Лабораторная работа №1-2 Парагенезис и типоморфизм минералов в магматических образованиях на примерах типоморфных ассоциации

В качестве примеров выбраны следующие типичные ассоциации минералов: пироп-алмазная в кимберлитах, оливин-хромитовая в ультраосновных породах, ильменит-титаномагнетитовая и халькопирит-пентландитовая в основных породах и нефелин-апатитовая в щелочных породах. Следует отметить, что в последние годы магматический генезис некоторых из них, например халькопирит-пентландитовой и нефелин-апатитовой, оспаривается.

Пироп-алмазная ассоциация в кимберлитах

Алмаз и его спутники в коренных месторождениях находятся в кимберлитовых трубках (диатремах), прорывающих разнообразные осадочные, главным образом карбонатные, и метаморфические породы (рис. 1). Вмещающие породы на контактах с трубками претерпевают изменения преимущественно механического характера с образованием зон тектонических брекчий, а также гидротермальные, выражающиеся в развитии биотита и серицита.

Кимберлитовые трубки имеют в плане округлую, овальную или неправильную форму и размеры от нескольких десятков до нескольких сотен метров в поперечнике. Они образуются в результате взрыва кимберлитовой магмы и прорыва вышележащих пород. С глубиной трубки уменьшаются в размерах и обычно переходят в дайки.

Кимберлитовые породы, выполняющие трубки взрыва, обычно называют кимберлитовыми брекчиями. Они имеют брекчиевую текстуру и состоят из собственно кимберлита и ксенолитов - обломков прорванных пород и включений, родственных кимберлиту глубинных ультраосновных пород (дунитов, пироксенитов и др.). Кимберлит, получивший название от месторождения Кимберли в Южной Африке, является ультраосновной с повышенной щелочностью .породой характерного зеленовато-серого цвета и эффузивного облика. Структура его типично порфировая: на фоне мелкозернистой (десятые и сотые доли миллиметра) основной массы минералов главной стадии кристаллизации выделяются крупные округлой формы порфировые вкрапленники протомагматических минералов. Текстура кимберлита массивная.

Минеральный состав первичных собственно кимберлитов следующий: главные минералы - оливин, диопсид и хромдиопсид, флогопит, пироп, ильменит, алмаз; второстепенные - энстатит, хромшпинелид, магнетит, перовскит, апатит.

Рис. 1 Геологический план и разрез (I-II) кимберлитовой трубки (по А.П. Бобриевичу и др.).

1 – наносы; 2 – измененный кимберлит (желтый); 3 – измененный кимберлит (зеленый); 4 – малоизмененный кимберлит; 5 – карбонатные породы; 6 - скважины

Оливин — преобладающий породообразующий минерал кимберлитов. Он образует как обособленные выделения, так и срастания и прорастания с пиропом и ильменитом, включения в их зернах, а также в алмазе. Это указывает на их близко одновременную кристаллизацию. Выделяются две генерации оливина. Оливин I – крупные (около 2-7 см) порфировые вкрапленники, имеющие обычно округлую или овальную форму, редко неправильную, со следами коррозии. Оливин II – мелкие (менее 5 мм) идиоморфные выделения в основной массе кимберлита, иногда с хорошо образованными гранями. Химический состав и оптические свойства оливина обеих генераций близкие. По составу они существенно магнезиальные: содержание фаялитового компонента - от 6 до 14 %. Оливин II отличается несколько повышенной железистостью и соответственно большим светопреломлением. С повышением железистости у бесцветного магнезиального оливина появляется зеленая окраска. Характерно повышенное содержание хрома. Наличие двух генераций оливина указывает на две стадии формирования кимберлитов: 1) медленной кристаллизации на глубине и 2) минералообразования при резких изменениях режима кимберлитового расплава. Обычно оливин почти нацело замещен серпентином и другими вторичными минералами.

Диопсид и хромдиопсид встречаются в кимберлитах в виде зерен размером от 0,5 до 5 мм, имеющих неправильную угловатую форму, реже близкую к изометрической. Окраска диопсида от светло-зеленой до бутылочно-зеленой, хромдиопсида - изумрудно-зеленой. Встречены включения хромдиопсида в алмазе, указывающие на близость времени и условий их образования.

Флогопит представлен двумя генерациями. Флогопит I образует крупные (2-2,5 см) выделения или кристаллы боченковидной, округло-овальной или пластинчатой формы, играющие роль порфировых вкрапленников. Флогопит II входит в состав основной массы кимберлита в виде небольших удлиненных пластинок, изъеденных листочков и тонких чешуек. Цвет свежего флогопита коричневато-бурый с золотистым оттенком. При процессах изменения он светлеет, теряет упругость. Затем он замещается вермикулитом и, наконец, хлоритом.

Пироп - один из наиболее характерных породообразующих минералов кимберлита. Он представлен округлыми зернами (от долей миллиметра до 3 см) обычно с разъеденной и оплавленной поверхностью. Они разбиты мелкими трещинами, заполненными поздними серпентином, хлоритом и кальцитом. Эти же минералы часто образуют на его зернах так называемые келифитовые оболочки. В пиропе наблюдались включения хромшпинелида, хромдиопсида и других минералов игольчатой формы. Окраска пиропа разнообразная - красная, оранжевая, розовая, лиловая, фиолетовая – и зависит от химического состава, прежде всего содержания хрома. Гранат кимберлитов характеризуется стабильностью состава и относится к высокомагнезиальной разности пироп-альмандинового ряда. В нем содержится в среднем около 72 % пиропового компонента и 15 % - альмандинового. По времени выделения различаются две разновидности пиропа: ранняя - фиолетово-красная (лиловая) и поздняя - оранжево^:красная, отличающаяся от первой большими размерами зерен, меньшей толщиной ке-лифитовой каймы, меньшим содержанием хрома и большим - титана и железа. В виде включений в алмазе встречается почти исключительно ранний пироп, а в срастании с ильменитом - только поздний.

