлиманита. Величина его зерен 3-5 мм, Силлиманит слагает лучисто-волокнистые и сноповидные агрегаты, реже скопления игольчатых и тонкопризматических кристаллов (длиной 2-5 мм, при поперечнике 0,1-0,5 мм). Размер зерен силлиманита обычно несколько миллиметров, но нередко достигает первых сантиметров. Часть силлиманита (5-10%) в виде тонких иголочек находится в тесном срастании с кварцем. По силлиманиту развивается глинистоподобное вещество, имеющие низкие темно-серые цвета интерференции, прямое погасание и положительное удлинение.
Мусковит в виде пластинчатых зерен, находится в тесном срастании с силлиманитом, реже с кварцем. Количество мусковита меняется от 0,5-1,5 до 5-8%. Рутил присутствует в количестве до 1 -3%. Он представлен хорошо образованными кристаллами изометричной и короткостолбчатой формы. Размеры зерен измеряются от сотых долей до 1-2 мм. Циркон - наблюдается в виде мелких кристаллов величиной в сотые доли мм. Количество его не превышает десятых долей процента.
В силлиманит-полевошпатовых сланцах присутствует до 15-25 % полевого шпата. По составу он относится к альбит-олигоклазу. Породы имеют линзовидно-полосчатую текстуру, обусловленную чередованием полевошпатовых и кварц-силлиманитовых полос. Структура кварц-полевошпатовых прослоев легшдогранобластовая (размер зерен 0.3-0.4 мм), обусловлена чередованием изометричных зерен кварца и полевого шпата с подчиненным количеством мусковита. Структура,__силлиманитсодержащих прослоев, _меняется от фиброгранобластовой до фибробластовой, иногда она сноповидная, лучистая, волокнистая.
Силлиманит-мусковитовые сланцы представлены мелко- и среднезернистыми породами тонкополосчатой или линзовидной текстуры. Они состоят из кварца, мусковита (до 10-15 %), биотита, полевого шпата, силлиманита. Зерна последнего обычно погружены в кварц, реже в полевой шпат и слюды. Характерным акцессорным минералом пород является рутил.
Повсеместно в высокоглиноземистых сланцах присутствуют линзы кварцитов мощностью 10-30 м, связанные постепенными переходами. Содержание силлиманита в кварцитах варьирует в пределах 1-5 %. По химическому составу рассматриваемые породы являются высокоглиноземистыми, кремнистыми, нормальными в отношении щелочей и малоизвестковистыми (см. таблицу 3.5). В породах крайне неравномерно распределен фосфор. Наиболее обогащенными фосфором (до 1.32 мае. % Р2О5) оказались биотитовые и биотит-силлиманитовые гнейсы, тогда как в силлиманитсодержащих сланцах и кварцитах его содержание не превышает 0.5 мас. %. В кварц-силлиманитовых сланцах заметно повышенно содержание титана (в среднем 1.85 мас. % ТіОг), в то время как в высокоглиноземистых породах в целом среднее содержание ТІО2-0.71 мае. %. Это связано с тем, что окисные соединения титана (рутил, анатаз, брукит, ильменит) обладают физической и химической устойчивостью и в зависимости от условий накопления рассеиваются в толще осадков или формируют обогащенные участки.
Составы минеральные парагенезисов пород, вмещающих Кяхтинское месторождение соответствуют фации силлиманит-биотитовых гнейсов по (Добрецов и др., 1980). В породах участками проявились процессы регрессивного этапа. С последним связано образование серицита, эпидота, цеолитов.
Результаты термометрического изучения
Среди включений в минерале установлены твердые, полифазные, состоящие из газовой, жидкой и твердой фаз, и двухфазовые газово-жидкие. Кварц Твердые (рутил, силлиманит)О Дипирамида илипризма, вытянутаятрубчатая Первичные полифазные щВ : 0 Округлые, вытянутые, одиночные 5-10 об.%-газовая фазадо 85 об.% -твердая фаза5 об.% - жидкость 680-700 (декрепитации) Газово-жидкие неясной природы Округлые, одиночные 20-40 об. % -газовая фаза60-80 об.% -жидкость 300-325375-368(декрепитация) Вторичные газово-жидкие Округлые, вытянутые, формируют шлейфы 10 -50 об. Уо-газовая фаза 90 об.% -жидкость 200- 225-240
Лазулит Твердые (альбит, хлориды калия) Округлая, кубическая Наиболее распространенными в кварце являются твердые включения. Среди них оптически диагностированы силлиманит и рутил. Они слагают призмы и иглы, размером до нескольких микрон .
К первичным, относятся одиночные полифазные включения (три и более твердых фаз). Обычно размеры включений не превышают 8-Ю мкм, их форма округлая, изометричная. Кроме того, отмечаются крупные включения размером от 15x25 до 20x36 мкм. Они имеют изометричную и таблитчатую форму (рис. 3.25). Твердая фаза в них занимает до 60-70 об.% и представляет собой агрегат тесно соприкасающихся кристаллов, границы между которыми трудно определимы. Межзерновое пространство во включениях занято раствором и газовым обособлением, занимающим до 20-30 об.%. Форма газового пузырька определяется свободным пространством и часто имеет уплощенный вид.
