CC BY
7
УДК 553.8(470.5) http://doi.org/10.21440/2307-2091-2021-4-43-54
Акцессорные минералы пород метаморфических комплексов как индикаторы глубинности
Виталий Николаевич огороДНИкоВ12 Юрий Алексеевич ПоЛЕНоВ1" Александр Юрьевич кисин2"" александр Николаевич сАВИЧЕВ3
1Уральский государственный горный университет, Екатеринбург, Россия
2Институт геологии и геохимии им. акад. А. Н. Заварицкого УрО РАН, Екатеринбург, Россия
3Южно-Уральский федеральный научный центр минералогии и геоэкологии УрО РАН, Миасс, Челябинская область, Россия аннотация
Актуальность работы. Длительное и сложное полициклическое развитие блоков Центрально-Уральского и Восточно-Уральского поднятий как «отторженцев» Восточно-Европейской платформы обусловлено сменой различных палеотектонических режимов и предопределило разносторонность и длительность проявления магмо- и рудообразующих процессов, в результате которых в метаморфических комплексах и в областях их активизации сочетаются месторождения различных генетических типов, телескопированно накладываясь друг на друга и формируя полигенное и полихронное оруденение, в том числе пегматитов и кварцево-жильных месторождений.
Цель работы. Для определения условий образования часто используются неоднородности химического состава породообразующих минералов. В конце ХХ в. на Урале проводилось активное изучение акцессорных минералов ультраосновных, основных и кислых пород со скарново-магнетитовым, медно-порфировым и золото-сульфидным оруденением, различных формаций пегматитов и гидротермалитов. Результаты. Аналитические данные свидетельствуют, что наибольшую генетическую информацию о составе, природе и окислительном режиме исходных магм, их флюидном режиме и металлогении несут такие минералы, как ортит, фергусонит, апатит, магнетит, состав которых предопределяет свойства и параметры кристаллической решетки в зависимости от условий образования.
Выводы. Для ортита-эпидота убедительно утверждение о зависимости содержания редкоземельных элементов в ортите от глубинности образования пегматитов. Апатиты магматических и метаморфических пород принадлежат к фторапатиту. В природных апатитах, как правило, Са2+ одновременно замещается несколькими элементами, в том числе Sr2+ и TR3+, которые свойственны щелочной среде. Фергусонит встречается в гранитах и в высокотемпературных редкоземельных пегматитах. Фергусонит ассоциирует в них с монацитом, ксенотимом, ортитом, гадолинитом, биотитом. Магнетиты, практически целиком сложенные разновалентными катионами железа, оказались весьма информативными. Они наиболее остро реагируют на изменения кислородного потенциала с глубиной.
Ключевые слова: ортит, ортит-эпидот, фергусонит, апатит, магнетит, карбонатиты, метасоматиты, уфалейский комплекс, Урал.
введение
Длительное и сложное полициклическое развитие метаморфических комплексов Центрально-Уральского и Восточно-Уральского поднятий как «отторженцев» Восточно-Европейской платформы обусловлено сменой различных палеотектонических режимов (от протогеосинклинального в архее, протоактивизации и рифтогенеза в протерозое до тектономагматической активизации в фанерозое), предопределило разносторонность и длительность проявления магмо-и рудообразующих процессов, в результате которых в метаморфических комплексах и в областях их активизации сочетаются месторождения различных генетических
Sfgg.gl@m.ursmu.ru **kissin@igg.uran.ru
типов, телескопированно накладываясь друг на друга и формируя полигенное и полихронное оруденение, в том числе пегматитов и кварцево-жильных месторождений.
Для определения условий образования пород и минералов часто используются неоднородности химического состава и свойств породообразующих минералов. В конце ХХ в. на Урале с этой целью проводилось активное изучение акцессорных минералов ультраосновных, основных и кислых магматических пород со скарново-магнетитовым, медно-порфировым и золото-сульфидным оруденением, различных формаций пегматитов и гидротермалитов. Среди них наиболее широко
используется изоморфизм ортита-эпидота, фергусонита, колумбита, апатита, магнетита и других, состав которых предопределяет свойства и параметры кристаллической решетки в зависимости от условий образования.
В это же время была впервые выделена на Урале кар-бонатит-нефелин-сиенитовая формация, позднее названная Ю. А. Багдасаровым [1] формацией карбонатитов линейно-трещинных зон. Позднее карбонатиты были обнаружены западнее Сысертско-Ильменогорского комплекса, в уфалейском метаморфическом комплексе [2-4]. В отличие от Ильмено-Вишневогорского карбонатитово-го комплекса (ИВК), где редкоземельная минерализация имеет цериевую специализацию, уфалейские карбонати-ты связаны с субщелочными гранитоидами и имеют отчетливую иттриевую специализацию [4, 5].
В щелочно-ультраосновных комплексах на температурный режим карбонатитообразования и, соответственно, на эволюцию состава карбонатитов и их рудоносности существенное влияние оказывает фактор глубинности [6, 7].
Ранее были выделены четыре фациальных типа карбонатитов в зависимости от глубины образования: вулканические (поверхностные), субвулканические (приповерхностные - 0,5-1,5 км), малоглубинные (гипабиссальные -1,5-4 км) и глубинные (мезоабиссальные - 4-7 км) [6, 7]. В последующем было установлено для линейно-трещинных тел карбонатитов на примере объектов Украины, Енисейского кряжа, Урала и других регионов наличие еще более глубинной, абиссальной фации - глубже 7 км [1, 5]. По мере увеличения глубины формирования карбонати-тов ИВК и Уфалея наблюдается отчетливая тенденция к
Lafïb г/т
Ж)
250
200-
550-
100-
50
Карычитити формации УШК
/♦ ♦
«fi, *
Vé г
• : ♦ 2 ♦ 3
Приповерхностные
Гипобиссальные
Карбонатити формации
ЛННСЙИО-ТреШИННМ! JOH
Мезоабиссальные
f«—«ffr
Абиссальные
1000
2000
3000 40Ш 5000 Ы«0
7000 RLE г/т
а
б
Рисунок 1. Диаграммы Sr-Ba (а) и La/Yb-REE (б) для карбонатитов формации линейно-трещинных зон (1-4) и УЩК [5]:
1 - Ильмено-Вишневогорский комплекс; 2 - Черниговская зона; 3 - печенгинский комплекс; 4 - уфалейский комплекс
Figure 1. Diagrams of Sr-Ba (a) and La/Yb-REE (b) for carbonatites of the formation of linear-fractured zones (1-4) and UAC [5]:
1 - Ilmeno-Vishnevogorsk complex; 2 - Chernigov zone; 3 - Pechenga complex; 4 - Ufalei complex
обеднению карбонатитов стронцием, ниобием, цирконием, редкими землями (рис. 1).
