CC BY
0МИНЕРАЛОГИЯ, 2023, том 9, № 3, с. 15-25
MINERALOGY (RUSSIA), 2023, volume 9, No 3, pp. 15-25
УДК 549.623.5 (553.063) DOI: 10.35597/2313-545X-2023-9-3-2
ТИПОХИМИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ ТЕМНЫХ СЛЮД ИЗ КАЛЬЦИТ-НЕФЕЛИН-ПОЛЕВОШПАТОВЫХ ПЕГМАТИТОВ ИЛЬМЕНОГОРСКОГО ЩЕЛОЧНОГО МАССИВА (ЮЖНЫЙ УРАЛ)
С.В. Чередниченко
Южно-Уральский федеральный научный центр минералогии и геоэкологии УрО РАН, Ильменский государственный заповедник, г. Миасс, Челябинская обл., 456317 Россия; svcheredn@mail.ru Статья поступила в редакцию 28.06.2023 г., принята к печати 1.09.2023 г.
CHEMICAL FEATURES OF DARK M^AS FROM CALCITE-NEPHELINE-FELDSPAR PEGMATITES OF THE ILMENOGORSKY ALKALINE BLOCK (SOUTH URALS)
S. V. Cherednichenko
South-Ural Federal Research Center of Mineralogy and Geoecology UB RAS, Ilmeny State Reserve, Miass, Chelyabinsk region, 456317 Russia; svcheredn@mail.ru Received28.06.2023, accepted 1.09.2023
Аннотация. Исследованы состав и строение слюд аннит-флогопитового и сидерофиллит-истонитового рядов в кальцит-нефелин-полевошпатовых пегматитах Ильменогорского миаскитового массива (Южный Урал). Состав слюды аннит-флогопитового ряда зависит от условий образования пегматита. В нефелин-полевошпатовом пегматите с породообразующим кальцитом (копь N° 125) развит аннит с более высоким содержанием железа (F^ 0.67-0.73). В пегматите с поздним наложенным кальцитом (копь № 16) содержится менее железистый аннит (F^ 0.52-0.63) и флогопит (F^ 0.320.50). Для слюды аннит-флогопитового ряда отмечается прямая зависимость общей железистости от глиноземистости. Слюда сидерофиллит-истонитового ряда в кальцит-нефелин-полевошпатовых пегматитах образовалась позднее в ассоциации с минералами группы пирохлора, бадделеитом, кальцитом, флюоритом, магнетитом и Nb-содержащим рутилом. В изученных образцах определена зависимость смещения полос в спектрах комбинационного рассеяния от величины общей железистости слюды. Впервые для ильмено-вишневогорского комплекса установлены железистый сидерофиллит, истонит и их бариевые разновидности.
Ключевые слова: аннит, флогопит, сидерофиллит, истонит, кальцит-нефелин-полевошпатовый пегматит, Ильменогорский миаскитовый массив.
Abstract. The composition and structure of micas of the annite-phlogopite and siderophyllite-eastonite series in calcite-nepheline-feldspar pegmatites of the Ilmenogorsky miaskite block are studied. The composition of mica of the annite-phlogopite series depends on the formation conditions of pegmatites. The nepheline-feldspar pegmatite with a rock-forming calcite (mine no. 125) contains annite with higher Fe content (Ftot 0.67-0.73). A pegmatite with late calcite (mine no. 16) contains less ferruginous annite (Ftot 0.52-0.63) and phlogopite (FM 0.32-0.50). The mica of the annite-phlogopite series exhibits a direct correlation between the Fetotal and Al contents. The mica of the siderophyllite-eastonite series in calcite-nepheline-feldspar pegmatites formed later in assemblage with minerals of the pyrochlore group, baddeleyite, calcite, fluorite, magnetite and Nb-bearing rutile. The Fe content of micas affects the shift of the Raman bands in the studied Samples. Ferruginous siderophyllite, eastonite and their barium varieties are identified for the first time for the Ilmenogosrky-Vishnevogorsky complex.
Keywords: annite, phlogopite, siderophyllite, eastonite, calcite-nepheline-feldspar pegmatite, Ilmenogorsky miaskite block.
Введение
Ильмено-вишневогорский щелочной комплекс является наиболее изученным геолого-минералогическим объектом и относится к карбонатит-миаскитовой формации (Левин и др., 1978). Однако в отличие от слюд гранитных пегматитов слюды щелочных пегматитов комплекса систематически не исследовались (Белогуб и др., 2016). Аннит является как породообразующим, так и акцессорным минералом нефелиновых сиенитов и их пегматитов (Постоева, 1949; Левин, 1974; Левин и др., 1997). Слюда ассоциирует с кали-натровым полевым шпатом, нефелином и плагиоклазом. В составе аннита отмечается высокое содержание ТЮ2 (35 мас. %) и изменение общей железистости (^общ) в пределах 0.64-0.78 (Левин, 1974; Макагонов, Миронов, 2005). Слюда аннит-флогопитового ряда распространена в породах Центральной щелочной полосы комплекса: флогопит с железистостью 0.33-0.53 отмечается в меланократовых карбонат-но-силикатных породах, аннит (^общ 0.58-0.65) - в брекчиевидных карбонатитах с порфировидным флогопитом (^общ 0.48-0.53) среди нефелин-полевошпатовых мигматитов и полевошпатовых пород (Левин и др., 1997). Ранее было установлено, что общая глиноземистость слюды в парагенезисе с полевым шпатом и нефелином снижается при возрастании щелочности минералообразующих растворов (Перчук, 1970). Кроме этого, в процессе возрастания щелочности пород в комплексе общая железистость и титанистость слюды аннит-фло-гопитового ряда также возрастают (Левин, 1974; Белковская, Белковский, 2001). Более железистые и глиноземистые слюды щелочных пород и карбона-титов ильмено-вишневогорского комплекса имеют более высокую температуру образования (Недосе-кова и др., 2009). Особенности состава слюды нередко используют для определения условий ее формирования. Распределение алюминия по позициям в структуре минерала является одним из таких по-
казателей, где количество октаэдрического алюминия (А1Ш) зависит от внешних условий. В миаски-тах и пегматитах в условиях высокой щелочности с повышением давления воды и снижением температуры в структуре аннита происходит уменьшение глиноземистости (Хм^) (Левин, Кутепова, 1974).