При проведении термометрических исследований полифазных включений нам не удалось достигнуть их гомогенизации. При температуре 400-410 С во включениях наблюдалось округление пузыря и постепенное уменьшение его до температур 680 - 710 С. При этом проявлялись извилистые границы между жидкостью и дочерними кристаллами (рис. 3.256, не более 5 об. %). В этом интервале температур происходила разгерметизация включений. а-г) Микрофотографии первичных полифазных включений в кварце из лазулитсодержащего кварц-силлиманитового сланца, а) При комнатной температуре и после декрепитации (при 25 С), б) После декрепитации (при 25 С) и при нагревании 685 С (момент декрепитации). Qtz-кварц, G - газовый пузырек, S - твердая фаза, L - жидкость. Твердые фазы в прогретых декрепитированных включений были выведены на поверхность и проанализированы на электронном микроскопе (рис. 3.26). Химический состав твердых фаз представлен в таблице 3.29. Фрагмент полифазных включений, выведенных на поверхность.- а) дочерние кристаллы полевого шпата(?) (включение представленное на рис. 3.25а); б) дочерние кристаллы натрий-калиевого полевого шпата (?) (включение представленное рис. 3.256). Qtz-кварц. Номера спектров соответствует_ номерам в таблице 3.29. Изображения в обратноотраженных электронах.
Составы дочерних фаз во включениях приблизительно соответствует составам K-Na полевых шпатов. При постоянном количестве щелочей, в них существенно варьируют содержания Si02 (от 49,76 до 74.85 мас.%) и А1203 (от 11.59 до 32.94 мас.%). Количество титана (меньше предела обнаружения - 1.5 мас.% ТІО2) в дочерних фазах сопоставимо с содержаниями в высокоглиноземистых породах Кяхтинского месторождения. Особенностью включений являются повышенные (0.41-0.85 мас.%) и высокие (3.83-4.72 мас.%) содержания S03. Химический состав дочерних фаз (спектры 4, 9, 10) близок с составом биотитовых гнейсов Кяхтинского месторождения (табл. 3,5),
Вторичные газово-жидкие включения представлены несколькими группами. Первая группа образует дистанцированные от трещин вакуоли и имеют пока невыясненную природу (рис. 3.27в, 3.27г). Редко встречаются группы по 3-5 включений. Форма их овальная, округлая и удлиненная, размеры варьирует от 5x10 до 25x35 микрон. Газовый пузырек занимает до 20 - 40 об. %.
Температура гомогенизации газово-жидких включений происходит в интервале 300 - 325 С. Гомогенизации нескольких одиночных включений невыясненной природы достичь не удалось. При температуре 368-375 С размер газового пузыря резко увеличивался и происходила частичная или полная декрепитация включений (табл. 3.28).
Вторая группа вторичных газово-жидких включений в кварце приурочена к трещиноватым участкам (рис. 3.27а, 3.276), образует многочисленные шлейфы. Форма включений и их размер значительно варьируют. Объем газового пузырька колеблется от 5-Ю до 50 об.%. При нагревании включения, образующие шлейфы, гомогенизировались при температурах 200-240С. Часть из них при этих температурах декрепитировала.
Рис. 3.27. Газово-жидкие включения (іпс) в кварце из лазулитсодержащего кварц-силлиманитового сланца Кяхтинского месторождения, а-б) Шлейф включений, в-г) Одиночные газово-жидкие включения невыясненной природы. G - газовый пузырек, L -жидкость.
Максимальные температуры декрепитации газово-жидких включений вероятно, соответствуют температурам проявления начала регрессивного этапа метаморфизма. Результаты измерения температур декрепитации включений согласуются с температурами, полученными при использовании минерального мусковит-парагонитового термометра (см. рис. 4.3) для мусковитов регрессивной стадии.
Полученные результаты показали, что первичные метаморфогенные включения не достигают гомогенизации и декрепитируют при температурах 680-710С. При этом во включениях оставались не растворенными газовая и твердая фазы. Состав дочерних (подплавленных) кристаллов в декрепетированных включениях указывает на то, что кроме компонентов алюмосиликатной составляющей, раствор содержал щелочи, железо и титан. Присутствие до 4.72 мас.% S03 в дочерних кристаллах позволяет считать, что сера присутствовала уже на этапе прогрессивного метаморфизма. Такие концентрации S03 в минералах отражают специфические условия их образования и свидетельствует о высоком потенциале кислорода при образовании высокоглиноземистых пород.
Генетические особенности фосфатсодержащих метаморфизо ванных высокоглиноземистых пород Юго-Западного Забайкалья
На происхождение высокоглиноземистых пород как Кяхтинских месторождений, так и Ичетуйского проявления существует несколько точек зрения. Силлиманитсодержащие породы, по мнению одной группы исследователей (В.И. Беренгилов, 1957; Т.М. Дембо, 1958; В.В, Кошкин, 2002) образовались в результате регионального или контактового метаморфизма богатых глиноземом осадочных пород. Другая группа (И.В. Шергин, 1958; Хлестов, Ушакова, 1963) считают образование этих пород следствием контактово-метасоматических процессов, предлагая различные механизмы протекания этих процессов. Природа кианитсодержащих пород Ичетуйского проявления рассматривалась с позиций гидротермальной проработки вмещающих пород (В.В.Казаков, 1961; Ю.М. Холод, 1971).