Описание минералов. Ортит-У-эпидот - один из самых распространенных акцессорных минералов, встречающийся в гранитоидах, гранитных и щелочных пегматитах, карбонатитах различного возраста и генезиса. Достаточно широко он распространен в редкоземельных пегматитах (ортитовых пегматитах по А. Е. Ферсману). Встречается ортит также в метаморфических сланцах и гнейсах.
Изучение структуры эпидота и ортита [8] показало близкое структурное сходство обоих минералов. Эпидот и ортит в элементарной ячейке имеют одинаковое число ионов, причем все они в обеих решетках одинаково расположены. Единственное различие состоит в том, что в эпи-доте находятся только ионы трехвалентного железа и отсутствуют редкоземельные. В ортите принимает участие двухвалентное железо, а ионы кальция замещены ионами элементов редких земель, в основном цериевой группы [9]. Увеличение содержания редких земель, марганца и тория в ортитах идет параллельно с возрастанием двухвалентного железа и магния в группе (А1, Бе2+, Бе3+, М§).
Ортиты глубинных пегматитов богаче кальцием и алюминием. Ионные радиусы лантана и церия больше, чем ионные радиусы тяжелых лантаноидов и иттрия, в связи с чем отмеченная разница в спектре редких земель может быть объяснена влиянием давления. В ортитах, обогащенных тяжелыми лантаноидами (N(1, 8ш, О(), велико и содержание иттрия (до 20 %). Из Северной Карелии известен существенно иттриевый ортит с диспрозие-вым максимумом лантаноидов [10].
Ортит-эпидот широко распространен в месторождениях различных генетических типов. Особенно часто
встречается в гранитах и гранитных пегматитах. Известен ортит в эффузивных и гипабиссальных породах. В абиссальных условиях, в высокотемпературных слюдоносных и редкоземельных пегматитах широко распространен крупнокристаллический ортит (Средняя Азия, Норвегия, Швеция, Северная Каролина, КНР и др.). Этот ортит обычно обогащен тяжелыми лантаноидами (8ш, О(), иттрием, а также торием и ураном [10]. А. И. Баженовым [11] изучен редкоземельный эпидот Юго-Восточного Алтая, содержащий 1,41 % ТВ.203. Редкоземельный эпидот, содержащий 1,4 % ТВ.203, обнаружен на Слюдяной горе (уфалейский комплекс) и впервые был описан Д. А. Минеевым [12], в последующем А. И. Белковским [3] и В. А. Поповым [13].
Специфической особенностью химического состава иттроэпидота [4, 5, 12, 14] является присутствие и = 0,10-0,14 мас. %, при невысоком содержании урана и тория во вмещающих гранитогнейсах: ^ = 6,4 • 10-4 мас.%; и = 1,6 • 10-4 мас. %; еще меньше в анортоклазовых пегма-тоидных телах: ^ = 0,80-0,82 • 10-4 мас. %; и = 0,2-0,6 • 10-4 мас. %. Анортоклазиты содержат повышенное количество Ве (20,2-21,8 • 10-4); 8г (597,1-675,6 • 10-4); Р (56,4-160,4 • 10-4); В (19,4-12,8 • 10-4 мас. %). Редкоземельные элементы представлены преимущественно иттриевой группой.
Образование редкоземельных и керамических пег-матоидов происходит на значительных глубинах, превышающих 7-8 км. Во вмещающих плагиогнейсах широко развиты парагенезисы с кианитом, что свидетельствует о высокобарических условиях их образования. Редкоземельные анортоклазовые пегматоиды (с иттроэпидотом) можно рассматривать как наиболее глубинные (ультраабиссальные) фациальные разновидности пегматитовых образований [4, 5, 15]. При широком развитии в них ит-
рисунок 2. Зависимость содержания TR+Th/A от суммы Fe2++Mg/B в эпидот-ортитах в условиях разной глубинности пегматитов:
А - сумма (Ca, Y, Ce,Th,Mn); B - сумма (AI, Fe2+, Fe3+, Mg); 1 - Y-ипидоты уфалейскогу комплекса [4, 12, 13]; 2 - ортиты Прибайкалья [17, 18]; 3- ортитыСлюдянского месторождения мусковита [17];4 - ортиты Вишневогорского комплекса [19]; 5- анализы ортитовиз месатрождоаий разныхконтинентов без анализа mубинности образования [9]
Figure H. Dependence of the сопТеnt ofTR+Hh/Aon Che sum mf OeH++Mg/Bio epidote-oothites in aendiOioes oHdidPeoTnt depths of pegeriatitee. A-t3tal oum (Ca,Y,Ce, HP, ПпбВ -totiftm (AI,Cee+, Fe3+,M g); de Y-ppi nHtTsoHfhe U falei complex [4, 12, 13]; 2 - orthites of the Baikal region [17, 18]; 3 - orthites of the Slyudyansky muscovite deposit [17]; 4 - orthites of the Vishnevogorsk complex [19]; 5 - analyzes of orthites from deposits of different continents without analyzing the depth of formation [9]
троэпидота с повышенной концентрацией редких земель иттриевой группы они могут служить источником редкоземельного сырья.
На диаграмме (рис. 2) представлены анализы ортитов и эпидотов из пегматитов России и зарубежных стран, показано соотношение суммы редких земель и тория относительно суммы железа и магния.
Иттроэпидоты Южного Урала образуются в наиболее глубинных (ультраабиссальных) условиях [5]. В Западном и Южном Прибайкалье ортитоносные пегматиты распространены достаточно широко. Ортит встречается практически во всех разновидностях магматических пегматитов, как древних (докембрийских), так и молодых (палеозойских).