Слюда сидерофиллит-истонитового ряда крайне редко встречается в пределах комплекса. Проявления сидерофиллита связаны с корундсо-держащими высокоглиноземистыми щелочными породами (сиенитами, миаскитовыми пегматитами) (Постоева, 1949; Рассомахин и др., 2020). Исто-нит до настоящего времени в ильмено-вишневогор-ском щелочном комплексе не наблюдался (Кобяшев и др., 2000).
Целью исследования является изучение ти-похимических особенностей слюд в кальцит-нефелин-полевошпатовых пегматитах и установление связи их состава с образованием пегматита. Применение рамановской спектроскопии позволило определить влияние изоморфного замещения Fe ^ Mg в слюдах на спектры комбинационного рассеяния.
Геологическое положение объекта исследования и характеристика слюд
Ильменогорский миаскитовый массив входит в состав ильмено-вишневогорского карбонатит-ми-аскитового комплекса. Подробное геологическое строение массива и комплекса дано в работах (Левин, 1974), (Левин и др., 1997). В комплексе широко распространены пегматиты щелочного (сиенитового, миаскитового) и гранитного состава. По составу основных минералов среди миаскитовых пегматитов выделяют следующие типы: нефелин-полевошпатовые, нефелин-канкринит-полевошпа-товые и кальцит-нефелин-полевошпатовые (Попов, Попова, 2006). В прошлом веке миаскитовые пегматиты комплекса разрабатывались на ильменит, ^-содержащий рутил, циркон, пирохлор и нефелин. Кальцит-нефелин-полевошпатовые пегматиты
Для цитирования: Чередниченко С.В. Типохимические особенности темных слюд из кальцит-нефелин-полевошпатовых пегматитов Ильменогорского щелочного массива (Южный Урал). Минералогия, 9(3), 15-25. DOI: 10.35597/2313-545X-2023-9-3-2
For citation: Cherednichenko S.V. Chemical features of dark mkas from calcite-nepheline-feldspar pegmatites of Ilmenogorsky alkaline block (South Urals). Mineralogy, 9(3), 15-25. DOI: 10.35597/2313-545X-2023-9-3-2.
Рис. 1. Геологическая схема ильменогорского комплекса, по (Ленных, Вализер, 2006) с упрощениями.
1 - слабо метаморфизованные осадочно-вулканоген-ные породы (D2-Ci); 2 - вулканогенно-осадочные метаморфизованные породы - сланцы, плагиогнейсы, амфиболиты, графитистые кварциты саитовской серии (PZi-S?); 3 - амфиболиты, парагнейсы, графитовые кварциты ильменской серии (RF-PZ1); 4 - биотитовые и гранат-биоти-товые гнейсы, кварциты, мигматиты по диорито-гнейсам, амфиболитам селянкинской серии (AR-PR1); 5 - граниты; 6 - габбро; 7 - пироксениты (а), метагарцбургиты и метадуниты (б); 8 - нерасчлененные метагипербазиты; 9 - нефелиновые сиениты (миаскиты и др.) (а), сиениты (б); 10 - фениты (а), карбонатиты (б); 11 - зоны серпен-тинитового меланжа (а), зоны бластомилонитов разных уровней метаморфизма (б); 12 - надвиги; 13 - разломы и другие тектонические контакты (а), зоны сдвигов (б); 14 - точки расположения кальцит-нефелин-полевошпатовых жил, рядом номер копи.
Fig. 1. Schematic geological map of the Ilmenogorsky complex, simplified after (Lennykh, Valizer, 2006).
1 - Middle Devonian-Lower Carboniferous weakly metamorphosed sedimentary-volcanic rocks; 2 - Lower Paleozoic-Silurian (?) metamorphosed volcanosedimentary rocks - schist, plagiogneiss, amphibolite and graphite quartzite of the Saitovo Group; 3 - Riphean-Lower Paleozoic (?) amphibolite, paragneiss and graphite quartzite of the Ilmeny Group; 4 - Archean to Lower Proterozoic biotite and garnet-biotite gneiss, quartzite and migmatite after diorite gneiss and amphibolite of the Selyankino Group; 5 -granite; 6 - gabbro; 7 - pyroxenite (а), metaharzburgite and metadunite (б); 8 - unspecified metaultramafic rocks; 9 -nepheline syenite (miaskite, etc.) (а), syenite (б); 10 - fenite
(а), carbonatite (б); 11 - zones of serpentinite mélange (а), zones of blastomylonites of different degree of metamorphism
(б); 12 - thrusts; 13 - faults and other tectonic contacts (а), shear zones (б); 14 - location of calcite-nepheline-feldspar veins with mine numbers.
незначительно распространены внутри Ильменогорского массива и, в основном, приурочены к его южному (копи №№ 3, 6, 125) и восточному (копи №№ 16, 190, 154) эндоконтактам (рис. 1).
