Содержание к диссертации
Введение
Глава 1. Методы исследования 10
1.1. Кристалломорфологические методы исследования
1.2. Анализ симметрии кристаллообразующей среды
1.3. Аналитические методы исследования химического состава минералов
Глава 2. История исследований Вилюйского месторождения ахтарандита и его минералов
2.1. Гроссуляр 46
2.2. Ахтарандит
Глава 3. Геологическая характеристика района Вилюйского месторождения ахтарандита 26
3.1. Геология района
3.1.1. Стратиграфия
3.1.2. Тектоника 33
3.1.3. Изверженные породы 33
3. 2. Геология участков проявления гранат-со держащих метасоматических пород на реке Вилюй 34
3. 2. 1. Участок "Классическое месторождение 36
3. 2. 2. Участок "Дайки" 44
3.2. 3. Участок "Андрадитовый" 4 3
Глава 4. Анатомия, состав и эволюция морфологии кристаллов граната из вилюйских проявлений метасоматитов
4.1. Кристаллографические формы граната
4.2. Анатомия и состав кристаллов граната 49
4.2. 1. Анатомия и эволюция химического состава кристаллов гроссуляра, участок "Классическое месторождение", участок "Дайки" 49
4. 2. 2. Анатомия и эволюция химического состава кристаллов андрадита, участок "Андрадитовый
4. 3. Морфологические типы вершинных форм кристаллов гроссуляра
4. 3. 1. Дендритно-скелетные вершинники (дендритоиды)
4. 3. 2. Вершинные формы на ядрах кристаллов гроссуляра
4. 3. 3. Вершинники регенерации полногранных форм кристаллов
4. 3. 4. Вершинные формы роста на полногранных кристаллах
4. 3. 5. Автоэпитаксиальные вершинные и реберные формы
4. 3. 6. Роль вершинных форм в кристалломорфологической эволюции гроссуляра
4. 4. Морфология кристаллов андрадита
Глава 5. Искаженные формы кристаллов граната
5.1. Простые ложные формы полногранных кристаллов граната с искаженной видимой симметрие
5.1. 1. Псевдотетрагональные кристаллы
5. 1.2. Псевдотригональные кристаллы
5. 1. 3. Псевдоромбические кристаллы .
5. 1. 4. Псевдомоноклинные и псевдотриклинные кристаллы
5. 2. Проявление искаженной видимой симметрии во внешней морфологии и анатомии кристаллов граната
5. 2. 1. Распределение элементов огранения простых истинных форм и их комбинаций на искаженных полногранных кристаллах граната
5. 2. 2. Искаженная видимая симметрия вершинных форм дендритоидов и вершинников регенерации полногранных форм кристаллов гроссуляра
5.2.3. Видимая симметрия скульптур роста и растворения на искаженных кристаллах граната 462
5.3. Анализ симметрии кристаллообразующей среды
5. 3. 1. Ориентация элементов симметрии искаженных кристаллов граната относительно плоскости напластования пород протолита .
5. 3. 2. Трехмерные модели искажения видимой симметрии кристаллов граната при условиях роста в анизотропной среде слоистого субстрата
5. 3. 3. Распределение искаженных кристаллов граната по видам ложной симметрии в пространстве метасоматической колонки
5.3.4. Закономерности статистического распределения искаженных форм кристаллов граната по подгруппам, группам и классам видимой симметрии и распространенности ложных форм
Глава 6. Псевдотетраэдрические кристаллы граната
6. 1. Связь псевдотетраэдрической симметрии кристаллов граната с псевдоморфозами ахтарандита
6. 2. Химический состав псевдотетраэдрических кристаллов граната
6. 3. Кристалломорфологическая эволюция псевдотетраэдрических кристаллов граната 235"
Заключение
Литература
- Анализ симметрии кристаллообразующей среды
- Геология участков проявления гранат-со держащих метасоматических пород на реке Вилюй
- Анатомия и состав кристаллов граната
- Проявление искаженной видимой симметрии во внешней морфологии и анатомии кристаллов граната
Введение к работе
Актуальность и обоснование постановки проблемы. Процесс роста метакристаллов является одним из слабо изученных явлений в области кристаллогенезиса. Сложности, связанные с его воспроизведением в лабораторных условиях, вынуждают переносить исследования метасоматического кристаллообразования на природные объекты.