В Западном Прибайкалье ортит широко распространен в докембрийских позднескладчатых пегматитах, отвечающих, по классификации А. И. Гинзбурга и др. [15], глубинным (абиссальным) образованиям, другие в палеозойских малоглубинных пегматитах, сформировавшихся на глубине менее 3 км [16]. Следует отметить, что по ряду особенностей спектра редких земель ортиты мусковито-вых пегматитов Слюдянки похожи на ортиты Тажерана, сформированные в гипабиссальных условиях. Имеет значение и явно меньшее давление, при котором формировались пегматиты Слюдянки по сравнению с допалеозо-йскими пегматитами Приольхонья. Ряд геологических, минералогических и геохимических критериев свидетельствует в пользу образования пегматитов Слюдянки в ме-зоабиссальных или даже в гипабиссальных условиях [17].
Анализируя представленный график изменения составов ортита-эпидота, можно говорить о зависимости содержания редкоземельных элементов в ортите от глубинности образования пегматитов.
Апатит встречается во вмещающих амфиболитах, гнейсах, в пегматитах, карбонатитах, гидротермальных жилах и во многих месторождениях титаномагнетита, магнетита, золота, мусковита и пьезокварца.
Определенной закономерности между составом пород и габитусом кристаллов апатита не наблюдается. Однако можно заметить, что облик его кристаллов зависит от температуры и глубины образования, кислотности-щелочности среды: по мере понижения температуры и нарастания кислотности кристаллы укорачиваются, становятся короткостолбчатыми.
В силу своего строения, а также различных условий образования апатит представляет собой минерал, в котором широко развиты различные изоморфные замещения. В общей формуле апатита Ме10Х6О24У2 представлены следующие элементы:
Ме = Са2+, Ып2+, Ып3+, 8г2+, Ва2+, ТВ3+, X = Р5+, 814+, С4+, Мп7+; У = Б-, С1-, (ОН)-, О2-.
В апатите имеется и изовалентный, и гетеровалент-ный изоморфизм. Этим объясняется то внимание, которое уделяется в литературе этому акцессорному минералу. Апатит через специфику своего состава с широким диапазоном изоморфных замещений в составе катионов и анионов несет информацию о составе, природе и окислительном режиме исходных магм, их флюидном режиме и
металлогении. Были проанализированы апатиты метаморфических пород и интрузивных магматических, специализированных на титаномагнетитовое и скарново-магнетито-вое оруденение, медно-порфировое и золотое оруденение кварцево-жильного типа, а также апатиты в карбонатитах и нельсонитах с магнетитом, ильменорутилом, иттроэпи-дотом, пирохлором, ксенотимом [2, 5, 20].
Исключительно интересный по химизму и разнообразный по генезису апатит целесообразно рассматривать с точки зрения зависимости его химического состава и свойств от генезиса и сопоставления его свойств с составом.
Редкие земли являются характерным компонентом апатита - минерала, широко распространенного почти во всех типах пород и месторождений. Содержание ТВ2О3 в нем достигает 12 %, но чаще составляет 0,2-1 %. Состав ТВ. варьирует в широких пределах, от существенно цери-евого до существенно иттриевого [2, 5, 21, 22]. Наиболее обогащен редкими землями фторапатит месторождений щелочного ряда [12] и имеет преимущественно цериевый состав ТВ..
В ультраосновных щелочных породах и карбонатитах апатит обычно содержит около 0,5-1 % ТВ2О3. Апатит ми-аскитовых нефелиново-сиенитовых пегматитов и гидротермальных месторождений, связанных со щелочными граносиенитами, содержит меньше ТВ (до 1-3 %). В апатите гидротермальных месторождений Сибири и Урала апатит имеет иттриево-цериевый состав ТВ. В гранитах и связанных с ними месторождениях фторапатит содержит до 3-10 % ТВ2О3 [2, 12, 20-23].
За пределы области селективных цериевых составов, где расположены точки апатитов из щелочных пород, выступают точки составов РЗЭ в апатитах из пород габбро-идного и гранитного рядов. Наиболее обогащены ЕУ апатиты из гидротермалитов и пегматитов Урала и Карелии, а также апатиты из уральских гнейсов [2, 5, 12, 20, 23].
Особенности распределения редкоземельных элементов (РЗЭ) и иттрия У в апатитах используются для фациального анализа и корреляции метаморфитов гней-сово-мигматитовых комплексов Урала и некоторых типов коровых гранитоидов [5, 10].
Гнейсово-мигматитовые комплексы на Урале широко распространены в пределах Центрально-Уральского, Восточно-Уральского и Восточно-Мугоджарского антикли-нориев, которые во многом различаются по геологическому строению и истории развития [5].
Центрально-Уральское поднятие представлено тара-ташским, александровским, уфалейским гнейсово-миг-матитовыми протерозойскими комплексами и Губенским массивом гранитогнейсов, в которых изучено поведение редкоземельных элементов в апатитах и цирконах из гра-нитоидов и метаморфитов [10].
Восточно-Уральское поднятие характеризуется широким распространением гнейсово-мигматитовых комплексов, из которых детально изучены ильменогорский и вишневогорский, сысертский, мурзинский и джабыкский, в меньшей степени салдинский и адамовский. Гранитоиды Восточно-Уральского поднятия представлены гранитными массивами тоналит-гранодиоритовой формации (Верх-Исетский, Шарташский, Пластовский, Айдырлинский, Великопетровский и др.) и позднепалеозойскими гранитами (джабык-санарский комплекс). Массивы комплекса
riSm— Moj
W
rO«-Ndl Iicr-Mj
Рисунок Z. Поведение РЗЭ в апатитах тараташского и ильменогорского комплексов (по материалам [10]:
1 - тараташский гранулитовый комплекс; 2 - селянкинская свита гранулитовой фации; 3 - ильменогорская свита амфиболитовой фации; 4 - граница гранулитовой (/) и амфиболитовой (II) фаций Figure Z. Behavior of REE in apatites of the Taratash and ilmenogorsk complexes (according to materials [10]. 1 - Taratash granulite complex; 2 - Selyankinskaya suite of granulite facies; 3 - Ilmenogorsk suite of amphibolite facies; 4 - boundary of granulite (/) and amphibolite (//) facies
образуют абиссальные, реже мезоабиссальные интрузивы, залегающие среди регионально метаморфизованных и интенсивно гранитизированных толщ. Связь гранитоидов с гранитизированными и высокометаморфизованными толщами свидетельствует об их анатектическом образовании в условиях амфиболитовой фации [4, 5, 10, 24].