Исследованные кальцит-нефелин-полевошпатовые пегматиты находятся в юго-западной (55°01'56.5" с.ш., 60°08'14.9" в.д., копь № 125) и восточной (55°04'13.0" с.ш., 60°11'45.4" в.д., копь № 16) частях Ильменогорского массива. Вмещающие породы представлены биотитовыми миа-скитами и гастингсит-аннитовыми сиенитами. Пегматитовые жилы отличаются по своему залеганию и строению. На юго-западе Ильменогорского массива пегматитовая жила копи № 125 залегает согласно с вмещающими породами, простирание
жилы 310-320°, падение юго-западное под углом 60°. Мощность жилы 1.3 м. Биотитовый миаскит на контакте с жилой метасоматически изменен с образованием лейкократовой полевошпатовой породы. Для пегматитовой жилы характерно асимметричное зональное строение: со стороны висячего бока расположен мономинеральный нефелиновый пегматит с ильменитом, со стороны лежачего - мелкозернистый микроклин, к центру жилы сменяющейся порфировидным кальцит-полевошпатовым агрегатом с незначительным количеством нефелина (2-3 %). Пегматит относится к жиле выполнения, в которой количество кальцита увеличивается постепенно от края к центру жилы, и в центральной части образовалась мономинеральная кальцитовая
Рис. 2. Поздние минеральные ассоциации в кальцит-нефелин-полевошпатовых пегматитах: а - замещение кристалла ортоклаза (Or) альбитом (Ab), барийсодержащим калиевым полевым шпатом (Ba-KFsp), аннитом II (Ann II), пиритом (Py), магнетитом (Mag) и баритом (Brt); б - аннит II и сросток сидерофиллита (Sid), кальцита (Cal), флюорита, пирротина (Pyh) в канкринитовой жилке (Ccn) нефелинового пегматита (Nph); в - истонит I и II (Eas) в ассоциации с магнетитом и рутилом (Rt) в ильменитовом агрегате (Ilm); г - Ва-содержащий истонит (Ba-Eas), Ва-содержащий сидерофиллит (Ba-Sid), фторкальциопирохлор (Fcpcl), бадделеит (Bdy), магнетит, натролит (Ntr) и колум6ит-(Мп) (Clb-Mn) в полости Mn-содержащего ильменитового желвака.
Фото а, б, г - копь № 125; а, г - фото в обратно-рассеянных электронах; б - отраженный свет без анализатора; в -копь № 16, отраженный свет с анализатором.
Fig. 2. Late mineral assemblages in calcite-nepheline-feldspar pegmatites: a - replacement of orthoclase crystal (Or) by albite (Ab), Ba-bearing potassium feldspar (Ba-KFsp), annite II (Ann II), pyrite (Py), magnetite (Mag ) and barite (Brt); б -annite II and intergrowth of siderophyllite (Sid), calcite (Cal), fluorite and pyrrhotite (Pyh) in a cancrinite vein (Ccn) of nepheline pegmatite (Nph); в - eastonite I and II (Eas) in assemblage with magnetite and rutile (Rt) in ilmenite aggregate (Ilm); г - Ba-bearing eastonite (Ba-Eas), Ba-bearing siderophyllite (Ba-Sid), fluorcalciopyrochlore (Fcpcl), baddeleyite (Bdy), magnetite, natrolite (Ntr) and columbite-(Mn) (Clb-Mn) in cavity of Mn-bearing ilmenite nodule.
Photos а, б, г - mine no. 125; а, г - BSE image; б - reflected light, II nicols; в - mine no. 16, reflected light, + nicols.
зона. На границе пегматита с вмещающей породой в лежачем боку наблюдаются трещины растворения с друзовыми кристаллами ортоклаз-криптопертита, ильменита, темной слюды и кальцита.
Аннит является второстепенным минералом, расположен равномерно в пространстве пегматитовой жилы копи № 125 и концентрируется на периферии ильменитовых рудных агрегатов и в краевой части кальцитовой зоны. Слюда образует средние и крупные пластинки от серо-коричневого до желто-коричневого цвета, ассоциирует с ортоклазом, нефелином, кальцитом и ильменитом. В
кальцит-нефелин-полевошпатовом пегматите развиты вторичные минералы: альбит, канкринит, содалит, аннит второй генерации, пирит, стрональсит, мусковит, цеолиты и гидроксиды алюминия (бемит, гиббсит) (Чередниченко, 2020). Поздний аннит серо-темно-зеленого цвета встречается в ассоциации с альбитом, канкринитом, содалитом, пиритом и магнетитом (рис. 2а, б). Слюда сидерофиллит-ис-тонитового ряда наблюдается в краевых частях пегматитовой жилы и связана с поздним гидротермальным процессом. Сидерофиллит коричневого и красно-коричневого цвета с размером пластинок до
0.1 мм встречен по трещинам в нефелиновом пегматите висячего бока жилы в парагенезисе с флюо-рит-кальцитовыми образованиями (рис. 2б) (Чередниченко, 2020). Барийсодержащие сидерофиллит и истонит отмечаются по трещинам и в полостях Mn-содержащих ильменитовых агрегатов (MnO 6-8 мас. %) в парагенезисе с бадделеитом, минералами группы пирохлора и магнетитом. Мелкие пластинки Ва-содержащего истонита размером 0.1 мм с периферии частично замещены Ва-содержащим сидерофиллитом и баритом (рис. 2г).
В восточной части Ильменогорского массива пегматитовые жилы копи № 16 залегают субмери-дионально согласно с вмещающими породами и расположены кулисообразно. Форма их линзовид-ная, мощность 1-2 м. Исследована одна из жил с падением на восток под углом 60-65°. Жила сложена недифференцированным нефелин-полевошпатовым пегматитом и слоем слюдита мощностью 0.05 м в восточном зальбанде. Кальцит неравномер-нозернистый залегает в центральной части жилы в виде линз мощностью до 0.6 м и имеет резкие границы с пегматитом. Слюда аннит-флогопитового ряда является второстепенным минералом, равномерно распределена в нефелин-полевошпатовой породе и в кальцитовых линзах. Цвет слюды в тонких пластинках варьирует от зелено- и серо-коричневого в анните до светло-желто-коричневого во флогопите. В срастании с ильменитовыми агрегатами слюда аннит-флогопитового состава нередко выветрена, имеет более светлую окраску. Мелкие выделения истонита по трещинам в ильменитовом агрегате (MnO 3-4 мас. %) в ассоциации с магнетитом, Nb-содержащем рутилом (Nb2O5 2.6-17.5 мас. %) и фторнатропирохлором отмечены в эндокон-такте пегматитовой жилы (рис. 2в).