Основным средством получения онтогенической информации, зафиксированной в метакристалле, является кристалломорфологический анализ. Отклонения реальных форм кристаллов в скульптуре, морфологии и анатомии позволяют судить об условиях их образования и могут быть использованы в качестве индикаторов симметрии кристаллообразующей среды. Имеются работы по наблюдениям искаженных форм кристаллов, видимая (ложная) симметрия которых обусловлена такими разнообразными факторами, как сила тяжести, концентрационная и искусственная конвекция, направленная кристаллизация, анизотропия структуры замещаемых минералов и др. Так, разработана методика определения пространственной ориентации кристаллов кварца из гидротермальных жил относительно вектора силы тяжести (Леммлейн, 1939, 1941; Григорьев, 1946, 1947; Вертушков, 1958; Кукуй, 1966; Кораго, 1968; Буканов, 1971). В качестве «минералогических отвесов» использованы кристаллы брукита (Икорникова, 1948), топаза (Иогансен, 1949), барита (Франк-Каменецкий, 1951), кальцита (Вертушков, 1958), серы (Юшкин, 1963). На сновании наблюдений искаженных кристаллов предприняты попытки определения анизотропии среды и условий кристаллизации алмазов (Бартошинский, Гневушев, 1969, Зыков, Шафрановский, 1975, Мальков, Асхабов, 1979). На кристаллах флогопита из пегматитов показано определение вектора максимальной скорости роста (Краснова и др., 1970). В меньшей степени систематизированными исследованиями затронуты искаженные метакристаллы (Чесноков, 1974, Вертушков, Чесноков, 1966), изучению одного из них и посвящена настоящая работа.
Кристаллы граната, образующие 12-, 24-, 48-гранные полиэдры и их комбинации, по сравнению с искаженными кристаллами большинства ранее изученных минералов имеют изначально наивысшую истинную симметрию m3m, а значит, являются особенно чуткими индикаторами кристаллообразующей среды и удобными в плане информативности объектами исследования.
Имеются краткие и разрозненные сведения об искаженных кристаллах граната. Впервые они были описаны Н.И.Кокшаровым (1863). Отмечены искаженные метакристаллы граната в пегматите (Никитин, 1955), в трещине в скарне (Трейвус, 1959), в сланце (Кондратьева, Макаров, 1967), в мусковите (Чесноков, 1974), Недостатком их описания является отсутствие анализа ложной симметрии кристаллов и кристаллообразующей среды.
На Вилюйском месторождении ахтарандитов (Якутия) отмечены метакристаллы гроссуляра и андрадита, имеющие многочисленные особенности, во многом характерные лишь для данного проявления. Здесь изучены 4 кристалла гроссуляра с видами ложной симметрии 4mm и Зт (Готовцев, Шафрановский, 1970) и псевдоморфозы ахтарандита ложной симметрии Зт (Кузнецова, Шафрановский, 1966), отвечающие, по мнению авторов, кристаллообразующей среде с симметрией конуса с однонаправленным движением питающего вещества. Однако из-за незначительного количества наблюдений вопрос о природе возникновения симметрии среды и искажений кристаллов остался нерешенным. В последние годы в районе месторождения обнаружены кристаллы андрадита с видами ложной симметрии 4mm, 3m, 2mm (Павлушин, 1996, 1999) и необычные псевдотетраэдрические 43т кристаллы граната (Павлушин, 2000, 2001). Наличие искаженных кристаллов с относительно высокой ложной симметрией позволяют сделать вывод, что месторождение ахтарандитов может служить прекрасным полигоном для постановки исследований влияния анизотропии кристаллообразующей среды на формы искажений видимой симметрии, внешнюю и внутреннюю морфологию метакристаллов граната.
Цель работы: на примере исследования онтогении индивидов граната изучить влияние различных типов анизотропии кристаллообразующей среды на морфологию искаженных кристаллов высокосимметричных минералов метасоматического происхождения.
Задачи исследования:
Установить кристалломорфологическую эволюцию граната и условия кристаллообразования;
Исследовать искаженные формы метакристаллов граната, выяснить причины искажения их видимой симметрии, определить виды симметрии кристаллообразующей среды и выявить закономерности ее проявления в морфологии индивидов при различных условиях роста;
?
3. Провести статистический анализ ложной симметрии искаженных кристаллов граната и изучить зависимость распространенности ее видов от варианта диссимметрии.
Фактический материал. Для проведения исследований использованы коллекции кристаллов граната, образцы пород и минералов, собранные автором в течение 1995-2001 гг. во время проведения полевых работ в районе Вилюйского месторождения ахтарандитов. Дополнительно были привлечены коллекции по месторождению из фондов Геологического музея ИГАБМ СО РАН, собранные Б.В.Олейниковым, О.В.Королевой и В.Т.Саввиновым, и Минералогического музея ЯГУ. Всего было изучено более 6000 кристаллов граната. Из них изготовлено 30 прозрачных и 23 прозрачно-полированных шлифа, а также около 300 ориентированных срезов. Из фрагментов кристаллов подговлено более 70 препаратов для микрозондовых исследований и произведено более 180 измерений. Для петрографо-минералогического изучения из вмещающих пород изготовлено 36 прозрачных шлифов.
Научная новизна и практическая значимость работы. Собрана уникальная систематизированная коллекция искаженных форм кристаллов граната, представляющая научную ценность. На основе ее изучения построена модель кристалломорфологической эволюции граната из вилюйских проявлений.
Впервые систематически исследованы искаженные формы полногранных и скелетных метакристаллов граната. Показано, что искаженные кристаллы с ложными формами тетрагональной, тригональной, ромбической, моноклинной и триклинной сингоний, планального и планаксиального классов симметрии являются типоморфным признаком их кристаллизации в протолите слоистой текстуры. Искажение формы кристаллов осложнялось его неоднородностью и присутствием потоков инфильтрационных гидротермальных растворов.