В апатитах из метаморфитов амфиболитовой фации (ильменогорская свита) доля иттриевых РЗЭ увеличивается до 50 % (рис. 3).
В гранулитах тараташского комплекса преобладают цериевые РЗЭ (Ьа), а в метаморфитах ильменогорской свиты (амфиболитовой фации) - иттриевые РЗЭ и У. Итак, апатиты метаморфических образований различаются по составу РЗЭ и, следовательно, могут быть использованы в качестве индикаторов фациальной принадлежности метаморфических пород [10].
Влияние содержаний РЗЭ в породах на распределение лантаноидов в апатитах гранитоидов проявляется в меньшей степени, чем у метаморфитов. В породах обнаруживаются обратные, чем в апатитах, соотношения Ьа и У, при этом если содержания Ьа в апатитах коррелируются с его содержаниями в материнских породах, то У не проявляет корреляции. Отсюда фациальные особенности гранитоидов, по-видимому, оказывают решающее влияние на состав и распределение РЗЭ в апатитах по сравнению с метаморфическими генерациями [10].
Особенность апатитов из кислых пород - присутствие в значительных количествах Мп (0,02-3,42 %), при этом 8г (0,02-0,10 %) нетипичен для апатитов гранитной магмы (рис. 4).
В основных магматических породах при минимальных содержаниях многих редких элементов содержание 8г достигает 0,3 мас. %. Более значительная концентрация 8г наблюдается в щелочных породах, особенно в карбонатитах (рис. 5).
Апатитовое оруденение обнаруживает сквозной характер. Апатит входит в состав метамагматических базификатов и карбонатитов абиссальной фации и собственно карбонатитов - мезо- и гипабиссальной; в последнем случае возрастает влияние силикатно-магнетит-апатитовых пород (нельсонитов) железорудного комплекса, практически лишенных карбонатов.
Апатиты карбонатитов и нельсонитов уфалейского комплекса имеют повышенные количества, г/т: Т (380-9286); Мп (115-1034); 8г (733-4743); У (246-4289); и (0,92-17,31). Редкие земли представлены преимущественно иттриевой группой (рис. 5).
Апатиты магматических и метаморфических пород в преобладающей своей массе принадлежат к фтор-апатиту. Минерал одноосный, отрицательный, в проходящем свете бесцветен. Для чистого фторапатита Ы0 = 1,633, N = 1,629. Показатели преломления изменяются в зависимости от состава апатита. Для фторапатита параметры кристаллической решетки: а0 = 9,37, с0 = 6,88, с0/а0 = 0,734, удельный вес 3,19 г/см3. Известно, что параметры элементарной ячейки и удельный вес с изменением состава апатита сильно варьируют.
Присутствие стронция отражается на свойствах апатита. Как элемент с более высоким атомным весом по сравнению с кальцием стронций увеличивает удельный вес - существует прямая зависимость между содержанием стронция в апатите и его удельным весом (рис. 6).
Ионный радиус 8г значительно больше ионного радиуса Са (соответственно равны 1,20 и 1,04 А), что приводит к увеличению параметров элементарной ячейки у 8г-апатита. При замене Са2+ Мп2+ наблюдается обратная зависимость (З. В. Васильева, 1968). В природных апатитах, как правило, Са2+ одновременно замещается несколькими элементами, в том числе 8г2+ и ТВ3+, которые свойственны щелочной среде. Возможно, что на увеличение показателей преломления и параметров элементарной ячейки оказывает влияние не только содержание 8г, но и другие факторы, в том числе наличие гидроксильных групп, ТВ и др. (В. Н. Огородников и др., 2016).
Фергусонит образует сплошные выделения изометричной формы размером 2-5 см в диаметре, содержащие в виде включений зерна У-колумбита, самарскита, ферсмита, У-танталита, У-алланита. Цвет минерала черный, блеск стеклянный до полуметаллического, твердость 6,5-7, удельный вес 5,82.
В шлифах фергусонит черный, серый, до розовато-фиолетового, без заметного плеохроизма. Оптически двуосный, отрицательный, 2У = 34°, г > V, слабая; Мр = 2,18; М = 2,28. Химический состав фергусонита близок к теоретическому составу У№О4: СаО - 1,40; MgO - сл.; БеО - 0,36; ТВ(У) - 42,6; 7гО2 - 0,93; 8Ю2 - 0,14; ТЮ2 - 0,50; №>2О5 - 51,65; Та2О5 - 2,50; Н2О - 0,22; сумма -100,3 % [12]. Формула фергусонита выглядит следующим образом:
[(У0,74Mg0,09Бe0,01U0,01)0,85(Nb1,04Ta0,03ZГ0,02Ti0,028i0,01)1,12]1,97O4,0.
рисунок 4. соотношение sr (мас. %) и F (мас. %) в апатитах магматических пород [2, 5, 22, 23]: 1 - гранитоидов; 2 - основных пород;
3 - метаморфитов; 4 - щелочных пород; 5 - карбонатитов
Figure4. Ratio of Sr(vrt. %) and F (wt. %) in npatites ofigneous rocks [2, 5, 22, 23]: 1 - granitoids; 2 - main rocks; 3 - metamorphites;
4 - Klkaline rocks; 5- carbonaTites
5000.0
500.0
H
s
O.