Материалы и методы исследования
Для исследования отобраны штуфные пробы из разных зон пегматитовых жил №№ 16 и 125. Аналитические исследования проведены в Институте минералогии Южно-Уральского федерального научного центра минералогии и геоэкологии УрО РАН (г. Миасс). Химический состав минералов изучен на сканирующих электронных микроскопах (СЭМ) РЭММА-202М, оснащенном энергодисперсионным спектрометром (ЭДС) LZ-5 Link и Si-Li-детектором (аналитик В.А. Котляров) при ускоряющем напряжении 20 кВ, токе зонда 0.3 нА и диаметре зонда 2-3 мкм, и Tescan Vega3 SBU с
ЭДС Oxford Instruments X-act (аналитик И.А. Блинов). Для количественного анализа использованы эталоны MINM-25-53 фирм «ASTIMEX Scientific Limited» (стандарт № 01-044) и «Microanalysis Consultants Ltd.» (стандарт № 1362). Выполнено около ста анализов слюд, которые пересчитаны на сумму положительных зарядов, равную 22 в кри-сталлохимической формуле минерала. Коэффициенты общей железистости (F^) и глиноземистости (Хм) слюд рассчитаны по формулам: = (Fe2+ + Fe3+)/(Fe2+ + Fe3+ + Mg), Xa = Al/(Al + Si + Fe + Mg + Mn + Ti).
Часть минералов, проанализированных на СЭМ, исследованы в тех же точках методом спектроскопии комбинационного рассеяния (КР). Спектры КР минералов регистрировались на рама-новском спектрометре Horiba Jobin Yvon HR 320, оборудованном стандартным He-Ne лазером (Pmax - 20мВт, ^=632.8нм, красный цвет). Спектры снимались в диапазоне 100-2000 см-1 и были получены в результате сложения 10 промежуточных спектров со временем накопления 20 секунд. Проводились процедуры вычитания фона и сглаживания (аналитик С.М. Лебедева).
Типохимические особенности темных слюд
Аннит определен в кальцит-нефелин-полевошпатовой пегматитовой жиле копи № 125. Установлены его две генерации: ранняя (I) и поздняя (II). Химический состав аннита I относительно постоянен, характеризуется низкой степенью желези-стости и глиноземистостью (^бщ 0.67-0.73, AlVI до 0.11 к.а.ф.), высоким содержанием T1O2 3.85.6 мас. % (табл. 1, ан. 1). Более магнезиальный аннит срастается с ильменитом (^>бщ 0.58-0.63, T1O2 3.774.70 мас. %.). В анните I увеличивается желези-стость и глиноземистость от нефелин-полевошпатовой зоны к кальцитовой (^бщ 0.67-0.70 ^ 0.70-0.73, XAl 0.20 ^ 0.21). Аннит II, развитый в местах замещения калиевого полевого шпата и нефелина (рис. 2а, б), имеет большую железистость (^бщ 0.97-1.00) и глиноземистость (ортоклаз - Xai 0.22, AlVI 0.08-0.14 к.а.ф., нефелин - Xai 0.28, AlVI 0.37-0.40 к.а.ф.) и меньшее содержание T1O2 (до 1.5 мас. %) (табл. 1, ан. 2, 3). Кроме этого, аннит II в нефелине содержит MnO (1.13-1.62 мас. %) и замещается мусковитом, при этом в составе слюды увеличивается количество AlVI до 0.65 к.а.ф и уменьшается - ^бщ (до 0.77-0.83) и T1O2 (до 0.010.17 мас. %).
Таблица 1
Химический состав слюд аннит-флогопитового ряда из кальцит-нефелин-полевошпатовых пегматитов
Table 1
Chemical composition of micas of the annite-phlogopite series from calcite-nepheline-feldspar pegmatites
Минерал АннитI Аннит II Аннит Флогопит
Компонент 1 2 3 4 5 6
SiÛ2 33.17 33.04 32.57 35.16 37.18 37.75
TiÛ2 4.60 0.74 0.58 4.70 3.90 2.10
AI2O3 15.18 17.55 21.34 14.69 14.23 14.21
FeOcôi, 26.73 34.94 30.08 22.74 18.59 17.40
MnO 0.65 0.05 1.61 0.57 0.06 0.08
MgO 6.46 0.26 0.28 8.69 13.00 15.75
Na2O - - - 0.23 - 0.24
K2O 9.02 9.06 9.34 9.22 8.45 7.49
F 0.20 -
H2Oрасч. 3.77 3.64 3.72 3.69 3.98 4.02
Сумма 99.57 99.28 99.52 99.89 99.77 99.85
Формульные коэффициенты (число зарядов = 22)
Si4+ 2.64 2.72 2.62 2.73 2.80 2.81
AlIV 1.36 1.28 1.38 1.27 1.20 1.19
Сумма 4.00 4.00 4.00 4.00 4.00 4.00
AlVI 0.06 0.42 0.65 0.07 0.06 0.06
Ti4+ 0.28 0.05 0.04 0.27 0.22 0.12
Fe2+ 1.78 2.40 2.03 1.47 1.17 1.08
Mn2+ 0.04 0.00 0.11 0.04 0.00 0.01
Mg2+ 0.77 0.03 0.03 1.00 1.46 1.75
Сумма 2.93 2.90 2.86 2.85 2.91 3.02
Na+ - - - 0.03 - 0.03
K+ 0.91 0.95 0.96 0.91 0.81 0.71
F 0.09 -
-^общ 0.70 0.99 0.98 0.59 0.45 0.38
Xai 0.203 0.246 0.296 0.196 0.186 0.178
n 59 1 1 11 4 6
Примечание. 1-3 - аннит из копи № 125: 2 - в парагенезисе с альбитом (проба 125-2b, 24291f); 3 - в парагенезисе с канкринитом (проба 125-5а, 24264k); 4 - аннит из копи № 16; 5, 6 - флогопит из кальцитовой зоны, копь № 16: 5 - в т. ч. СаО 0.38 мас. %, Ca2+ 0.03 к.а.ф. (проба 16-60); 6 - в т. ч. СаО 0.81 мас. %, Ca2+ 0.06 к.а.ф. (проба 16-57). Здесь и далее, n - количество анализов; прочерк - не обнаружено.