Ильменит образует крупные (около 3-5 см) порфировые выделения в кимберлите. Ему свойственно высокое содержание окиси магния (примерно 13%), относится он к типичному для всех кимберлитов пикроильмениту. Характерно также повышенное содержание окисного железа, хрома, ванадия и никеля.

Особенности его состава обусловили повышенные плотность и микротвердость и резко выраженные ферримагнитные свойства. На зерна ильменита часто нарастают мельчайшие кристаллы перовскита. При поздних процессах изменения ильме­нит замещается корочками лейкоксена, состоящего из смеси рутила, сфена, а также других минералов с реликтами ильменита.

Алмаз — важнейший типоморфный минерал кимберлитов, хотя он является в их составе акцессорным. Размеры алмазов разнообразны - от мельчайших зерен до кристаллов в несколько каратов (0,2 г); преобладают алмазы мелких размеров - около 0,1 карата. Кристаллы алмаза имеют форму октаэдра, ромбододекаэдра, реже кубическую. Очень распространены кривогранные (округлые) формы, образующиеся в результате как роста, так и частичного растворения плоскогранных кристаллов. На гранях наблюдается разнообразная скульптура - результат особенностей нарастания слоев на кристалл и морфологии самих слоев. Морфологические особенности кристаллов алмаза отражают эволюцию термодинамических условий от момента выделения ранних кристаллов и до полного застывания расплава. Часто наблюдаются двойники по шпинелевому закону и сростки. В алмазах нередко встречаются включения тонких листочков и розеток графита, зерен оливина, пиропа, хромшпинелида, хромдиопсида, а также октаэдров алмаза, иногда покрытых графитовыми оболочками. Минералы-включения образовались одновременно с алмазом или до него. Мелкие алмазы чаще всего встречаются в гранате, оливине и диопсиде. В большинстве своем алмазы бесцветны, среди окрашенных преобладают зеленовато-желтые и дымчатые. Среди изоморфных примесей особое значение имеет примесь азота (до 0,23%), которая играет важную роль при их кристаллизации, влияет на их свойства. Поэтому ее считают их типоморфной особенностью.

В составе магматических алмазоносных кимберлитов выделяются две парагенетические ассоциации первичных минералов: 1) алмаз, хромшпинелид, оливин I, хромдиопсид, пироп лиловый и оранжево-красный, ильменит и флогопит I (протомагматические вкрапленники); 2) оливин II, флогопит II, перовскит, апатит, магнетит и диопсид (в основной массе).

Главными вторичными автометаморфическими минералами являются серпентин, кальцит, магнетит и хлорит. Среди гипергенных минералов преобладают гидроксиды железа и кальцит.

Типоморфными минералами кимберлитов считаются алмаз, пироп, ильменит, а также хромдиопсид и хромшпинелид. Изучение их типоморфных особенностей, указывающих на условия, способы и время образования, имеет большое значение для выяснения генезиса кимберлитовых трубок и оценки их алмазоносности. Особое внимание уделяется типоморфизму алмаза, так как типоморфные минералы, парагенетически связанные с ним, в частности пироп, подвержены интенсивным вторичным изменениям.

Наиболее важными типоморфными особенностями алмаза, изучавшимися на природных и искусственных кристаллах, являются их морфология, окраска, закономерности распределения включений и дефектов, микротопография поверхности граней, оптическая анизотропия и др. Все они зависят от термодинамических условий кристаллизации, определяющих ее скорость и концентрацию углерода в расплаве. При высоких температурах образуются преимущественно октаэдрические алмазы - прозрачные, слабоокрашенные, содержащие мало включений, примесей и дефектов. Снижение температуры и падение давления приводит к образованию кубооктаэдрических (или ромбододекаэдрических) кристаллов, а затем кубических. Последние отличаются более темной окраской, наличием многочисленных дефектов и неструктурных примесей. Кубооктаэдрические кристаллы по своим типоморфным особенностям занимают промежуточное положение. В последние годы интенсивно изучаются проявления оптически активных дефектных (примесь азота!) центров окраски методами инфракрасной и оптической спектроскопии, ЭПР и фотолюминесценции.

К типоморфным особенностям пиропа, хромдиопсида, хромшпинелида и ильменита относятся, прежде всего, некоторые черты их химического состава, в частности содержание магния, хрома и железа. Типоморфен ряд свойств, например: у пиропа — окраска, у ильменита — ферримагнетизм, микротвердость и плотность.

Минералами, типоморфными для отдельных стадий формирования кимберлитов, являются сквозные оливин (I и II) и флогопит (I и II). Их типоморфные особенности были кратко охарактеризованы выше.

На происхождение алмазов существуют различные точки зрения. Большинство ученых считает, что алмаз и его спутники кристаллизовались в верхней мантии при давлении около 50 Па, что соответствует глубине около 150 км, при температуре выше 1200 °С. Затем в результате взрывов газов и прорыва магмой вышележащих пород образовались алмазоносные трубки. В формировании их можно выделить два главных этапа - магматический и автометаморфический. Магматический этап начался со стадии протокристаллизации - образования порфировых вкрапленников алмаза, хромшпинелида, оливина I, хромдиопсида, пиропа, главным образом лилового и, несколько позднее, пиропа оранжево-красного, ильменита и флогопита I. При движении магмы вверх, понижении температуры и давления протомагматические выделения частично растворялись с образованием округлых форм зерен и кристаллов.

На главной стадии магматического этапа кристаллизовались минералы мелкозернистой основной массы - оливин II, флогопит II, перовскит, а также апатит, магнетит и диопсид. На автометаморфическом этапе произошли интенсивные изменения первоначального состава кимберлитов, заместившихся агрегатами серпентина, кальцита, магнетита и хлорита.

Оливин-хромитовая ассоциация в ультраосновных породах

В типичных месторождениях хромита вмещающими породами являются дуниты, перидотиты и реже пироксениты. Характерный процесс изменения ультраосновных пород - их серпентинизация вплоть до образования типичных серпентинитов.

Хромит и акцессорная платина встречаются или в виде участков рассеянной вкрапленности в дунитах, или в форме хромитовых шлиров (гнезд) и жилообразных тел с включениями платины.