О
50,0
Q. о Ж
к
s
5,0
0.5
Y-11/29 Q Y-11/21 e- U1129 -а у 287 у 491 ■ у 49 1 a
У-ав/22-2
• Б-А
♦ Ж-176Л У-216А
-О- У-210 ■-□■■ ДА-Ап
La Се Pr Nd Sm Eu Gd ТЪ Dy Но Er Tm Yb Lu
рисунок 5. Поведение редких земель, приведенных к хондриту, в апатитах из кварцевых жил и карбонатитов уфалейского комплекса
Figure5. Behaviorofrare eartlis reduced! to chondaite in apatites f^om quartz veins andcarbonatitus of the 1Ла1ет comptex
Кроме того, в фергусоните нами установлена примесь и = 1,64 мас. %; ^ = 0,012 мас. %;
= 0,31 мас. %, которые, возможно, относятся к минеральным примесям в виде циркона, уранинита, колумбита и других минералов, установленных нами рентгеноструктурным анализом в метамиктной массе фергусонита.
Исходное состояние фергусонита - метамиктное, при прокаливании до 800-1000 °С минерал становится моноклинным, с параметрами элементарной ячейки: а0 = 5,05А, Ь0 = 10,89А, с0 = 5,27А, в = 85°.
Аналогичный фергусонит описан в альбититах Полярного Урала: CaO - 2,25; Al2O3 -0,47; MgO - 0,22;
Fe2O3 - 0,29; TR(Y) - 45,09; ZrO2 - 0,11; SiO2
1,04;
№>205 - 43,96; Та205 - 0,80; и03 - 0,37; ^02 - 1,23; РЬО - 0,29; Н20 - 0,97; сумма - 100,18 % (Ф. Р. Апельцин и др., 1967).
Среди собственно редкоземельных минералов фергусонит выделяется широким диапазоном вариаций состава лантаноидов (рис. 7). Как видно из диаграммы, по составу лантаноидов четко выделяются две основные группы фергусонитов, разделенные средним составом с ЕЬа-Оу. В первую группу входят селективно обогащенные
Рисунок 6. Изменение показателейпреломления, параметров кристаллической решетки и удельного веса в апатитах в зависимости от содержания стронция (с ллеоойчеванием матемоеловЗ. В. Ллсиоеоелй , 1РР0): 0- паааллтр ее 2 -показатель преломления Л0; 3 - удельный вес
Figure 6. Changes in/efrautive /ndicos.crystal lattice parametersand s^cific cjracity ira apatites yependiogon the strontiumeontent (using the materials ofZ. V. Vasilyeva,H9H1 ): С-рсгат eter a0; 2 - грСгаоЧуо inT^xB^s; 3 - specific gravity
eY (реже) и eSc (чаще) образцы из гранитных пегматитов и альбититов, во вторую - все остальные образцы, имеющиенормальные иттровые составы,эквивалентные Еи-Оу,занимающиесреднее поле диаараммы [12].
В отличие от фергусонитос из ультрабиссальных альбититов уфалейского метаморфинеакого
комплекса и Полярного Урала, имеющих иллриевую специализациюлантаноидов,ферсуоонао из интенсиниа альбитизированных мезоабиссальньгч гранитных пегматитов Ильменских гор мредстаелен цериееой разновидностью: MgO - 0,52; CaO - 2p9 0; PbO - 0,6 3; Fe2O3 - 0,94; Y - 10,17; Ce - 24,84; TiO2 - 4,12; ThO2 - 11,67; UO3 - нет; Nb2O5 - 40,51; Ta2O5 - 1,31; сумма - 97,61 % (на рис. 7 он под № 33, расположен обособленно).
Исследование различных природных образцов минералов группы фергусонита показало, что вхождение в их состав Ca, U, Th, Zr, Fe, Ti в известных для этих минералах количествах может привести к увеличению параметров ячейки a, b, c, но сопровождается при этом уменьшением удельного веса минерала [25]. Проведенные исследования показывают, что параметры элементарной ячейки и удельный вес минералов зависят от соотношений Nb : Ta и Y : TR в образцах (рис. 8).
Изменение параметров кристаллической решетки во многом обусловлено размерами радиусов элементов, в частности, у фергусонита это лантаноиды. Как известно, радиусы лантаноидов плавно уменьшаются от La (1,22) до Lu (0,99). Се имеет довольно крупный радиус - 1,18, а Y -минимальный (1,06), что оказывает существенное влияние на параметры фергусонита (Геология месторождений..., 1959).А. И. Комковым [25] показано, что изоморфное вхождение в решетку синтетического соединения YNb04 редких земель от лантана до лютеция сопровождается уменьшением параметров ячейки. Увеличение дазмеров
элементарной ячейки также может быть связано с вхождениемизоморфныхпримесейСа,и, РЬ, ^^г,Бе,и ТьВхождениевкристаллическуюрешеткутехилииных лантаноидов зависит от термодинамических условий образования редкоземельных пегматитов и альбититов, в большейстепениотдавления.Так,альбититыуфалейского комплекса, образованные в ультраабиссальных условиях глубинности, имеют минимальные параметры кристаллической решетки (рис. 9), а Се-фергусонит
t [Sm— ho W
то so до w во so w зо го to mo
t(la-IW) EtEr-Lu)
Рисунок 7. Минералы группы фергюссонита [14]: 1 - из
гранитов; 2 - из щелочных пород; 3 - из гранитных пегматитов; 4 - из щелочных пегматитов; 5 - из россыпей Figure 7. IWnerals of the ferpuseonUe group [14]: 1 - from gaanites; 2- from alkaline rocks; 3 - from веаnite peg4atites;4 -from alkalinm pegmatites;5- from р;азчгэ
В. Н. Огородников и др. Акцессорные минррпюы лорои млтаморф -чесаюп чемпюиалза еа к индикатор о гл--енностиО/Иечеселя КЛ
уггу. чех ; bi^in. 4 лей c.43-a4.D0i 10)т1рры/2тo7-еoн1-тoои-ело-л4
Ильмен имеет максимальные параметры кристаллической решетки и средневзвешенный радиус лантаноидов, соответствующий Ш-8ш, что характеризует мезоабиссальные условия.
Наиболее часто фергусонит встречается в гранитах и в высокотемпературных редкоземельных пегматитах. Фергусонит ассоциирует в них с монацитом, ксенотимом, ортитом, гадолинитом, биотитом. В подобной ассоциации минерал встречен во многих пегматитах Сибири, Кольского полуострова, Норвегии, Швеции, Японии, США, Канады, Мадагаскара [21].