Note. 1-3 - annite from mine № 125: 2 - annite in assemblage with albite (sample 125-2b, 24291f); 3 - annite in assemblage with cancrinite (sample 125-5a, 24264k); 4 - annite from mine № 16; 5, 6 - phlogopite from calcite zone, mine № 16: 5, 6 - analyses include 0.38 wt. % CaO, Ca2+ 0.03 f.u. (sample 16-60) and 0.81 wt %. CaO , Ca2+ 0.06 f.u. (sample 16-57) (6). Hereinafter, n - the number of analyses; dash - not detected.
Слюда аннит-флогопитового состава определена в пегматитовой жиле копи № 16 и во вмещающем сиените. В составе аннита отмечаются низкие содержания FeO (21.37-24.77 мас. %) и высокие -MgO (8.05-9.13 мас. %), железистость составляет 0.57-0.63, содержание ТЮ2 - 3.68-4.80 мас. % при максимальном значении 6.00 мас. % (табл. 1, ан. 4). Значение А1¥1 в анните изменяется до 0.11 к.а.ф., тогда как в выветрелых разностях оно варьирует от 0.12 до 0.23 к.а.ф. Аннит (^общ 0.60-0.69) из вмещающего сиенита содержит низкие концентрации ТЮ2 (1.96-2.84 мас. %). Более магнезиальный ан-
нит (^общ 0.52-0.57, ТЮ2 2.56-3.07 мас. %) ассоциирует с ильменитом, располагаясь на периферии рудного агрегата. В составе слюды увеличивается содержание MgO к краям пластинок и пегматитовой жилы. В результате в срастании с ильменитом на краю пегматита образуется флогопит с желези-стостью 0.32-0.45, который встречается и по трещинам в ильмените. Флогопит-ильменитовые образования отличаются высоким содержанием А1 в ок-таэдрической позиции слюды: А1У1 0.15-0.42 к.а.ф.
Флогопит (ТЮ2 3.21-4.25 мас. %,Хм 0.18-0.19) установлен в кальцитовой зоне пегматитовой жилы
Таблица 2
Химический состав слюд сидерофиллит-истонитового ряда из кальцит-нефелин-полевошпатовых
пегматитов
Table 2
Chemical composition of micas of the siderophyllite-eastonite series from calcite-nepheline-feldspar pegmatites
Минерал Сидерофиллит Истонит
Компонент 1 2 3 4 5
SiO2 29.37 28.39 32.16 32.73 30.21
TiO2 3.69 0.94 2.78 0.65 3.75
Al2O3 15.89 26.89 20.99 24.49 20.24
FeOoôi, 34.54 21.95 14.69 16.75 17.09
MnO 1.60 0.90 0.20 0.20 0.67
MgO 1.34 6.52 15.32 11.00 9.79
BaO - 1.31 - - 6.25
K2O 8.95 9.27 9.48 9.65 7.08
F - - - 0.18 -
H2Opac4. 3.55 3.84 4.00 3.91 3,76
Сумма 98.93 99.99 99.62 99.53 98.84
Формульные коэффициенты (число зарядов = 22)
Si4+ 2.48 2.21 2.41 2.46 2.40
AlIV 1.52 1.79 1.59 1.54 1.60
Сумма 4.00 4.00 4.00 4.00 4.00
AlVI 0.06 0.69 0.26 0.62 0.30
Ti4+ 0.23 0.05 0.16 0.04 0.22
Fe2+ 2.44 1.43 0.92 1.05 1.14
Mn2+ 0.11 0.06 0.01 0.01 0.05
Mg2+ 0.17 0.76 1.71 1.23 1.16
Сумма 3.01 2.99 3.06 2.95 2.87
Ba2+ - 0.04 - - 0.19
K+ 0.96 0.92 0.91 0.92 0.72
Сумма 0.96 0.96 0.91 0.92 0.91
F - - - 0.04
Fобщ 0.94 0.65 0.35 0.46 0.49
Xai 0.246 0.355 0.262 0.312 0.276
n 3 4 1 2 1
Примечание. 1 - железистый сидерофиллит (проба 125-5а); 2 - Ва-содержащий сидерофиллит (125-5, 125-21); 3 - истонит I (16-63, 28115j); 4 - истонит II (16-63); 5 - Ва-содержащий истонит (125-21, 28117b). Прочерк - не определено.
Note. 1 - ferruginous siderophyllite (sample 125-5a); 2 - Ba-bearing siderophyllite (samples 125-5, 125-21); 3 -eastonite I (sample 16-63, 28115j); 4 - eastonite II (sample 16-63); 5 - Ba-bearing eastonite (sample 125-21, 28117b). Dash - not determined.
№ 16. В его составе количество железа уменьшается к центру зоны (Кобщ 0.50-0.52 ^ 0.45-0.48, табл. 1, ан. 5). На выклинивании кальцитовых линз флогопит имеет минимальное содержания Кобщ (0.340.41) и ТЮ2 (1.75-2.55 мас. %) (табл. 1, ан. 6).
Сидерофиллит в нефелиновой зоне пегматита копи № 125 отличается низкими содержаниями SiO2 (29.00-30.21 мас. %) и АШ3 (13.81-17.91 мас. %, AlVI 0.04-0.24 к.а.ф.), высокими - FeO (32.94-35.70 мас. %, Fe3+ 0.59-0.72 к.а.ф., Кад 0.93-0.94) и ТЮ2 (2.77-4.52 мас. %) (табл. 2, ан. 1). Данные характеристики состава позволяют отнести изученный
минерал к железистому сидерофиллиту >
0.5 к.а.ф.).
Истонит - поздний минерал в ильмените пегматитовой жилы копи № 16. Определены его две генерации (рис. 2в). Истонит I (табл. 2, ан. 3) образовался при замещении флогопита магнетитом, когда из состава флогопита был частично вынесен Si и произошел привнос Fe с Ть Истонит II (табл. 2, ан. 4) развился в ильмените после магнетита в ассоциации с ^-содержащим рутилом. Обе разновидности истонита содержат высокую концентрацию FeO (15-17 мас. %, Кад 0.35-0.48).