Построены трехмерные векторные модели искажения видимой симметрии кристаллов граната, отражающие взаимодействие основных элементов роста -гексаэдрических вершин с элементами слоистого субстрата в зависимости от их ориентации относительно напластования и оси потока гидротермального раствора.
Предложена схема соподчинения видов истинной и фиктивной симметрии кристаллообразующей среды и ложных видов симметрии кристаллов, позволяющая интерпретировать результаты анализа искаженных форм и использовать в качестве индикаторов анизотропии слоистой среды кристаллы с низкими видами ложной
симметрии. Выявлены закономерности статистической распространенности ложных видов симметрии и ложных форм искаженных кристаллов граната.
На примере роста эпитаксиальных пленок граната на тетраэдрических монокристальных гранатовых псевдоморфозах ахтарандита рассмотрена морфологическая эволюция регенерации кристаллами граната истинной внешней симметрии m3m при росте на подложке с внешней пониженной симметрией 4 Зт.
Результаты работы могут быть использованы в практике кристалломорфологического и онтогенического анализа искаженных скелетных и полногранных кристаллов минералов с признаками кристаллизации в условиях различных «слоистых» сред; зарождении и росте индивидов на кристаллах ранней генерации с внешней пониженной симметрией.
Основные защищаемые положения:
1. В максимальном охвате кристалл оморфологической эволюции гроссуляра
последовательно выделяются: ядра со скелетными формами роста; дендритоиды;
вершинники регенерации; плоскогранные кристаллы; вершинники скелетного роста в
свободном пространстве и угнетенного роста в твердой среде; антискелеты;
автоэпитаксиальные реберные и вершинные формы. Появление различных
морфотипов обусловлено изменением свойств субстрата на границе кристалл-среда и
переменным преобладанием крайних режимов диффузии на фоне падения
пересыщения.
Искажение видимой симметрии полногранных и вершинных форм метакристаллов граната определялось положением элементов симметрии индивидов относительно плоскости слоистости вмещающей породы, анизотропными физико-химическими свойствами субстрата и наложением симметрии потока гидротермальных растворов.
Статистически количественное распределение кристаллов граната по группам и подгруппам ложной симметрии, распространенность ложных форм определенного типа в отдельных подгруппах зависят от вероятности совпадения элементов истинной симметрии кристалла с элементами симметрии кристаллообразующей среды. Оно характеризуется пропорциями количества осей 3L4 : 4Ьз: 6L2 и плоскостей ЗР(001) : 6Р(011) истинной симметрии граната.
Восстановление кристаллами граната истинной формы тетрагонтриоктаэдра из его гемиэдрических аналогов - положительного {211} и отрицательного {2Ї1} псевдотригонтритетраэдров - осуществимо лишь в случае присутствия на тетраэдрической подложке обеих простых форм и происходит за счет выравнивания
площади граней {211} в переменных октантах. В противном случае кристалл сохраняет внешнюю симметрию подложки. При росте кристалла позднего зарождения с отличной от тетраэдрической подложки {211} простой формой {110} восстановление его истинной симметрии осуществляется посредством быстрого роста компликационных граней во входящих углах новообразованных скелетоподобных кристаллов с внешней тетраэдрической симметрией.
Публикации и апробация работы. Материалы диссертационной работы опубликованы в 3 статьях и 7 тезисах и материалах конференций. Результаты исследований обсуждались на республиканских научных конференциях молодых ученых (Якутск, 1996, 2002, 2003), на Совещании «Геология и тектоника платформ и орогенных областей Северо-Востока Азии» (Якутск, 1999), на Международной конференции «Кристаллогенезис и минералогия» (С.-Петербург, 2001), на IV Международном симпозиуме «Геологические музеи» (С.-Петербург, 2002), на Годичном собрании Минералогического общества при РАН (С.-Петербург, 2000), на XXII конференции Силезского университета «Теренова школа геологов» (Сосновец, Польша, 2002).
Структура и объем диссертации. Диссертация состоит из введения, 6 глав, заключения, общим объемом 262страниц. Включает 117 рисунков, 15 таблиц, список литературы из 163 наименований.
Работа выполнена в Институте геологии алмаза и благородных металлов СО РАН под научным руководством проф., д. г.-м. н. Б.В.Олейникова и д. г.-м. н. А.В.Округина. Всесторонняя помощь в работе оказывалась директором института А.П.Смеловым и заведующим лаборатории М.Д.Томшиным и многими сотрудниками института. Автор выражает признательность за поддержку, дискуссии и совместную работу сотрудникам Силезского университета (Польша) Е.В.Галускину и И.О.Галускиной. В выполнении аналитических исследований большую помощь оказали Н.В.Заякина, Н.В.Лескова, С.К.Попова, А.С.Иванов. Автор благодарит за ценные советы и консультации В.В.Алпатова, А.Э.Гликина, О.В.Королеву, В.А.Попова, Ю.О.Пунина, М.Ю.Синай. Прекрасные фотографии кристаллов выполнил А.Г.Степанов. Особую благодарность автор выражает за порой неоценимую помощь и поддержку, без которой настоящая работа могла бы не состояться, А.Э.Климову, А.М.Павлушиной, С.В.Павлушиной, Л.Д.Павлушиной, Д.И.Саврасову, Л.Р.Столяровой, В.П.Тарабукину. Всем перечисленным и многим другим лицам, проявившим свое внимание и участие, автор хотел бы выразить свою искреннюю благодарность и признательность.