На участках вкрапленных рудных минералов выделяются два типа акцессорного (второстепенного, но очень характерного в составе породы) хромита: 1) хромит, кристаллизовавшийся раньше оливина, в виде идиоморфных зерен, без серпентиновых оторочек; 2) хромит, выделявшийся в основном позднее оливина и отличающийся несколько меньшим идиоморфизмом зерен, большим их размером и наличием вокруг них каемок серпентина. В тесной связи с вкрапленностью хромита наблюдается вкрапленность платины: к участкам с богатой вкрапленностью хромита приурочена богатая вкрапленность последней.

Рудные шлиры, имеющие форму гнезд или линз и различные размеры (от десятков сантиметров до десятков метров в поперечнике), сложены так называемым «седым» хромитом. Он обычно мелкозернистый и имеет характерную серовато-белёсую окраску, обусловленную его тусклым металловидным блеском и тонкими прожилками белого скрытокристаллического серпентина. Шлиры имеют пятнистую и полосчатую (рис. 10) текстуры и характеризуются отсутствием четких границ с вмещающими породами. В качестве типоморфной следует отметить специфическую нодулярную текстуру хромитовой руды (рис. 11). В шлирах наблюдается наиболее обильная вкрапленность платины, приуроченная как к хромиту, так и к серпентинизированному оливину.

Жилообразные тела сложены так называемым «сливным» хромитом - средне- и крупнозернистым, черным, имеющим сильный смоляной блеск. Они отличаются текстурой массивной, часто брекчиевидной - обломки дунита цементируются хромитом; имеют четкие резкие границы с вмещающими породами. Платина в них наблюдается в виде редкой тонкорассеянной вкрапленности.

Порядок образования описанных выше минеральных тел следующий: 1) участки с вкрапленностью акцессорного хромита; 2) шлиры «седого» хромита; 3) жилообразные тела «сливного» хромита.

В состав платиноносных хромитовых тел входят следующие главные минералы: нерудные - оливин, серпентин, пироксены; рудные - хромшпинелиды, платина. Минералы второстепенные: нерудные - хромсиликаты, хлорит; рудные - иридистая платина, осмистый иридий, медистая платина, никелистая платина, сульфиды железа, никеля, меди, магнетит.

Оливин - главный породообразующий минерал мономинеральных дунитов, имеющих панидиоморфнозернистую структуру. В ассоциации с пироксенами образует перидотиты- гарцбургиты с ромбическим пироксеном и лерцолиты с ромбическим и моноклинным пироксенами. Перидотиты имеют гипидиоморфнозернистую структуру. Для хромитоносных дунитов характерен оливин, содержащий около 6% фаялитового компонента Перидотиты содержат более железистый оливин

Серпентин, развивающийся повсеместно по оливину представлен двумя генерациями. Серпентин I (автометаморфический) развивается на пневматолито-гидротермальной стадии постмагматического этапа минералообразования в виде оторочек вокруг хромитовых зерен. Вторая генерация серпентина возникает на гидротермальной стадии, в результате региональной аллометаморфической серпентинизации. Она сопровождается образованием пылевидного магнетита, придающего серпентинитам черную окраску, карбонатов, хлорита и брусита. Серпентин представлен политипными разностями - пластинчатыми антигоритом и лизардитом, реже волокнистым хризотилом и скрытокристаллическим серпофитом.

Пироксены хромитоносных перидотитов представлены ромбическим энстатитом, содержащим от 4,5 до 6,0 % ферросилитового компонента и моноклинным диопсидом, содержащим от 6 до 9 % геденбергитового компонента. Различная степень идиоморфизма пироксенов и оливина указывает на более раннее выделение последнего. Зерна оливина грубоизометричной или округлой (коррозия расплавом!) формы отчетливо идиоморфны по отношению к пироксену. Промежутки между ними заняты выделениями пироксена неправильной формы.

Хромсодержащие силикаты - хромгранат (уваровит) хромдиопсид, хромхлориты, хромвезувиан, хромтурмалин, хром-слюда (фуксит)-наблюдаются нередко в виде хорошо образованных кристаллов на стенках пустот и трещин в дуните и хромите; замещают последний, что указывает на их более позднее образование.

Хромшпинелид, или магнохромит (Mg,Fe)(Al,Cr)₂О₄ по классификации А. К. Болдырева, является главным минералом описываемой парагенетической ассоциации. Основная масса его кристаллизовалась раньше других минералов. Можно выделить три разновидности хромита: акцессорный, «седой» и «сливной», характеризующиеся своеобразными типоморфными особенностями. «Седой» и акцессорный хромиты имеют аналогичные внешние признаки: образуют вкрапленные зерна, обычно идиоморфные, размером от 0,5 до 2 мм в поперечнике; немагнитные или очень слабо магнитные, серого цвета, без блеска; под микроскопом обнаруживают характерные бурые внутренние рефлексы. «Сливной» хромит образует сплошные агрегаты зерен размером 1-3 мм, реже около 5 мм; обычно магнитен; имеет черную окраску и сильный смоляной блеск; под микроскопом рефлексы красные, редко желто-бурые. «Сливной» хромит отличается от «седого» некоторыми химическими особенностями, а именно меньшим содержанием окиси хрома, окиси магния и большим содержанием закиси железа и глинозема.