Общие черты химизма пород, отражающие содержание в них главных компонентов, в основном инертных к метаморфическим преобразованиям, позволяют довольно отчетливо различать их источники. Многие исследователи (Добрецов и др., 1970; Хлестов, Ушакова, 1963; Кориковский, 1979) при изучении глинистых пород и метапелитов различных регионов пришли к выводу, что на всех стадиях прогрессивного метаморфизма они почти не изменяют своего состава за исключением некоторого восстановления железа и миграции летучих (Н20, С02, С1 и т.п.), а содержание А1203 остается неизменным. В работе (Фролова, 1962) все же указывается на направленное изменение состава пород с возрастанием степени метаморфизма. Считается, что в процессе метаморфизма в них привносятся Si, К, Na и выносятся Al, Fe, Mg, Эта миграция осуществляется как «внутриформационный» метаморфизм, и рассматривается как стремление к гомогенизации метаморфизуемых масс. В ряде случаев исследователями указывается на увеличение Si02 и щелочей в исходных глинистых породах при их метаморфизме.
Восстановление первичной природы метаморфических пород Юго-Западного Забайкалья с использованием диаграммы А.А.Предовского (Предовский, 1980) показало, что наиболее плотный рой точек химических составов фиксируется в поле высокоглиноземистых яород, начиная с продуктов глубокого выветривания основных пород переходя в грауваккй и субграувакки и заканчивая полем аркозов. По минеральному составу эти породы соответствуют биотитовым, биотит-амфиболовым, гранат-биотитовым, роговообманковым гнейсам на Кяхтинском месторождении и лазулит-кианитовым, кварц-кианит-пирофиллитовым, биотит-полевошпатовым, гранат-биотитовым сланцам Ичетуйского проявления. В поле аркозов расположены силлиманит-полевошпатовые и силлиманит-биотитовые гнейсы, а также кварц-мусковитовые сланцы. Собственно высокоглиноземистые породы (кварц-силлиманитовые, кварц-кианитовые сланцы и силлиманит-, кианитсодержащие кварциты), образуют вторую группу точек, попадающих в поле полевошпатовых, серицитовых и глинистых кварцитов (рис. 4.1).
Аналогично этому, в соответствии с петрохимической классификацией Н.И. Неелова (Неелов, 1980), источником высокоглиноземистых пород Ичетуйского проявления были осадочные породы, относящиеся к надгруппе алевролитов и пелитов. По классификации ЯЗ. Юдович и М.П. Кетрис (Юдович, Кетрис, 2000) высокоглиноземистые породы Кяхтинского и Ичетуйского участков относятся к сиаллитам. Гидролизный модуль пород их варьирует от 0,31 до 0,48. Существенно кианитовые породы Ичетуйского проявления относятся к типу гидролизатов (нормогидролизатам - ГМ = 2,0) и могут являться продуктами кор выветривания и продуктами их переотложения. Согласно (Классификация и номенклатура метаморфических , 1992) изученные породы относятся к группе А и ложатся в поле кварцито-сланцев. Таким образом, согласно имеющимся классификациям, силлиманит-кианитсодержащие сланцы и кварциты образовались за счет полевошпатовых песчаников, обогащенных каолинитом. На первичноосадочную природу этих \/ пород указывают их слоистость v обусловленная перемежаемостью слойков различного минерального состава. Линейно-полосчатые текстуры высокоглиноземистых сланцев и гнейсов часто совпадают и параллельны направлению напластования пород. Рассмотренные метаморфические породы образуют линзовидные, пластообразные тела, согласные с вмещающими породами, или же постепенно переходящие в них и прослеживающиеся по простиранию на значительные расстояния. Характер переходов высокоглиноземистых пород в породы другого состава сопоставим с литолого-фациальными переходами в осадочных породах. Они имеют определенную направленность, аналогичную сериям осадочных формаций. Тела высокоглиноземистых пород не имеют форм, характерных для метасоматических образований. Для последних обычна конфигурация определяемая контурами тектонических разрывов, служивших каналами для растворов, вызвавших метасоматическую переработку пород.
Высокоглиноземистые разности пород Юго-Западного Забайкалья содержат повышенные количества титана (рутил, титано-гематит, высокотитанистый магнетит), что также характерно для осадочно-метаморфических пород (Кулиш, 1973). Парагенезисы с кварцем, биотитом, плагиоклазом, силлиманитом, кианитом по мнению многих исследователей, У образуются; в основном из глиноземистых, пересыщенных кремнеземом пелитоморфных образований. Резкая обогащенность легким изотопом кислорода (имеющего отрицательные значения 5 О) минералов из высокоглиноземистых пород (табл. 3.31), также указывает на участие исключительно вадозового кислорода при образовании кор выветривания (Избродин, 2006).