Анализ симметрии кристаллообразующей среды
Данный метод анализа основан на универсальном принципе симметрии-диссиметрии П.Кюри (Curie, 1908, Кюри, 1966). В трактовке И.И.Шафрановского (1974) - "в течение роста кристалл сохраняет лишь те элементы симметрии, которые совпадают с элементами симметрии кристаллообразующей среды". Таким образом, симметрия среды оказывает влияние на внешнюю симметрию кристаллов и порождает на них простые ложные формы первого рода (подформы). Вывод простых ложных форм первого рода показан И.И.Шафрановским (1974)
Внешняя (видимая) пониженная симметрия кристаллов и их простые ложные формы первого рода в большинстве случаев определялись визуально. В некоторых сложных ситуациях для определения видимой симметрии кристаллов была использована методика количественной оценки экстремальных значений коэффициента внешней асимметрии (Шафрановский и др., 1971). Коэффициент внешней асимметрии Q (например, для диэдра или пинакоида) определяется по формуле:где S - площадь принятой во внимание грани кристалла; S - площадь парной грани. В случае, когда Q 0,5 грани считаются симметричными, при Q 0,5 грани явлются асимметричными. Элемент видимой симметрии (например, ось симметрии п-порядка), связывающий предположительно симметричные грани, признается существующим в том случае, когда среднее значение коэффициентов асимметрии (Q) для граней всех простых форм будет больше 0,5. Для этого на кристалле выделяются грани с максимальной и минимальной площадью принадлежащие предположительно одной простой ложной форме. Коэффициент асимметрии многогранной ложной простой формы (например, пирамида, призма и т. д.) рассчитывается по формуле:V = Ьщіп/ Ьщах
Для того чтобы признать элемент видимой симметрии существующим, производится определение коэффициента асимметрии для всех простых ложных форм, связанных данным элементом симметрии.
Для установления ложной симметрии кристалла учитываются коэффициенты асимметрии всех простых ложных форм кристалла для каждого предполагаемого элемента симметрии.Определение площадей предполагаемо симметричных граней производилось путем проецирования граней с помощью настольного сканера и последующим анализом полученных изображений в графической программе компьютера Adobe Fotoshop. Это возможно сделать и в любом другом редакторе, где площадь графического объекта можно измерить, например, в пикселах. Такая схема значительно сокращает время для фиксирования наблюдений, обработки данных и упрощает процесс работы.
Соответствие подгрупп видимой симметрии простых ложных форм кристаллов предельным и точечным видам симметрии кристаллообразующей среды определяется по схеме их соподчинения (табл. 1., рис. 1). Для уточнения видимой симметрии дополнительно принималась во внимание симметрия внешней морфологии и анатомии кристаллов. В качестве ее индикаторов использовались скульптура поверхностей роста и растворения граней, которая может быть показана с помощью гранной симметрии и цветной симметрии, присыпки и вершинные эпитаксиальные и автоэпитаксиальные нарастания на кристаллах, детали внутреннего строения - зоны и сектора роста, направления развития элементов скелетных форм.
Для того чтобы избежать ошибок в определении симметрии кристаллообразующей среды, из анализа были исключены искаженные кристаллы граната, находящиеся в срастании с другими кристаллами, а также кристаллы, со следами совместного роста индивидов (индукционные грани, отпечатки кристаллов).
Наряду с перечисленными методами определения симметрии кристаллообразующей среды использован симметрийный статистический анализложных форм, видов ложной симметрии и проявления диссимметрии. Его важность в оценке симметрии кристаллообразующей среды неоднократно подчеркивалась одним из авторов и популяризатором этого метода И.И.Шафрановским (1974).
Для изучения состава кристаллов граната и ассоциирующих с ним минералов применялся микрозондовый анализ. Он производился в аналитической лаборатории ИГАБМ СО РАН на микрозонде "Camebax" (аналитики Н.В.Лескова, С.К.Попова) и в Центральной аналитической лаборатории АК "АЛРОСА" (г. Мирный) на микрозонде "Jeol" JXA - 8900 с волновым и энергетическим спектрометрами (аналитик А.С.Иванов). Измерения на приборах проводились при ускоряющем напряжении 20 kV и силе тока 20 пА. Съемка 20 сек. в точке, 10 сек. фон. На том и другом приборе были использованы следующие эталоны: Са, Fe, Si - по андрадиту, Mg - по пиропу, А1 - по гроссуляру. Все анализы выполнены с ZAF-коррекцией.Пересчет химических анализов на кристаллохимическую формулу граната X3Y20+ 1-4 Z3 Oi2 производился на 8 катионов. Расчет FeO на Fe и Fe по группам катионов X и Y выполнен исходя из недостатка по суммам зарядов.