Платина относится к поликсену с содержанием железа 5-12%, реже 13-15%, а также меди -от 0,5 до 11,43%, иридия - до 7%, осмистого иридия - до 15%. Для нее характерен тесный парагенезис с хромитом. В отличие от платины, ассоциирующейся с никелевыми сульфидами в медно-никелевых магматических месторождениях, она бедна палладием. Большая часть платины обладает магнитностью. Как уже говорилось, платина образует неравномерную вкрапленность как во вмещающих дунитах, так и в рудных шлирах. Размеры ее зерен колеблются от 0,5 до 1,9 мм, иногда уменьшаются до тысячных долей миллиметра или повышаются до 1 - 2 см. Од­нажды в коренном месторождении был найден самородок массой 427,5 г. Различают три морфологических типа платины: дунитовый, хромитовый и промежуточный. Платина дунитового типа находится в тесном парагенезисе с оливином (серпенти­ном). Зерна ее имеют более или менее идиоморфные очертания, так как выделялись до оливина. Содержат включения мельчайших октаэдров и округлых зерен хромита. Платина хромитового типа тесно связана с хромитом, заполняет промежутки между его зернами, цементирует их. Кристаллизовалась позже хромита и представлена выделениями главным образом неправильной формы с извилистыми, часто зазубренными контурами и ответвлениями, пересекающими зерна хромита. Местами замещает хромит. Платина промежуточного типа, ассоциирующаяся и с оливином, и с хромитом, характеризуется по отношению к хромиту ксеноморфизмом и к оливину - идиоморфизмом. Между первыми двумя типами платины имеются существенные различия в содержаниях главных элементов-примесей. Платина дунитового типа, тесно связанная с купроплатиной и никелистой платиной, богаче медью и никелем, содержание которых увеличивается с усилением процесса серпентинизации дунитов. В то же время она беднее иридием (менее 1%, реже 3—4,6%) и осмистым иридием (менее 1 %, редко свыше 2%). Платина хромитового типа значительно бо­гаче иридием (от 1,0 до 7,0%) и осмистым иридием (от 2,4 до 15%).

Иридистая платина, содержащая 10—28% иридия, парагенетически тесно связана с поликсеном, кристаллизуясь, по-видимому, одновременно с ним. Наблюдается в полированных шлифах в поликсене, выделяется рельефом. Образует или эмульсиеподобную вкрапленность округлых выделений, или неравномерно распределенные выделения неправильной формы и, наконец, - срастания графической структуры.

Осмистый иридий образует мельчайшие пластинчатые кри­сталлы в поликсене, реже хромите.

Под микроскопом можно наблюдать медистую платину примерно 13 % меди) и никелистую платину (около 3-4 % / никеля). Первая образуется по поликсену, бедному иридием, никелистая платина - путем замещения поликсена, богатого иридием.

В небольших количествах наблюдаются ассоциирующиеся с хромсиликатами сульфиды железа, никеля, меди — пирротин, пентландит, реже халькопирит. Они выделялись позднее хромита (разъедают его) и платины, идиоморфной по отношению к ним.

В состав собственно магматической ассоциации минералов входят хромшпинелиды, оливин, пироксены, платина и иридистая платина, осмистый иридий. Позднее образовались постмагматические ассоциации: 1) хромсиликаты, сульфиды же­леза, никеля, меди, серпентин I и 2) серпентин II, медистая и никелистая платина, магнетит, хлорит.

Гипергенными являются гидроксиды железа, магнезит, опал и халцедон, гидросиликаты никеля.

Типоморфными минералами магматических платиноносных хромитовых месторождений являются моногенетичные хромшпинелиды, платина и иридистая платина, осмистый иридий. Типоморфные особенности их морфологии, химического состава и некоторых свойств были описаны выше. В последнее время было установлено типоморфное значение таких свойств хромшпинелидов, как магнитная восприимчивость, диэлектрическая постоянная и др. Сквозные нерудные минералы хромитовых тел - оливин и пироксены, отличаются определенными типоморфными особенностями, отмеченными выше.

Важнейшей типоморфной особенностью оливинов и хромшпинелидов, сосуществующих в ультраосновных породах и хромитовых рудах, является их химический состав, в частности соотношения закиси железа и окиси магния, детально изучавшиеся Н. В. Павловым [18]. Исследования показали, что оливины пород и руд высокомагнезиальны, содержат лишь 3-11 % железистого (фаялитового) компонента. Проявляется тенденция увеличения железистости оливинов с возрастанием содержания кремнезема в породах. Наименьшей железистостыо обладают оливины из хромитовых руд и участков с густой вкрапленностью хромшпинелидов в дунитах. Большую железистость имеют оливины гарцбургитов.

Хромшпинелиды из дунитов и руд отличаются более высокими содержаниями хрома и низкими алюминия по сравнению с хромшпинелидами из перидотитов. Рудообразующие хромшпинелиды всегда менее железисты, чем акцессорные.

Средний состав сосуществующих оливинов и хромшпинелидов меняется закономерно; их железистость убывает параллельно по мере уменьшения относительного содержания крем незема. Они имеют наименьшую железистость в дунитах и в густо вкрапленных рудах. Хромшпинелиды с меньшей железистостью имеют более высокие содержания хрома.

По мнению большинства исследователей хромитовые руды являются позднемагматическими. продуктами дифференциации магнезиально-силикатной базальтоидной магмы. Они кристаллизовались из остаточных рудносиликатных расплавов по эвтектоидной схеме при участии летучих (в первую очередь воды) и щелочей. Была предложена (Г. А. Соколовым) диа­грамма кристаллизации хромита в ультраосновном расплаве (рис. 13). В качестве исходных были приняты температура плавления оливина (около 1800- °С). T хромита (около- 1900 °С) и вычисленная точка эвтектики их кристаллизации, соответствующая примерно 80 % хромита и 20 % оливина. Температура эвтектики 1000 °С принята условно, исходя из того, что она должна быть значительно выше температуры обезвоживания хлорита (600 °С). В области богатого хромом расплава намечается поле несмесимости хромитового и силикатного расплавов или местной ликвации первого от второго. Это поле до К характеризуется сегрегацией капель хромита, из которых и сформировались хромитовые нодули в дуните.

Образование минералов магматического этапа происходило не одновременно. В начале кристаллизации магмы, вязкой, бедной летучими, наряду с оливином выделялись мелкие зерна и октаэдры хромита без серпентиновых оторочек и мельчайшие идиоморфные зерна платины. Позднее образуются акцессорный хромит с серпентиновыми каймами и ксеноморфная платина в крупнозер­нистом дуните. В ослабленных зонах, куда устремляются летучие, формируются шлиры «седого» хро­мита с богатой вкрапленностью платины. Наконец, когда магмати­ческий расплав в основном закристаллизовался, образовались жилообразные тела сливного» хромита с редкой тонкорассеянной платиной, имеющие резкие контакты с вмещающими породами.