100 300 500 700 900 1100 Волновое число, см
Рис. 3. КР спектры слюд из кальцит-нефелин-полевошпатовых пегматитов.
1 - железистый сидерофиллит; 2 - аннит II (Робщ 0.98); 3 - аннит I (Робщ 0.72); 4 - флогопит (Робщ 0.34); 5 -Ва-содержащий истонит; 6 - Ва-содержащий сидерофил-лит.
Fig. 3. Raman spectra of micas from calcite-nepheline-feldspar pegmatites.
1 - ferruginous siderophyllite; 2 - annite II (Ftot 0.98); 3 - annite I (Ftot 0.72); 4 - phlogopite (Ftot 0.34); 5 - Ba-bearing eastonite; 6 - Ba-bearing siderophyllite.
Бариевые разновидности слюды сидерофил-лит-истонитового ряда встречены в ильменито-вых агрегатах нефелиновой зоны пегматита копи № 125. Барийсодержащий сидерофиллит (ВаО 12 мас. %, табл. 2, ан. 2) - наиболее глиноземистый (AI2O3 24.91-28.09 мас. %, AlVI 0.65-0.71 к.а.ф.) и магнезиальный (FeO 19.60-23.72 мас. %, Робщ 0.58-0.71) по сравнению с железистым сидеро-филлитом. Барийсодержащий истонит (ВаО 6.257.77 мас. %, табл. 2, ан. 5, рис. 2г) по периферии частично замещен Ва-содержащим сидерофиллитом.
Особенности состава слюды сидерофиллита-исто-нитового ряда связаны с проявлением в ней гетеро-валентного изоморфизма в октаэдрической координации: Ti4+ + 2Fe2+ ^ 2Al3+ + Mg2+.
Спектроскопия комбинационного рассеяния
КР спектры изученных темных слюд характеризуются широкими полосами разной интенсивности в области 500-700 см-1, обусловленными деформационными колебаниями Si-O-Si, включая мостиковый кислород (рис. 3). Сильная полоса в диапазоне 100-200 см-1 характеризуется трансляционными колебаниями решетки. В КР спектрах отмечается смещение полос влево с увеличением количества железа в составе флогопита, аннита и сидерофиллита. У слюд из жилы № 16 волновые числа характерных полос уменьшаются от флогопита (^общ 0.34-0.35, рис. 3, спектр 4) к анниту (Робщ 0.60): 192-190 ^ 186 см-1, 680-676 ^ 674 см-1 и 1023-1021 ^ 1019 см-1. У аннита I из жилы № 125 с увеличением железистости от 0.72 до 0.73 полосы в спектре также сдвинуты влево 184 ^ 183 см-1, 678 ^ 670 см-1 (рис. 3, спектр 3). Высокожелезистый аннит II (Робщ 0.97-0.98) имеет сильную полосу 177-184 см-1 и широкие слабые полосы в областях 531-539 см-1, 631-636 см-1 (рис. 3, спектр 2). В КР спектрах аннита II c высоким содержанием железа (FeO 34.94-41.08 мас. %; Робщ 0.99) проявлена широкая полоса 531 см-1 и решеточные колебания в области 120 см-1.
Сильная полоса в КР спектре железистого си-дерофиллита (Робщ 0.93) 180 см-1 смещена в сторону более низких волновых чисел по сравнению с Ва-содержащим минералом (Робщ 0.71), 194-195 см-1 (рис. 3, спектры 1, 6). Кроме этого, у железистого сидерофиллита проявилась слабая полоса в области 532 см-1, у Ва-содержащего минерала - средняя полоса в области 642-644 см-1. В КР спектре Ва-содержащего истонита (Робщ 0.49) выражены средней интенсивности две широкие полосы 159 см-1 и 544 см-1 и слабой интенсивности - полосы 646 см-1 и 781 см-1 (рис. 3, спектр 5).
Таким образом, применение рамановской спектроскопии подтвердило зависимость смещения полос в КР спектрах темных слюд от величины общей железистости, установленную ранее (Wang et al., 2015).
Обсуждение результатов
Исследование кальцит-нефелин-полевошпатовых пегматитов Ильменогорского миаскитового массива выявило различный состав темных слюд: аннит с более высоким содержанием железа развит в жиле № 125 (Робщ 0.67-0.73), менее железистый аннит (Робщ 0.52-0.63) и флогопит (Робщ 0.32-0.50) - в жиле № 16. Предполагается, что состав слюды зависит от условий образования кальцит-нефелин-полевошпатового пегматита. В пегматитовой жиле № 125 породообразующий кальцит завершает процесс формирования пегматита, образуя кальцито-вую зону в центральной части, здесь аннит имеет максимальную железистость и глиноземистость (Робщ 0.70-0.73, Хм 0.21). В копи № 16 линзы кальцита имеют резкие переходы с пегматитовой породой, что свидетельствует о наложенном характере кальцитообразования. В составе аннита из нефелин-полевошпатовой породы отмечаются вариации
содержания железа (Робщ 0.52-0.63) и образование флогопита в кальцитовых линзах. Учитывая, что железистость слюды зависит от температуры образования и щелочности раствора (Левин, 1974; Не-досекова и др., 2009), можно предположить, что в пегматитовой жиле копи № 16 щелочность среды минералообразования и температура изменялись во времени и были ниже, чем в копи № 125.
На графике зависимости глиноземистости от общей железистости в исследуемых слюдах (рис. 4) фигуративные точки отчетливо разделяются на три области: I - первичная слюда аннит-флогопитового ряда, II - поздняя слюда аннит-сидерофиллитового ряда и III - поздняя слюда сидерофиллит-истонито-вого ряда. В ряду аннит-флогопит с уменьшением железистости общая глиноземистость (ХА1 0.20 ^ 0.18-0.19) и АР уменьшается, а в ряду сидерофил-лит-истонит, наоборот, с уменьшением железисто-сти глиноземистость повышается. Слюды, образовавшиеся при поздних процессах, характеризуются
Рис. 4. Зависимость общей глиноземистости от общей железистости в темных слюдах.