На микрозонде "Jeol" JXA - 8900 с помощью энергетического спектрометра "Link" были получены изображения препаратов в обратно рассеянных электронах и в характеристических лучах по химическим элементам. Благодаря этому методу в ряде случаев была выявлена зональность кристаллов граната, что позволило наблюдать смену простых форм в огранке изотропных кристаллов. Таким образом, в некоторых случаях он дополнил микроскопические наблюдения анатомии кристаллов.
Геология участков проявления гранат-со держащих метасоматических пород на реке Вилюй
Первичная природа протолита, преобразованного в скарноподобные породы, содержащие ахтарандит, гранат и вилуит обсуждалась неоднократно. Еще в начале изучения геологии вилюйского месторождения было отмечено их большое сходство с породами с вулканогенного происхождения. Так, В.М.Севергин (1798) и Р.Герман (Herman, 1868) находили подобие скарнов с туфами. Вслед за ними Р.Прендель (1870) также относил скарны к продуктам изменения туфов. Затем П.В.Еремеев (1870), вероятно, наблюдавший контакты скарнов с аподолеритовыми метасоматитами, напротив, высказал предположение, что они были образованы по кристаллическим породам - анамезитам (долеритам). Исследователи более позднего периода В.Н.Зверев (1916), П.Л.Драверт, А.Г.Ржонсницкий (1917), а следом В.В.Ляхович (1952) пришли к выводу, что ахтарандитовые породы являются продуктом преобразования осадочных слоистых толщ. В.В.Ляхович высказал предположение, что скарны были образованы за счет изменения известняков и доломитов кембро-силурийского возраста. П.Е.Оффманом и А.С.Новиковой (1955) месторождение ахтарандитов представлено в виде скарнированных туфов и пеплов в жерле вулканической трубки «Эринга» Однако эта теория не нашла подтверждения по данным геологического картирования (1962). Прежде всего, она не могла объяснить наличие реликтовой слоистости явно стратифицированных пород. Позднее высказано предположение, что протолитом ахтарандитовых метасоматитов являлись туфогенно-осадочные породы, продукты выветривания осадочных. пород палеозоя и экструзивных и интрузивных пород трапповой формации (Галускин, Галускина, Павлушин, 2000). По выделенной парагенетической ассоциации минералов, сделан вывод, что первоначально эти породы были преобразованы контактовым метасоматозом в высокотемпературные мелилитовые малоглубинные скарноиды, а уже затем изменены более низкотемпературными метаморфическими процессами хлоритизации, серпентинизации, гидрогранатизации. Гранат является сквозным минералом, характеризующим все этапы становления пород месторождения ахтарандитов (Галускина, 1999).
В районе исследований метасоматическим изменениям в различной степени подвержены все осадочные и туфогенные породы района, находящиеся в контакте с интрузивными телами траппов. Мощность и интенсивность изменений пород зависит от их положения относительно интрузивного тела (ксенолит в интрузивном теле, кровля, подошва интрузии), мощности и их литологического состава. Ороговикованию подвержены туфогенные (Tit), глинисто-карбонатные (Oiol) и песчано-глинистые (Рт) породы. В ряде случаев наблюдается окварцевание ордовикских песчаников с образованием своеобразных перекристаллизованных пород - бухитов. Аподолеритовые метасоматиты развиты повсеместно в зонах эндоконтакта тел траппов и скарнированных осадочных пород. Они описаны в обнажениях р. Вилюй (Надеждина, Юдина, Яковлевская, 1962) и р. Б.Ботуобии (Юдина, 1965).
Выделяются три основных участка развития гранат-содержащих метасоматических пород. Все они получили условные названия. Участок "Андрадитовый" находится в створе плотины Вилюйской ГЭС. Здесь, на правом берегу, обнажаются карбонатные пироксен-гранатовые метасоматиты с кристаллами андрадита. Участок "Дайки" находится на правом берегу Вилюйского водохранилища. Он представлен тектоническими блоками метасоматических пород, разделенных дайками долеритов параллельного простирания. Здесь наблюдаются карбонатные гидрогранат-серпентинитовые, серпентинитовые и хлоритовые метасоматиты с кристаллами гроссуляра, ахтарандита и вилуита. Третий участок -"Классическое месторождение" - находится на левом берегу Вилюйского водохранилища против устья руч. Эринга и представляет собой частично затопленное месторождение ахтарандита, гроссуляра и вилуита, открытое Э.Лаксманом.
Участок находится на левом берегу Вилюйского водохранилища в 4 км ниже устья р. Ахтаранды (Ахтарандинский залив) (см. рис. 8). Он расположен на месте затопленного обнажения скарноподобных пород, известного как Вилюйское месторождение ахтарандита, гроссуляра и вилуита. Именно этот участок долгое время служил единственным источником материалов для большинства работ, посвященных геологии и минералогии ахтарандит-содержащих пород и пополнения музейных коллекций. Здесь между серией секущих и пластовых интрузивных тел траппов современными процессами эрозии вскрыта моноклинально залегающая пачка метасоматически измененных осадочных пород предположительно нижнеордовикского возраста (рис. 9). Видимая мощность ее выходов у уреза воды составляет около 120 м. Метасоматиты перекрыты пластовой интрузией траппов с максимальной видимой мощностью 130-150 м. Толща скарнированных пород имеет литологически выраженную слоистость, которая подчеркивается трещинами по плоскостям напластования и параллельно-слоистым распределением кристаллов гроссуляра, вилуита и псевдоморфоз ахтарандита.