Однако процессы минералообразования на этом не закончились. На пневматолито-гидротермальной стадии постмагматического этапа выделялись хромсодержащие силикаты, сульфиды железа, никеля, меди; происходило образование серпентиновых оторочек вокруг зерен хромита. Процесс региональной серпентинизации дунитов вызвал гидротермальные изменения ранее выделившихся минералов. Оливин замещается серпентином с тонкорассеянным магнетитом. Хромиты метаморфизуются двухвалентное железо окисляется в трехвалентное, выносится глинозем, идущий на образование хлорита. Платина (поликсен) обогащается медью (за счет сульфидов) и никелем (из оливина). При этом образуются медистая и никелистая платина.

Ильменит-титаномагнетитовая ассоциация в основных породах

Породами, вмещающими магнетит-ильменитовые руды на месторождении Южного Урала, являются габбро - амфиболиты, состоящие главным образом из роговой обманки и плагиоклаза. Изменения пород сводятся к их хлоритизации, реже гранитизации и эпидотизации.

Минеральные тела представлены двумя типами: участками метаморфизованных основных пород с вкрапленностью рудных минералов и жилообразными телами сплошных руд с массив­ной текстурой.

Минеральный состав рудных тел очень простой: рудные минералы - магнетит, ильменит, гематит, рутил и редкие сульфиды; нерудные - роговая обманка, плагиоклазы, хлорит, гра­нат и редкие - биотит, апатит, шпинель, пироксены, эпидот и др.

Магнетит, выделившийся в виде мелких, примерно 0,5 мм, неправильных или изометричных зерен, реже хорошо образованных кристаллов, содержит изоморфную примесь ванадия. Находится в тесном срастании с такими же по размерам зернами ильменита, содержащего ванадий и хром. Такие агрегаты являются хорошо обогащающейся магнетит-ильменитовой рудой. Вместе с этим часть магнетита относится к типичным титаномагнетитам. Под микроскопом в отраженном свете в таком магнетите (титаномагнетите) наблюдаются микроскопические пластинки или изометричные зернышки ильменита, образовавшиеся в результате распада твердого раствора. В магнетите иногда наблюдаются зернышки шпинели, а в тесной связи с ильменитом - неправильной формы вытянутые зерна рутила. Магнетит местами замещается гематитом. Во вкрапленных рудах рудные минералы - магнетит и ильменит - цементируют зерна ранее выделившихся породообразующих силикатов - роговой обманки и основного плагиоклаза; создавая очень характерную сидеронитовую структуру. В массивных рудах зерна магнетита и ильменита обычно окаймлены позднее выделившимся хлоритом. Взаимоотношения между магнетитом и ильменитом показывают, что первым выделяется из них тот, который преобладает количественно. Хлорит вместе с гранатом (альмандином) образует оторочки в призальбандовых частях жилообразных тел. Во вкрапленных рудах встречаются отдельные чешуйки биотита, единичные зерна апатита и местами скопления зерен сульфидов — пирита, халькопирита, пирротина.

В минеральных телах месторождения выделяются две раз­новозрастные ассоциации парагенетически связанных минералов: собственно магматическая в рудных габбро - плагиоклазы, гиперстен, авгит, татаномагнетит и позднемагматическая в рудных телах и амфиболитах - роговая обманка, магнетит, ильменит, шпинель, рутил, гематит, биотит, гранат (альмандин), эиидот, апатит.

Поздние прожилки слагаются гидротермальной ассоциацией - хлорит, актинолит, сульфиды.

Типоморфными минералами считаются ильменит и магнетит (титаномагнетит).

Типоморфными у магнетита являются: 1) неправильная форма выделений и цементирование ими силикатов; 2) неоднородное внутреннее строение зерен, обусловленное разнообразными структурами распада твердых растворов; 3) особенности химического состава, по Л. В. Чернышевой - переменные, но в основном высокие содержания титана, при более постоянных повышенных содержаниях магния, алюминия, ванадия, хрома, никеля; невысокие отношения окиси магния к глинозему; отношения никеля к кобальту в основном выше единицы; 4) физические свойства - микротвердость, отражательная способность, точка Кюри, которые для титаномагнетита из месторождений габбровой формации равны соответственно 556 кг/мм², 18,5 % и 555°.

В последние годы, благодаря применению современных методов минералогических исследований, получены новые данные по типоморфизму фазового состава и внутреннего строения магнетита, о характере распределения изоморфных примесей между ним и микровключениями.

В. С. Мясников и другие считают, что магнетит-ильменитовые руды имеют позднемагматический генезис. Остаточный рудный расплав обогащенный железом, титаном, ванадием и летучими компонентами, обособлялся от габбровой магмы или отжимался из межзернового пространства. Из него вначале кристаллизовались титаномагнетиты рудных габбро, при метаморфизме которых затем сформировались тела магнетит-ильменитовых руд. Вкрапленные руды образовались из остаточного рудного расплава, закристаллизовавшегося в межзерновом пространстве.

Могут наблюдаться следующие парагенетические ассоциации магнетит+ ильменит и магнетит+ильменит+гематит. Ассоциация магнетит+рутил является запрещенной.

Халькопирит-пентландитовая ассоциация в основных породах

Вмещающими породами медно-никелевых рудных тел являются основные и ультраосновные породы - габбро, нориты, пироксениты и другие, богатые магнием, серой и сравнительно бедные кальцием и железом. Главные породообразующие минералы представлены оливином, пироксенами и плагиоклазами, рудные минералы - магнетитом и сульфидами. Вмещающие породы слабо изменены, но все же подверглись гидротермальным изменениям - амфиболизации, хлоритизации, карбонатизации. оталькованию и в меньшей степени серпентинизации. Наблюдения показывают, что процессы изменения боковых пород несколько предшествовали рудоотложению.