1, 2 - слюды из копи № 125: 1 - аннит I, 2 - аннит II; 3, 4 - слюды из копи № 16: 3 - аннит, 4 - флогопит; 5 - си-дерофиллит; 6 - Ва-содержащий сидерофиллит; 7 - истонит; 8 - Ва-содержащий истонит; 9 - аннит из карбонатита Вишневогорского миаскитового массива, рудная зона № 147; 10 - аннит из сиенитов, миаскитов и миаскитовых пегматитов ильмено-вишневогорского карбонатит-миаскитового комплекса (Левин, 1974; Левин, Кутепова, 1974); 11 - слюда аннит-флогопитового ряда из карбонатитов I стадии Центральной щелочной полосы комплекса; 12 - флогопит из мела-нократовых карбонатно-силикатных пород Центральной щелочной полосы комплекса; 13 - сидерофиллит из корундового миаскитового пегматита (Рассомахин и др., 2020); I, II, III области, объяснение см. в тексте; 9, 11, 12 - материалы В.Я. Левина и др. (1997).
Fig. 4. Correlation between total Al# and Fe# content in dark micas.
1, 2 - micas from mine no. 125: 1 - annite I, 2 - annite II; 3, 4 - micas from mine no. 16: 3 - annite, 4 - phlogopite; 5 - siderophyllite; 6 - Ba-bearing siderophyllite; 7 - eastonite; 8 - Ba-bearing eastonite; 9 - annite from carbonatite of the Vishnegogorsky miaskite block, ore zone no. 147; 10 - annite from syenite, miaskite and miaskitic pegmatite of the Ilmeny-Vishnevogorsky carbonatite-miaskite complex (Levin, 1974; Levin, Kutepova, 1974); 11 - annite-phlogopite mica from carbonatite I of the Central alkaline band of the complex; 12 - phlogopite from melanocratic carbonate-silicate rocks of the Central alkaline band of the complex; 13 - siderophyllite from corundum miaskitic pegmatite (Rassomakhin et al., 2020); I, II, III areas, see text for explanation; 9, 11, 12 - materials of (Levin et al., 1997).
наибольшей железистостью - железистый сидеро-филлит (Кобщ 0.93-0.94), аннит II (Кобщ 0.97-1.00), и глиноземистостью - истонит (А1™ 1.54-1.60, А1У1 0.61-0.63 к.а.ф.), барийсодержащий сидерофиллит (AlIV 1.65-1.92, А1У1 0.66-0.71 к.а.ф.).
Сравнительный анализ изученных слюд и темных слюд, известных в ильмено-вишневогорском комплексе, показал, что по железистости и глино-земистости аннит I из копи № 125 сопоставим с таковым из нефелиновых сиенитов и их пегматитов (рис. 4). Слюда аннит-флогопитового ряда в пегматите копи № 16 по составу близка к слюде из пород Центральной щелочной полосы - биотитовых карбонатитов I брекчиевидных и меланократовых карбонато-силикатных пород (Левин и др., 1997, рис. 4).
Заключение
В результате исследований установлено, что состав слюды аннит-флогопитового ряда в кальцит-нефелин-полевошпатовых пегматитах Иль-меногорского массива зависит от условий образования пегматита. В нефелин-полевошпатовом пегматите с породообразующим кальцитом (копь № 125) развит аннит с более высоким содержанием железа (Кобщ 0.67-0.73), тогда как в пегматите с поздним наложенным кальцитом (копь № 16) - аннит с низкой железистостью 0.52-0.63 и флогопит (Кобщ 0.32-0.50). Железистость и глиноземистость слюды в кальцитовой зоне пегматита увеличиваются в копи № 125 и уменьшаются в копи № 16, где вместо аннита образовался флогопит. Выявленные типохимические особенности аннит-флогопита и разный механизм образования кальцитовой зоны в нефелин-полевошпатовой пегматитовой жиле могут быть использованы в дальнейшем для изучения щелочных пегматитов в Ильменогорском миаски-товом массиве.
Слюда сидерофиллит-истонитового ряда как поздний минерал установлена в трещинах и полостях ильменитового агрегата и нефелинового пегматита в ассоциации с минералами группы пи-рохлора, бадделеитом, кальцитом, флюоритом, магнетитом и ^-содержащим рутилом. В составе слюды выявлена обратная зависимость между показателями общей железистости и глиноземистости. Впервые для ильмено-вишневогорского комплекса определены железистый сидерофиллит, истонит и их бариевые разновидности.
Литература
Белковская Я.А., Белковский А.И. (2001) Типохи-мизм и эволюция состава биотит-аннитов щелочных пород Уфалейского и Ильмено-Вишневогорского метаморфических блоков (Средний и Южный Урал). Уральский минералогический сборник № 11, 226-233.
Белогуб Е.В., Рассомахин М.А., Попов В.А. (2016) Слюды из пегматитов Ильменского заповедника. Минералогия, 1, 9-23.
Кобяшев Ю.С., Никандров С.Н., Вализер П.М. (2000) Минералы Ильменских гор. Миасс, ИГЗ УрО РАН, 118 с.
Левин В.Я. (1974) Щелочная провинция Ильменских-Вишневых гор (формация нефелиновых сиенитов Урала). М., Наука, 223 с.
Левин В.Я., Кутепова Л.А. (1974) Глиноземистость биотитов щелочных пород как показатель условий их формирования. Ежегодник-1973. Свердловск: ИГГ УНЦ АН СССР, 131-135.
Левин В.Я., Роненсон Б.М., Левина И.А. (1978) Карбонатиты щелочной провинции Ильменских-Вишневых гор на Урале. Доклады АН СССР, 240(4), 930-933.
Левин В.Я., Роненсон Б.М., Самков В.С., Левина И.А., Сергеев Н.С., Киселев А.П. (1997) Щелочно-карбонатитовые комплексы Урала. Екатеринбург, Урал-геолком, 272 с.