Магнетиты - обычные минералы карбонатитов-1 и карбонатитов-11, где встречается в виде октаэдрических кристаллов размером около 1-2 мм, в ряде случаев до
4-5 мм. Форма кристаллов октаэдрическая, но быстрый рост граней октаэдра приводит к появлению грубых треугольных вициналей. На ребрах октаэдра появляются плохо оформленные грани ромбоэдра в виде череды параллельных треугольных ребер.
Минералы этой группы, практически целиком сложенные разновалентными катионами железа, оказались весьма информативными [1]. Они наиболее чутко реагируют на изменения кислородного потенциала с глубиной. Из всех компонентов-примесей, распространенных в магнетитах, лишь содержание М§0 и Мп0 уменьшается сверху вниз, достигая минимума в массивах абиссальной фации линейно-трещинного типа (табл. 1).
100% YbNbQ4
PHcyhoK 8. rpa<|)HK 3aBmCmmoCtm napaMeTpoB cpeperoccoHCtaB ot cocTaEta b M30M0p(|)H0MpHfly YNb04-YTa04 u YNb04-YbNb04 [2M] Figure 8. Graph of the dependence of the fergussonite parameters on the composition in the isomorphic series YNb04-YTa04 and TNb04-Yb0-04 [05]
Рисунок 9. График, позволяющий по кристаллохимическим константам определять средний радиус катионов в природных фергюссонитах [12]: 1 - Се-фергюссонит (Ильмены); 2 - Ce-Y-фергюссонит (Акжайляу); 3 - Y-фергюссонит (уфалейский комплекс) Figure 9. Graph that allows to determine the average radius of cations in natural fergussonites by crystallochemical constants [12]:
1 - Se-fergussonite (Ilmeny); 2 - Ce-Y-fergussonite (Akzhailau); 3 - Y-fergussonite (Ufaley complex)
Таблица 1. Средние содержания MgO и MnO в магнетитах высокотемпературных карбонатитов в массивах различной глубинности, мас. % [1, 2, 26]
Table 1. Average contents of MgO and MnO in magnetites of high-temperature carbonatites in massifs of different depths, wt. % [1, 2, 26]
Фации глубинности Массив, комплекс, провинция MgO MnO
Черниговская зона, Украина; район КМА; Сарфартёк, Гренландия 0,355(130)* 0,191(137)
Абиссальная Теплогорское (уфалейский, Урал) 0,18(7) 0,11(7)
Маукское (уфалейский, Урал) 0,30 (18) 0,11(18)
Мезоабиссальная Ильмено-Вишневогорский комплекс (Урал) Саянская, Сетте-Дабинская 0,42(15) 0,85(128) 0,19(15) 0,63(137)
Гипабиссальная Маймеча-Котуйская, Карело-Кольская; 3,99(250) 0,53(282)
Субвулканическая Гулинский; Сукулу, Уганда;Мушугай-Худук, МНР 5,0(45) 0,91(45)
Вулканическая Керимази, Танзания 13,0(2) 4,8(2)
*В скобках - количество анализов.
Соответственно магнетитовое оруденение, тесно ассоциирующее с апатитом в составе названных пород на относительно неглубинных уровнях, глубже низов мезоабиссальной фации не образует крупных скоплений, а в ряде абиссальных комплексов этот минерал становится акцессорным ввиду резкой дефицитности трехвалентного железа и распределения двухвалентного железа преимущественно в составе силикатов, ильменита и др. В приповерхностных фациях проявлено гематитовое оруденение.
Заключение
Для определения условий образования пород и минералов изучаются неоднородности химического состава и свойств породообразующих минералов. В конце ХХ в. на Урале с этой целью проводилось активное изучение акцессорных минералов ультраосновных, основных и кислых магматических пород со скарново-магнетитовым, медно-порфировым и золото-сульфидным оруденением, различных формаций пегматитов и гидротермалитов. Наиболее широко исследуется изоморфизм ортита,
фергусонита, апатита, магнетита, состав которых предопределяет свойства и параметры кристаллической решетки в зависимости от условий образования.
Для ортита-эпидота убедительно утверждение о зависимости содержания редкоземельных элементов в ортите от глубинности образования пегматитов.
Апатиты магматических и метаморфических пород принадлежат к фторапатиту. В природных апатитах, как правило, Са2+ одновременно замещается несколькими элементами, в том числе Sr2+ и TR3+, которые свойственны щелочной среде.
Фергусонит встречается в гранитах и в высокотемпературных редкоземельных пегматитах. Фергусонит в этих о браз ов аниях ассоциирует с монацитом, ксенотимом, ортитом, гадолинитом, биотитом.
Магнетиты, практически целиком сложенные разновалентными катионами железа, оказались весьма информативными. Они наиболее остро реагируют на изменения кислородного потенциала с глубиной.
Работа выполнена в рамках темы государственного задания ИГГ УрО РАН (номер гос. регистрации АААА-А18-118052590028-9).
ЛИТЕРАТУРА
1. Багдасаров Ю. А. О главных петро- и геохимических особенностях карбонатитов линейного типа и условиях их образования // Геохимия. 1990. № 8. С. 1108-1119.
2. Щелочно-карбонатитовые комплексы Урала / В. Я. Левин [и др.]. Екатеринбург: Уралгеолком, 1997. 274 с.
3. Белковский А. И. Симплектит-эклогиты Среднего Урала. Свердловск, 1989. 204 с.
4. Огородников В. Н., Сазонов В. Н., Поленов Ю. А. Минерагения шовных зон Урала. Уфалейский гнейсово-амфиболитовый комплекс (Южный Урал). Екатеринбург: Изд-во ИГГ УрО РАН; УГГУ, 2007. 187 с.
5. Гранитные пегматиты, карбонатиты и гидротермалиты Уфалейского метаморфического комплекса / В. Н. Огородников [и др.]. Екатеринбург: Изд-во ИГиГ РАН; УГГУ, 2016. 283 с.