Главные формы минеральных тел: а) участки («горизонты») основных пород с рассеянной вкрапленностью сульфидов, без резких ограничений; б) гнезда или шлиры сульфидов с вкрапленной, полосчатой и массивной текстурами; контакты с вмещающими породами бывают как резкие, так и расплывчатые; в) жилы сплошных сульфидов, почти без силикатов, с массив­ной и брекчиевидной текстурами и резкими контактами с вмещающими породами.

Минеральный состав рудных тел в основном очень сходен: рудные минералы — пирротин, пентландит, халькопирит, магнетит и ильменит, небольшая примесь арсенидов кобальта и ни­келя, минералов платины и палладия, а также пирита; нерудные - оливин и пироксен.

Кратко охарактеризуем рудные минералы в порядке их выделения.

Магнетит - один из главных рудных минералов, встречаю­щийся повсеместно в двух генерациях. Наиболее развит магнетит I, представленный четырьмя последовательно образовавшимися формами выделения.

1. Крупные, примерно 2—2,5 см в поперечнике, октаэдрические кристаллы и зерна, выделившиеся ранее сульфидов и либо равномерно рассеянные среди последних, либо образующие оторочки вдоль зальбандов жил. Иногда содержат закономерно расположенные мельчайшие пластинки ильменита, являющиеся продуктом распада твердого раствора (титаномагнетит). Крупные выделения магнетита пересекаются прожилками сульфидов и частично замещаются последними, приобретая при этом неправильную форму.

2. Мелкие (0,5—1,0 мм) идиоморфные зерна, рассеянные в сульфидах, преимущественно в пирротине; они кристаллизовались после крупных корродированных зерен магнетита в результате их частичного растворения, повышавшего концентрацию окислов железа в рудообразующей среде.

3. Тонкозернистые выделения с многочисленными точечными включениями халькопирита; образуются после пирротина путем его замещения, но до халькопирита, которым они частично замещаются.

4. Мелкие идиоморфные кристаллы, включенные в халькопирит, образовавшиеся в результате частичного растворения тонкозернистых выделений предыдущей разновидности магнетита. Для всех разновидностей магнетита характерно замещение пирротином и другими сульфидами.

Магнетит второй генерации образует мелкие зерна и идиоморфные кристаллы в карбонатно-серпентиновых жилках, пересекающих рудные тела и связанных с гидротермальными процессами, протекавшими в измененных боковых породах.

Ильменит крайне редок и наблюдается в первых двух разновидностях магнетита I в виде тончайших пластинок, образовавшихся в результате распада твердых растворов. При замещении магнетита сульфидами пластинки ильменита, как более устойчивые, сохраняются в виде решетки среди сульфидов. При частичном растворении пластинок ильменит переотлагается в виде цепочек мелких округлых зерен.

Пентландит представлен двумя генерациями. К первой генерации относятся крупные, 1- 1,5 и даже 3-4 см, порфировидные зерна, идиоморфные по отношению к пирротину, рассеянные в массе последнего или образующие оторочки по зальбандам жил и вокруг ксенолитов вмещающих пород. Пересекается прожилками халькопирита и пирротина, замещается последним. Богат никелем (34-35%) и кобальтом (1,5-3 %). Замещается редким никелевым сульфидом - виоларитом (FeNi₂S₄).

Пентландит II, с меньшим содержанием никеля, представлен пластинчатыми и клиновидными включениями в пирротине или петельчатыми и жилкообразными выделениями между его зернами. Первые образовались, по-видимому, в результате распада твердого раствора.

Пирротин — главный рудный минерал сульфидных руд месторождения. Чаще всего образует агрегаты округлых зерен размером около 0,5—1 мм, реже до 1 см в срастании с такими же зернами пентландита или халькопирита. Выделялся позже силикатов, магнетита I, ильменита и пентландита I, но раньше пентландита II и халькопирита. Последний пересекает пирротин или располагается в промежутках между его зернами, замещая их частично. Характерным для пирротина из месторождений этого типа является: а) тесный парагенезис с пентландитом и б) постоянное содержание в нем никеля, равное в среднем 0,25 % и обнаруживаемое микрохимически, а также содержание кобальта и платины. В гидротермальных жилах и контактово-метасоматических телах пирротин обычно ассоциируется со сфалеритом и лишен указанных выше примесей.

Халькопирит — наиболее поздний по времени выделения сульфид, цементирующий, разъедающий и пересекающий все ранее выделившиеся силикатные и рудные минералы. К халькопириту приурочены чрезвычайно мелкие выделения борнита, сфалерита, галенита и таких редких сульфидов меди, кубанит (CuFe₂S₃) и валлериит (Cu₃Fe₄S₇).

Пирит в рудах месторождения редок. Типоморфным призна­ком его является содержание примеси кобальта (до 1 %).

Платиновые минералы представлены палладистой (а не иридистой!) платиной и сперрилитом (PtAs₂) и ассоциируются с пирротином, пентландитом и халькопиритом, а не с хромитом, как на Урале.

В магматическую ассоциацию минералов входят: оливин, пи­роксен (гиперстен), плагиоклаз; титаномагнетит, магнетит, ильменит; пентландит, пирротин, халькопирит, а также платина (палладистая) и сперрилит.

На постмагматическом этапе образовались: актинолит, хлорит, тальк, серпентин, кальцит; поздние генерации магнетита и пентландита, а также редкие сульфиды меди (кубанит, валлериит), никеля (виоларит) и арсениды кобальта и никеля.

Типоморфными сульфидами медно-никелевых месторождений являются: пентландит, халькопирит (содержит примесь селена, в близповерхностных месторождениях представлен кубической модификацией - талнахитом), пирротин (с примесью никеля, кобальта и платины), а также сперрилит и платина палладистая.

Порядок кристаллизации главных магматических минералов в рудах месторождения следующий: оливин - пироксен - магнетит - ильменит - пентландит I - пирротин - пентландит II - халькопирит. Он усложняется, при детальном рассмотрении, процессами замещения (магнетита сульфидами, пентландита пирротином, пирротина халькопиритом и т. д.) и распадом твердых растворов: (ильменита в магнетите, пентландита в пирротине и др.).