Ленных В.И., Вализер П.М. (2006) К геологической схеме ильменогорского комплекса. Геология и минералогия ильменогорского комплекса: ситуация и проблемы. Миасс, ИГЗ УрО РАН, 20-27.
Макагонов Е.П., Миронов А.Б. (2005) Биотиты из биотитовых миаскитов глубоких горизонтов Ильменогорского миаскитового массива. Уральский минералогический сборник № 13, 34-42.
Недосекова И.Л., Владыкин Н.В., Прибав-кин С.В., Баянова Т.Б. (2009) Ильмено-вишневогор-ский миаскит-карбонатитовый комплекс: происхождение, рудоносность, источники вещества (Урал, Россия). Геология рудных месторождений, 51(2), 157-181.
Перчук Л.Л. (1970) Равновесия породообразующих минералов. М., Наука, 392 с.
Попов В.А., Попова В.И. (2006) Минералогия пегматитов Ильменских гор. Минералогический Альманах, 9, 151 с.
Постоева Н.Г. (1949) Группа слюд / Минералы Ильменского заповедника. Под ред. А.Н. Заварицкого. М.-Л., АН СССР, 216-235.
Рассомахин М.А., Сорокина Е.С., Сомсикова А.В. (2020) Минералого-геохимические особенности корундового миаскит-пегматита копи № 210 (Ильменские горы, Южный Урал): предварительные результаты. Минералогия, 6(2), 38-54.
Чередниченко С.В. (2020) Минеральные ассоциации поздних процессов в кальцит-нефелин-полевошпатовом пегматите (Ильменогорский миаскитовый массив). Вестник геонаук, 304(4), 21-25.
Wang A., Freeman J.J., Jolliff B.L. (2015) Understanding the Raman spectral features of phyllosilicates.
Journal of Raman Spectroscopy, 46(10), 829-845.
References
Belkovskaya Ya.A., Belkovsky A.I. (2001) [Chemistry and compositional evolution ofbiotite-annite in alkaline rocks of the Ufaley and Ilmeno-Vishnegorsky metamorphic blocks (Central and South Urals)]. Ural'skiy mineralogicheskiy sbornik № 11 [Ural Mineralogical Collection no. 11], 226233. (in Russian)
Belogub E.V., Rassomakhin M.A., Popov V.A. (2016) [Micas from pegmatites of the Ilmeny Reserve]. Mineralogiya [Mineralogy], 1, 9-23. (in Russian)
Cherednichenko S.V. (2020) [Mineral assemblages of late processes in calcite-nepheline-feldspar pegmatite (Ilmenogorsky miaskite block)]. Vestnik geonauk [Bulletin of Geosciences], 304(4), 21-25. (in Russian)
Kobyashev Yu.S., Nikandrov S.N., Valizer P.M. (2000) [Minerals of the Ilmeny Mountains]. Miass, IGZ UrO RAN, 118 p. (in Russian)
Lennykh V.I., Valizer P. M. (2006) [About geological scheme of the Ilmenogorsky complex]. Geologiya i mineralogiya il'menogorskogo kompleksa: situatsiya i problemy [Geology and Mineralogy of the Ilmenogorsky Complex: Situation and Problems]. Miass, IGZ UrO RAN, 20-27. (in Russian)
Levin V.Ya. (1974) [Alkaline province of the Ilmeny-Vishnevy Mountains: a complex of the Urals nepheline syenites]. Moscow, Nauka, 223 p. (in Russian)
Levin V.Ya., Kutepova L.A. (1974) [Al content of biotites of alkaline rocks as an indicator of their formation conditions]. Ezhegodnik-1973. Trudy 1GG UrO AN SSSR [Yearbook-1973. Proceedings of the Institute of Geology and Geochemistry UB AN SSSR], Yekaterinburg, IGG UrO AN SSSR, 131-135. (in Russian)
Levin V.Ya., Ronenson B.M., Levina I.A. (1978) [Carbonatites of an alkaline province of the Ilmeny-Vishnevy Mountains in the Urals]. Doklady AN SSSR [Doklady of Sciences of the USSSR], 240(4), 930-933. (in Russian)
Levin V.Ya., Ronenson B.M., Samkov V.S., Levina I.A., Sergeev N.S., Kiselev A.P. (1997) [Alkaline-carbonatite complexes of the Urals]. Yekaterinburg, Uralgeolkom, 272 p. (in Russian)
Makagonov E.P., Mironov A.B. (2005) [Biotites from biotite miaskites of deep horizons of the Ilmenogorsky miaskite block]. Ural'skiy mineralogicheskiy sbornik № 13 [UralMineralogical Collection no. 13], 34-42. (in Russian) Nedosekova I.L., Vladykin N.V., Pribavkin S.V., Bayanova T.B. (2009) Ilmensky-Vishnevogorsky miaskite-carbonatite complex, the Urals, Russia: origin, ore resource potential, and sources. Geology of Ore Deposits. 51(2), 157181.
Perchuk L.L. (1970) [Equilibria of rock-forming minerals]. Moscow, Nauka, 392 p. (in Russian)
Popov V.A., Popova V.I. (2006) [Mineralogy of pegmatites of the Ilmeny Mountains]. Mineralogicheskiy Al'manakh [Mineralogical Almanac], 9, 151 p.
Postoeva N.G. (1949) [Mica group] In: Mineraly Il'menskogo zapovednika [Minerals of the Ilmensky Reserve]. Ed. by A.N. Zavaritsky. Moscow-Leningrad, AN SSSR, 216-235. (in Russian)
Rassomahin M.A., Sorokina E.S., Somsikova A.V. (2020) [Mineralogical and geochemical features of corundum miaskite-pegmatite of mine n.o. 210 (Ilmeny Mountains, Southern Urals): preliminary results]. Mineralogiya [Mineralogy], 6(2), 38-54. (in Russian)
Wang A., Freeman J.J., Jolliff B.L. (2015) Understanding the Raman spectral features of phyllosilicates. Journal of Raman Spectroscopy, 46(10), 829-845.