6. Самойлов В. С., Багдасаров Ю. А. Фации глубинности карбонатитов и генетически связанных с ними пород // Известия АН СССР Сер. геол. 1975. № 10. С. 27-35.
7. Самойлов В. С. Геохимия карбонатитов. М.: Наука, 1984. 150 с.
8. Руманова И. М., Николаева Т. В. Кристаллическая структура ортита // Кристаллография. 1959. Т. 4. Вып. 6. С. 246-251.
9. Хвостова В. А. Минералогия ортита. М.: Изд-во АН СССР, 1962. 120 с.
10. Геохимия, минералогия и генетические типы месторождений редких элементов / ред. К. А. Власов. М.: Наука,1964. Т. 2. 830 с.
11. Баженов А. И. Редкоземельный эпидот из юго-восточного Алтая // Известия ТПИ. 1958. Вып. 90. С. 119-129.
12. Минеев Д. А. Редкоземельный эпидот из пегматитов Среднего Урала // Докл. АН СССР 1959. Т. 127. № 4. С. 865-868.
13. Попов В. А., Колисниченко С. В. О нашумевшем уральском «иттроэпидоте» из Слюдорудника // XIII Всерос. науч. чтения памяти В. О. Полякова. Миасс: Ин-т минералогии УрО РАН, 2012. С. 18-23.
14. Лутц Б. Г., Минеев Д. А. Парагенетический анализ, геохимия и минералогия метаморфических пород Уфалейского массива на Урале // Редкие элементы в породах различных метаморфических фаций. М.: Наука, 1967. С. 59-104.
15. Гинзбург А. И., Тимофеев И. Н., Фельдман Л. Г. Основы геологии гранитных пегматитов. М.: Недра, 1979. 296 с.
16. Иванов А. Н., Ширяева В. А., Шмакин Б. М. Ортит как минерал-индикатор глубинности пегматитообразования // Ежегодник-1974. Новосибирск: Наука, 1976. С. 111-120.
17. Ширяева В. А., Шмакин Б. М. Состав ортита из редкоземельных пегматитов Прибайкалья // Геохимия редкоземельных элементов в эндогенных процессах. Новосибирск: Наука, 1982. С. 165-177.
18. Шмакин Б. М., Ширяева В. А. Ортит и монацит из мусковитовых пегматитов Восточной Сибири // ЗВМО. 1971. Ч. 100. Вып. 3. С. 274-281.
19. Попова В. И., Баженова Л. Ф. Ортит Ильменских гор // Минералогический журнал. 1980. Т. 2. № 3. С. 73-81.
20. Краснобаев А. А., Холоднов В. В. Редкоземельные элементы в апатитах и цирконах из гранитоидов и метаморфитов гнейсово-мигматитовых комплексов Урала и их петрологическая информативность // Кристаллохимические особенности силикатных минералов Урала. Свердловск: УНЦ АН СССР, 1981. С. 14-40.
21. Семенов Е. И. Минералогия редких земель. М.: Изд-во АН СССР, 1963. 412 с.
22. Попов В. А. Об апатите щелочных пород Вишневогорского комплекса, Южный Урал // Минералогия. 2019. № 5(3). С. 11-15. http://doi.org/10.35597/2313-545X-2019-5-3-11-15
23. Ганзеев А. А., Ефимов А. Ф., Мухитдинов Г. Н. Редкоземельные элементы в апатите Вишневых гор // Геохимия. 1966. № 3. С. 353-357.
24. Ферштатер Г. Б., Бородина Н. С. Петрология магматических гранитоидов (на примере Урала). М.: Наука, 1975. 288 с.
25. Комков А. И. О рентгеновской диагностике минералов группы фергуссонита // ЗВМО. 1959. Ч. 88. Вып 6. С. 655-659.
26. Локтина И. Н., Белковский А. И. «Железистые кварциты» Уфалейского метаморфического комплекса // Вулканизм, метаморфизм и железистые кварциты обрамления тараташского комплекса. Свердловск: УНЦ АН СССР, 1978. С. 68-89.
Статья поступила в редакцию 29 сентября 2021 года
УДК 553.8(470.5) http://doi.org/10.21440/2307-2091-2021-4-43-54
Accessory rock minerals of metamorphic complexes as indicators of depth
Vitaliy Nikolaevich OGORODNIKOV1,2 Yuriy Alekseevich POLENOV1" Aleksandr Yur'evich KISIN2 Aleksandr Nikolaevich SAVICHEV12""
1Ural State Mining University, Ekaterinburg, Russia
2The Zavaritsky Institute of Geology and Geochemistry of the Ural Branch of RAS, Ekaterinburg, Russia
3South Urals Federal Research Center of Mineralogy and Geoecology of the Ural Branch of RAS, Miass, Chelyabinsk Region, Russia
Abstract
Relevance. The long and complex polycyclic development of the blocks of the Central Ural and East Ural uplifts as "erratic blocks" of the East European platform is due to the change in different paleotectonic regimens and predetermined the versatility and duration of manifestation of magma and ore-forming processes, as a result of which in metamorphic complexes and in the areas of their activation deposits of various genetic types are combined, telescopically overlapping each other and forming polygenic and polychronous mineralization, including pegmatites and quartz-vein deposits.
The purpose of the work. To determine the formation conditions, heterogeneities of the chemical composition of rock-forming minerals are often used. Accessory minerals of ultrabasic, basic and acid rocks with skarn-magnetite, copper-porphyry and gold-sulfide mineralization, various formations of pegmatites and hydrothermalites were actively studied in the Urals at the end of the twentieth century.
Results. Analytical data indicate that the greatest genetic information about the composition, nature and oxidative regime of the initial magmas, their fluid regime and metallogeny is carried by such minerals as orthite, fergusonite, apatite, magnetite, the composition of which determines the properties and parameters of the crystal lattice depending on the formation conditions.