Условия образования медно-никелевых месторождений и закономерности соотношений минералов интересующей нас минеральной ассоциации рассмотрены А. Г. Бетехтиным. По-види­мому, капельки сульфидов обособились (ликвировали) от материнского расплава в донной части интрузивных залежей еще в раннемагматический период, но длительное время были жидкими. Поэтому, кроме донных залежей вкрапленных руд, за­стывших на месте, могли образоваться позднее магматические сульфидные жилы с массивной и брекчиевидной текстурами, обогащенные никелем, медью, платиной и палладием. Температура не превышала 300°, т. е. была аналогична температуре образования среднетемпературных гидротермальных жил. Однако сульфидный расплав содержал мало воды, так как, во-первых, в рудах сохранились не только плагиоклаз, но и оливин, которые в присутствии воды был бы серпентинизирован, и, во-вторых, околорудные изменения пород развиты слабо. Этим магматические сульфидные тела существенно отличаются от типичных гидротермальных образований, связанных с гранитоидами.

Нефелин-апатитовая ассоциация в щелочных породах

Апатит-нефелиновые руды Хибин залегают среди массива разнообразных по составу и структуре нефелиновых сиенитов. Массив имеет концентрически дугообразное строение. Внутренняя часть массива сложена светлыми крупнозернистыми фойяитами, затем следует серия неравномерно- и среднезернистых пойкилитовых нефелиновых сиенитов (рисчорритов) с астрофиллитом и эгирином, внешняя дуга представлена крупнозернистыми хибинитами. Между хибинитами и рисчорритами залегают породы типа ийолит-уртитов, срдержащие до 63—88 % нефелина. В висячем боку ийолит-уртитов располагаются линзы или пластообразные залежи апатит-нефелиновых руд. Переходы между ними постепенные. Контакт рудных тел с рисчорритами резкий, к нему приурочен горизонт апатит-сфеновой породы с титаномагнетитом, эвдиалитом и эгирином.

В верхней части рудного тела располагаются пятнистые руды состоящие главным образом из апатита (от 40 % до 93 %, в среднем 75 %), на фоне -которого выделяются пятна нефелина с эгирином, сфеном и титаномагнетитом.

Ниже идет горизонт полосчатых руд, состоящих из нефелина, в котором протягиваются параллельные тонкие (около З- 4 см) полоски и линзочки апатита (до 40—50 %). Постепенно полосчатые руды к низу сменяются сетчатыми рудами, т. е., по сути дела, ийолит-уртитами с сетчато расположенными обособлениями апатита, и, наконец, типичными ийолит-уртитами.

Минеральный состав рудных тел следующий: главные минералы - апатит и нефелин, второстепенные - титаномагнетит, сфен, эгирин, калиевый полевой шпат, эвдиалит и др.

Апатит — сахаровидный, белый, иногда серый, зеленый и даже черный. Зеленые и черные окраски объясняются мельчайшими включениями соответственно эгирина и титаномагнетита. По составу он является фтор-апатитом; кальций частично замещается стронцием и редкими землями.

Нефелин либо образует серые с жирным блеском зерна или округлые скопления их в апатите, либо слагает сплошные участки с полосками апатита. Содержит примесь окисного железа, часть которого изоморфно замещает алюминий; остальное железо - за счет эгирина, придающего нефелину зеленоватую окраску.

Титаномагнетит, содержащий 13—19 % двуокиси титана и повышенное количество ванадия, образует зерна, линзы в пятнистой руде и крупные скопления, жилы - в полосчатых рудах.

Сфен в пятнистой руде коричневый или розовый, игольчатый, местами образует буровато-розовые пятна. В апатит-сфеновой породе, приуроченной к висячему контакту рудной линзы, сфен призматический.

Эгирин в виде тонкопризматических и игольчатых кристаллов рассеян в апатит-нефелиновой руде. В отличие от раннего эгирина в нефелиновых сиенитах и позднего в пегматитах для него характерно повышенное содержание пятиокиси ванадия. Обычно замещается щелочной роговой обманкой.

Эвдиалит, содержащий двуокись циркония, образует отдельные зерна с характерной малиново-красной окраской или их скопления среди сахаровидного апатита и нефелина.

Калиевый полевой шпат — по оптическим свойствам переходный между ортоклазом и микроклином. Типоморфными особенностями полевых шпатов являются: 1) форма выделений, их зональность, характер двойникования и т. д.; 2) особенности химического состава - суммарный химический состав, состав калиево-полевошпатовой и альбитовой фаз пертита, состав и соотношения микропримесей (железа, бария, стронция, кальция); 3) структурное состояние — степень кремнеалюминиевой упорядоченности (оптическая и рентгеновская триклинность); 4) физические константы, связанные с химическим составом и структурным состоянием.

Описанные выше минералы нефелин-апатитовых руд относятся к одной ассоциации парагенетически связанных минералов.

Эта ассоциация и составляющие ее минералы являются типоморфными для нефелин-апатитовых месторождений магматического происхождения.

Предполагают, что апатит-нефелиновые тела с вмещающими их нефелиновыми сиенитами возникли в результате кристаллизационной (в сочетании с ликвацией) дифференциации щелочной магмы. Вопрос о времени и месте отщепления богатого летучими остаточного апатит-нефелинового расплава до сих пор остается дискуссионным. Некоторые ученые считают, что ийолит-уртиты с апатитовыми тeлaми имеют постмагматическое происхождение.

Генетические признаки минералов магматического происхождения

Для магматических месторождений типичны следующие пять ассоциаций.

1. Пироп-алмазная в алмазоносных кимберлитах, представленная двумя разновозрастными парагенетическими ассоциациями а) алмаз, хромшпинелид, оливин I, хромдиопсид, пироп, пикроильменит и флогопит 1 (вкрапленники); б) оливин II, флогопит II, перовскит, апатит, магнетит и диопсид (в основной массе кимберлита).