Описание геологии участка ведется по пикетам с интервалом 10 м вдоль береговой линии с нумерацией вниз по течению Вилюя (см. рис. 9).Пикет 2 находится в зоне контакта метасоматитов с интрузивными породами трапповой формации. Контакт не вскрыт обнажением. Между пикетами 2 и 3 в высыпках наблюдаются брекчиевидные аподолеритовые метасоматиты. Реликты долеритов с зонами закалки сцементированы серпентинитом желтовато-серого цвета с вкраплениями мелких кристаллов граната {ПО}. Отмечены метасоматиты с глинистой составляющей светло-желтого цвета с карбонатным цементом, в которых наблюдаются кристаллы гроссуляра {110}+{211} размером 0,5-1 см.
Между пикетами 3 и 4 в высыпках наблюдаются метасоматиты, сложенные пористым каркасом, состоящим из зерен радиально-лучистых агрегатов гематита. Они представляют собой псевдоморфозы по крупным кристаллам диопсида, реликты которого сохранились фрагментами под оторочками гематита. В полостях каркаса отмечены псевдоморфозы ахтарандита размером 0,5-1 см желтовато-серого цвета в форме тригонтритетраэдра. Иногда в гематите встречаются вкрапления мелких (до 1,5 мм) кристаллов {110} гроссуляра светлого зеленовато-желтого цвета.
Между пикетами 4 и 5 обнаружены обломки тонкослоистых глинистых метасоматитов с псевдоморфозами ахтарандита белого цвета. Кроме того, отмечены
Анатомия и состав кристаллов граната
Большинство индивидов граната с участков "Классическое месторождение" и "Дайки" относятся к кристаллам гроссуляра так называемого "Вернеровского типа" (Galuskina, Pavlushin, Galuskin, 2002). Это кристаллы первого и второго морфологического типа в форме {211} или {211}+{110} с доминирующими гранями {211}. Они отличаются крупным размером, превышающим 1 см, и своеобразной окраской от зеленого до желтого цвета, напоминающей цвет крыжовника. Кристаллы в сечении имеют ясно выраженную макрозональность, в которой выделяются три основные зоны. Они представлены ядром в виде хорошо ограненного {211}+{110} или реже ксеноморфного реликтового кристалла граната, промежуточной дендритно-скелетной зоной и массивным кристаллическим футляром (рис. 13-16). Характерные желтые и зеленые оттенки кристаллы приобретают благодаря покрывающей их поверхность тонкой зоне ярко-зеленого андрадита толщиной 10-50 мкм (Galuskina, Pavlushin, Galuskin, 2002).
На графиках эволюции состава гроссуляра наблюдаются симметричные тренды изменения содержания изоморфных компонентов FeO и AI2O3 (табл. 2-4, рис. 16 20). Отмечены близкие к синхронным колебания содержаний ТІО2, MgO с общим их повышением к периферии кристалла (см. рис. 20). В некоторых случаях с ними совпадают тренды содержаний СггОз и МпО (см. рис. 18).
На треугольной диаграмме Andr + (Uvar) - Grs - Shorl наблюдается перекрытие в составах кристаллов гроссуляра с участков "Дайки" и "Классического месторождения" в области гроссуляра (рис. 22). Тем не менее, тренды эволюции состава имеют различную направленность. Представляет интерес обратное соотношение трендов состава между индивидами гроссуляра с простыми формами {110} и {211} из зон экзоконтакта даек №1 и №2 на участке "Дайки" (см. рис. 22). В кристаллах в форме {211}+{110} с экзоконтакта дайки №1 отмечено повышение гроссулярового компонента. Во всех остальных случаях характерно повышение железистости связанное с проявлением волны кислотности растворов на постмагматическом этапе метасоматоза (Коржинский, 1982).
Анатомия кристаллов андрадита во многом отличается от кристаллов гроссуляра. Во внутреннем строении крупных ромбододекаэдрических кристаллов андрадита (2-5 см) преобладают трехмерные каркасы, футляры, а во внешней морфологии - реберники и редко вершинные формы. Кристаллы среднего (1-2 см) и более мелкого размера, как правило, имеют массивное строение. Иногда в центре кристалла обнаруживается изометричная зона, где гранат имеет пойкилитовое строение с включениями кальцита и редко - клинопироксена.
Цвет кристаллов - черный до бурого. Они полупрозрачны. В тонких сколах просвечивают и обладают коричневой, буро-желтой или оранжевой окраской.Для андрадита обычна секториальная анизотропия. Секториальность кристаллов соответствует пирамидам нарастания граней {ПО}, характерны закономерно гаснущие секторы, сходящиеся в центре кристалла; их основаниями являются грани (НО). Количество секторов, их форма зависят от кристаллографической ориентировки разреза монокристальных индивидов.