Conclusions. For orthite-epidote, the statement about the dependence of the content of rare-earth elements in orthite on the formation depth of pegmatites is convincing. Apatites of igneous and metamorphic rocks belong to fluorapatite. In natural apatites, as a rule, Ca2+ is simultaneously replaced by several elements, including Sr2+ and TR3+, which are characteristic of an alkaline medium. Fergusonite is found in granites and high-temperature rare-earth pegmatites. In them fergusonite is associated with monazite, xenotime, orthite, gadolinite, and biotite. Magnetites, almost entirely composed of different valence iron cations, turned out to be very informative. They are most sensitive to changes in oxygen potential with depth.
Keywords: orthite, orthite-epidote, fergusonite, apatite, magnetite, carbonatites, metasomatites, Ufalei complex, Ural.
The work was performed within the framework of the state assignment of the IGG UB RAS (state registration number АААА-А18-118052590028-9).
REFERENCES
1. Bagdasarov Yu. A. 1990, On the main petro- and geochemical features of linear carbonatites and the conditions of their for-mation. Geokhimiya [Geochemistry], no. 8, pp. 1108-1119. (In Russ.)
2. Levin V. Ya. [et al.]. 1997, Alkaline-carbonatite complexes of the Urals. Ekaterinburg, 274 p. (In Russ.)
3. Belkovsky A. I. 1989, Symplectite-eclogites of the Middle Urals. Sverdlovsk, 204 p. (In Russ.)
4. Ogorodnikov V. N., Sazonov V. N., Polenov Yu. A. 2007, Minerageny of the suture zones of the Urals. Ufaleiskiy gneiss-amphibolite complex (South Urals). Ekaterinburg, 187 p. (In Russ.)
5. Ogorodnikov V. N. [et al.]. 2016, Granite pegmatites, carbonatites and hydrothermalites of the Ufaley metamorphic complex. Ekaterinburg, 283 p. (In Russ.)
6. Samoilov V. S., Bagdasarov Yu. A. 1975, Depth facies of carbonatites and rocks genetically related to them. Izvestiya AN SSSR Ser. geol. [News of the AS USSR. Geological series], no. 10, pp. 27-35. (In Russ.)
7. Samoilov V. S. 1984, Geochemistry of carbonatites. Moscow, 150 p. (In Russ.)
8. Rumanova I. M., Nikolaeva T. V. 1959, Crystalline structure of orthite. Kristallografiya [Crystallography], vol. 4, issue 6, pp. 246-251. (In Russ.)
9. Khvostova V. A. 1962, Mineralogy of Orthite. Moscow, 120 p. (In Russ.)
10. 1964, Geochemistry, mineralogy and genetic types of deposits of rare elements. K. A. Vlasov (ed.). Moscow, vol. 2, 830 p. (In Russ.)
Шдд.д1@т.игети.ги "kissin@igg.uran.ru
11. Bazhenov A. I. 1958, Rare-earth epidote from the southeastern Altai. Izvestiya TPI [News of the Tomsk Polytechnic University], issue 90, pp. 119-129. (In Russ.)
12. Mineev D. A., 1959, Rare-earth epidote from pegmatites of the Middle Urals. Report of the AS USSR, vol. 127, no. 4. P. 865-868. (In Russ.)
13. Popov V. A., Kolisnichenko S. V. 2012, About the sensational Ural "yttroepidote" from Slyudorudnik. XIII All-Russian scientific readings in the memory of V. O. Polyakov. Miass, pp. 18-23. (In Russ.)
14. Lutz B. G., Mineev D. A. 1967, Paragenetic analysis, geochemistry and mineralogy of metamorphic rocks of the Ufalei massif in the Urals. Rare elements in rocks of various metamorphic facies. Moscow, pp. 59-104. (In Russ.)
15. Ginzburg A. I., Timofeev I. N., Feldman L. G. 1979, Fundamentals of geology of granite pegmatites. Moscow, 296 p. (In Russ.)
16. Ivanov A. N., Shiryaeva V. A., Shmakin B. M. 1976, Orthite as a mineral indicator of the pegmatite formation depth. Annual book 1974. Novosibirsk, pp. 111-120. (In Russ.)
17. Shiryaeva V. A., Shmakin B. M. 1982, Orthite composition from rare-earth pegmatites of the Baikal region. Geochemistry of rare-earth elements in endogenous processes. Novosibirsk, pp. 165-177. (I
18. Shmakin B. M., Shiryaeva V. A. 1971, Orthite and monazite from muscovite pegmatites of Eastern Siberia. ZVMO [Geology of Ore Deposits], part 100, issue 3, pp. 274-281. (In Russ.)
19. Popova V. I., Bazhenova L. F. 1980, Orthite of the Ilmen Mountains. Mineralogicheskiy zhurnal [Mineralogical journal], vol. 2, no. 3, pp. 73-81. (In Russ.)
20. Krasnobaev A. A., Kholodnov V. V. 1981, Rare earth elements in apatites and zircons from granitoids and metamorphites of gneiss-migmatite complexes of the Urals and their petrological information content. Crystal chemical characteristics of silicate minerals of the Urals. Sverdlovsk, pp. 14-40. (In Russ.)
21. Semenov E. I. 1963, Mineralogy of rare earths. Moscow, 412 p. (In Russ.)
22. Popov V. A. 2019, Apatite of alkaline rocks of the Vishnevogorsky complex, South Urals. Mineralogiya [Mineralogy], no. 5 (3), pp. 11-15. (In Russ.) http://doi.org/10.35597/2313-545X-2019-5-3-11-15
23. Ganzeev A. A., Efimov A. F., Mukhitdinov G. N., 1966, Rare earth elements in apatite of the Cherry Mountains. Geokhimiya [Geochemistry], no. 3, pp. 353-357. (In Russ.)
24. Fershtater G. B., Borodina N. S. 1975, Petrology of magmatic granitoids (through the example of the Urals). Moscow, 288 p. (In Russ.)
25. Komkov A. I. 1959, On X-ray diagnostics of minerals of the fergussonite group. ZVMO [Geology of Ore Deposits], part 88, issue 6, pp. 655-659. (In Russ.)
26. Loktina I. N., Belkovsky A. I. 1978, "Ferruginous quartzites" of the Ufaley metamorphic complex. Volcanism, metamorphism and ferruginous quartzites of the Taratash complex framing. Sverdlovsk, pp. 68-89. (In Russ.)
The article was received on September 29, 2021