Состав граната с данного участка характеризуется как грандитовый и А1-андрадитовый. Содержание гроссуляровой АЬОз и андрадитовой FeO составляющих по зонам в направлении роста в основном стабильное, с незначительным увеличением минала андрадита (Andr49Grs49UvariShorli - Andr5iGrs48Shorli). Отмечена инверсия в составе андрадита (Ancu Grs Shorli - Andr6oGrs39Shorli) (см. рис. 21, табл. 5). В направлении к периферии кристаллов андрадита, как и в гроссуляре, отмечены синхронные колебания содержаний ТІО2 и МпО и постепенное выравнивание их массовой доли с MgO (рис. 21). С падением содержания ТіОг наблюдается синхронный рост железистое FeO, свидетельствующий о том, что все железо, как и титан, находится в позиции Уг (см. рис. 21). Колебания содержаний СггОз также близки к синхронным с перечисленными компонентами. Тренды эволюции состава кристаллов граната имеют одинаковую направленность с увеличением андрадитовой составляющей (см. рис. 22).
Кристаллы граната с данного участка отличаются от гроссуляра пониженным содержанием MgO (до 0,47 вес. %), что, вероятно, связано с меньшим количеством доломита в протолите скарноидов. В то же время наблюдается сравнительно высокое содержание МпО (до 0,25 вес. %) и ТіОг (до 0,34 вес. %) (см. табл. 5).
Кристаллом-вершинником называется совокупность материальных точек - его вершин, связанных между собой элементами симметрии. Простые пространственные вершинные формы кристаллов описываются с помощью кристаллографических видов точечной симметрии. Поскольку стереографические проекции вершин кристаллов эквивалентны проекциям простых гранных форм или пучков, авторами классификации скелетных форм кристаллов И.И.Шафрановским и В.А.Мокиевским для наиболее точной их характеристики было предложено снабжать слово "вершинник" названием соответствующей гранной простой формы (Шафрановский, Мокиевский, 1956; Шафрановский, 1961, 1968). Символ направления соответствующего отдельной вершине кристалла, обозначается точками - .hkl., а символ совокупности направлений вершинника заключается двоеточиями - :hkl:. Важным дополнением кристаллографического описания является указание простой гранной формы, которой огранен вершинник. Для ее обозначения используется общепринятый символ с фигурными скобками {hkl}.
В нашем случае к вершинникам отнесены кристаллы граната, имеющие удлинения вершин в виде ограненных субиндивидов или их групп, а также кристаллы с вогнутыми гранями, на вершинных участках которых наблюдаются утолщения за счет высокого микрорельефа, образованного макроскопическими ступенями роста. По системе описания скелетных кристаллов среди них выделяются
Проявление искаженной видимой симметрии во внешней морфологии и анатомии кристаллов граната
Искажение внешней симметрии морфологически значимых простых форм кристаллов гроссуляра {211} и андрадита {110} способствовало появлению в их огранке нетипичных, менее морфологически значимых дополнительных граней простых истинных форм и ложных ребер, отвечающих геометрии (симметрии) искажения. Для крупных кристаллов гроссуляра с доминирующей простой формой {211} дополнительными являются грани {110} и редко {321}, а для андрадита -{211} и {321}. Дополнительные грани и ложные ребра, как правило, располагаются параллельно оси симметрии, вдоль которой вытянут кристалл, либо параллельно плоскости его уплощения. Нередко именно их присутствие или степень развития и определяют вид ложной симметрии искаженных полиэдров.
На кристаллах гроссуляра {211} дополнительные грани {110} особенно хорошо развиты со стороны их наибольшего уплощения. К ним относятся грани ложной тетрагональной призмы (3) на удлиненных кристаллах видимой симметрии 4/гагаш (см. рис 47, а; рис. 48, в, г) и тетрагональной призмы (2) на кристаллах симметрии 4mm (см. рис. 47, б; рис. 50, г), собранных на участке «Дайки». На рассмотренных нами с последнего проявления, пирамидальных индивидах видимой симметрии Зт с полярным развитием граней простых форм {211} и {110} грани {110} наиболее развиты с притуплённой стороны в виде ложной тригональной пирамиды (8) (см. рис. 52, б, г; 53, а, в, г). Иногда они наблюдаются на одном из морфологических типов уплощенных кристаллов {211} гроссуляра с видимой симметрией mmm с «Классического месторождения» в виде небольших граней ложного пинакоида, расположенных на выходах ложной оси Ьг [010] (см. рис. 56). На псевдоромбических индивидах гроссуляра симметрии 2mm, отобранных на «Классическом месторождении» и на участке «Дайки», грани {110} образуют ложный пинакоид (11) и, как правило, доминируют среди остальных ложных форм ромбододекаэдра (см. рис. 60). На кристаллах гроссуляра {211} с обоих участков грани {110} нередко присутствуют на псевдомоноклинных кристаллах подгруппы симметрии m в виде хорошо развитых моноэдров (10) (см. рис. 68).
Дополнительные грани {ПО}, параллельные оси удлинения, зафиксированы в одном случае - на кристалле {211} гроссуляра симметрии Зт. Они представлены ложной гексагональной призмой (2) (см. рис. 51, г).
Особенно хорошо появление нетипичных граней {211} прослеживается на уплощенных и удлиненных по направлению [111] кристаллах андрадита симметрии Зт. На полиэдрах с доминирующей в огранке простой формой {110} к ним относятся грани ложной тригональной призмы (6) и ложных дитригональных пирамид (3) и (7) тетрагонтриоктаэдра (см. рис. 54, б, в). Грани ложной тригональной призмы {211} отвечают кристаллообразующей среде с симметрией цилиндра oo/mm, а ложных дитригональных пирамид {211} - симметрии конуса am. По всей видимости, грани этих ложных форм получали наибольшее питание во время кристаллизации, встречая «поток» минералообразующего вещества, и соответствовали наибольшей скорости развития кристалла. Кроме того, наглядными примерами вьшужденного появления граней {211} в огранке ромбододекаэдра может служить ложный диэдр (1) на скелетоподобных кристаллах андрадита симметрии 2mm (см. рис. 61) и та же ложная форма на индивидах симметрии m (см. рис. 70, б).
Появление в огранке кристаллов ложных ребер, не свойственных идеально развитым простым истинным формам {211}, {110} или {211}+{110}, характерно как для индивидов гроссуляра, так и андрадита.
По нашим наблюдениям, наибольшее развитие получают ложные ребра [001], образованные пересечением граней {ПО}. Они отмечены на месте вершин :100: псевдотетрагональных кристаллов подгрупп симметрии 4/mmm и 4mm и параллельны ложной оси L.4, вдоль которой вытянуты индивиды. Грани {110} в данных случаях принадлежат соответственно ложной тетрагональной призме (3) (см. рис. 47, а; рис. 48, б) или (2) (см. рис. 49, б, в; рис. 50, б). Данные ребра наблюдаются также на кристаллах псевдоромбической симметрии подгруппы mmm на пересечении граней ложных пинакоидов (2) и (3) (см. рис. 58, а) и подгруппы 2mm на пересечении граней пинакоида (1) и ложных моноэдров (4) и (5) ромбододекаэдра (см. рис. 62). На псевдомоноклинных кристаллах подгруппы 2/т ложные ребра [001] образованы гранями пинакоидов (3) и (4) (см. рис. 65) или ромбических призм (1) и (2) (см. рис. 66). Они обычны для кристаллов симметрии m и появляются на пересечении граней ложного пинакоида (1) с гранями ложных моноэдров (6) и (7) (см. рис. 69). Нередко их можно наблюдать в огранке кристаллов ложных симметрии 1 и 1.
Вершины :100: тетрагонтриоктаэдра нередко бывают замещены ложными ребрами [011]. На кристаллах гроссуляра ложной симметрии mmm они расположены вдоль пересечения граней ложной ромбической призмы (1) параллельно удлинению индивидов вдоль ложной оси L2 (см. рис. 57; рис. 84, д, е) и на пересечении граней ложной ромбической призмы (2) на кристаллах симметрии 2mm (см. рис. 59). На уплощенных псевдотригональных кристаллах подгруппы 3 m ребра [011] образованы гранями ложной гексагональной призмы (5) и ложного ромбоэдра (3) {211} (см. рис. 51, в). В данном случае они параллельны плоскости (111), по которой кристаллы уплощены. На псевдотригональных кристаллах подгруппы Зт данные ребра появляются на месте пересечения граней ложной тригональной призмы (6) и ложной тригональной пирамиды (2) тетрагонтриоктаэдра (см. рис. 52, а; рис. 53, б-г). Кроме того, на кристаллах {211} с ложной симметрией подгрупп Зт (см. рис. 51, г) и 2/т (см. рис. 63,64) на месте вершин :110: наблюдаются ложные ребра [111].
Отмечены ложные ребра, образованные и комбинацией граней простых форм {211} и {ПО}, совпадающие с направлением [011]. На кристаллах симметрии Зт их можно наблюдать на пересечении граней ложной тригональной пирамиды (8) {110} с гранями ложной тригональной призмы (6) {211} (см. рис. 52, а-г, рис. 53, а-г, рис. 54, б, в). Хорошо развитые ложные ребра [011] зафиксированы на месте вершин :111: кристаллов андрадита с видимой симметрией подгрупп 2mm и т. Они ориентированы вдоль плоскости уплощения кристаллов и возникают на месте пересечения граней простых форм {110} и {211} (см. рис. 61, рис. 70, а, б).
В зависимости от внешней геометрии кристаллов исчезновение из огранки определенных граней, связанных общими элементами диссимметрии, подчиняется той же закономерности, что и появление дополнительных граней, менее морфологически значимых простых форм и ложных ребер. Как правило, это связано с вытеснением из огранки ложной формы одной истинной простой формы гранями ложной формы, принадлежащими другой простой истинной форме. Замещения такого