2. Оливин-хромитовая в ультраосновных породах и платиноносных хромитовых месторождениях: хромит; оливин, пироксены; платина и иридистая платина, осмистый иридий.

3. Ильменит-титаномагнетитовая в основных породах и магнетит-ильменитовых месторождениях, представленная двумя разновозрастными парагенетическими ассоциациями: а) основные плагиоклазы, пироксены (гиперстен, авгит) и титаномагнетит (собственно магматическая в рудных габбро); б) роговая обманка; магнетит, ильменит; шпинель, рутил, гематит, биотит, гранат (альмандин), эпидот и апатит (позднемагматическая в рудных телах и амфиболитах).

4. Халькопирит-пентландитовая в основных породах и месторождениях медно-никелевых сульфидов: оливин, пироксен (гиперстен), плагиоклаз; титаномагнетит, магнетит, ильменит; пентландит, пирротин, пирит, халькопирит; платина, сперрилит.

5. Нефелин-апатитовая в щелочных породах и апатит-нефелиновых месторождениях: нефелин, апатит, эгирин, полевой шпат калиевый, титанит, титаномагнетит, эвдиалит.

Магматические ассоциации минералов содержат сравнительно мало минералов, которые представлены обычно одной генерацией. Как правило, парагенетические ассоциации магматического этапа сопровождаются наложенными на них минеральными ассоциациями постмагматического этапа.

Типоморфизм минералов. Типоморфизм минералов в магматических месторождениях и вмещающих их магматических породах может быть рассмотрен совместно, так как они находятся не только в пространственной, но и в генетической связи.

Типоморфными минералами магматических месторождений являются следующие рудные и акцессорные минералы.

1. В алмазоносных кимберлитах: алмаз (примеси азота; дефектные центры, проявляющиеся в спектрах инфракрасной, ультрафиолетовой и видимой областей, ЭПР и фотолюминесценции; оптическая анизотропия, окраска); пироп (содержание хрома, железа, титана; окраска), пикроильменит (содержание магния, железа окисного, хрома, ванадия, никеля; ферримагнитные свойства, микротвердость), а также хромдиопсид и хром-шпинелид.

2. В платиноносных хромитовых месторождениях: хромшпинелиды (отношения содержаний хрома к алюминию, магния и хрома к закисному железу и алюминию, характер изоморфизма; оптические константы, магнитная восприимчивость, диэлектрическая постоянная и другие физические свойства), платина и иридистая платина (содержание железа, меди, иридия и других примесей; микротвердость), осмистый иридий (химический состав) .

3. В магнетит-ильменитовых месторождениях: ильменит (содержание ванадия, хрома и других примесей; отражательная способность, микротвердость, ферримагнитные свойства), магнетит-титаномагнетит (содержание ванадия, хрома, никеля, магния, титана, алюминия; отношения содержаний магния к алюминию, никеля к кобальту; микротвердость, точка Кюри, отражательная способность; характер структур распада и распределение в них изоморфных примесей).

4. В медно-никелевых месторождениях: пентландит (содержание никеля и кобальта, отражательная способность, микротвердость), халькопирит (содержание селена и других примесей; особенности полиморфизма; оптические свойства), пирротин (фазовый состав; изотопный состав серы, содержание никеля, кобальта и платины; микротвердость, отражательная способность, характер спектров светопоглощения и светопре­ломления), а также платина (палладистая) и сперрилит.

5. В нефелин-апатитовых месторождениях: апатит сахаровидный (микровключения, изоморфные примеси редких земель и стронция и др.), нефелин (количество избыточного кремнезема, соотношение содержаний натрия и калия, примеси железа, галлия и др., микровключения, окраска), эгирин (содержание эгириновой, диопсидовой, геденбергитовой составляющих; формы и зональность индивидов, оптические константы), калиевый полевой шпат (химический состав — суммарный, калишпатовой и альбитовой фаз пертита, микропримеси железа, бария, стронция, кальция; структурное состояние — оптическая и рентгеновская триклинность; характер двойникования), эвдиалит (содержание железа, окраска, оптические свойства), а также титанит и титаномагнетит.

Породообразующие минералы (пироксены, оливин, полевые шпаты) присутствуют в различных магматических образованиях и характеризуются соответствующими типоморфными особенностями.

В качестве примера рассмотрим типоморфные особенности пироксенов, встречающихся во всех перечисленных выше типоморфных ассоциациях минералов магматического происхождения. Будучи минералами переменного состава, который зависит от условий образования и отражается на типоморфизме, пироксены являются важными минералами и индикаторами минералообразующих процессов. Наибольшее значение они имеют в основных и щелочных породах.

В ходе магматического процесса вслед, за оливином кристаллизуются ромбические. пироксены, причем энстатит формируется более высокотемпературным, гиперстен — более низкотемпературным. Энстатит наблюдается в пироксенитах и перидотитах. В парагенезисе с оливином он более магнезиален, чем оливин. Гиперстен характерен для норитов и диоритов. Ромби­ческие пироксены содержат изовалентные изоморфные примеси марганца, кобальта никеля, цинка.

Моноклинным пироксенам, кристаллизующимся обычно позднее ромбических, свойственны повышенные содержания гетеровалентных изоморфных примесей, например в хромдиопсиде магний замещается хромом при одновременном замещении кальция натрием. Часто ромбический пироксен (энстатит) кристаллизуется из расплава одновременно с моноклинным (диопсидом). Затем магнезиальность пироксенов уменьшается, а железистость — увеличивается; в меньшей степени уменьшается в них содержание кальция.

Для алмазоносных кимберлитов характерен моноклинный диопсид, обнаруживаемый только при микроскопическом исследовании. Зато угловатые, реже изометричные, зерна хромдиопсида, имеющие светло-зеленую до изумрудно-зеленой окраску, легко определяются макроскопически.

В хромитовых месторождениях пироксены представлены главным образом ромбическими энстатитом, бронзитом, гиперстеном и реже моноклинным авгитом (диаллагом). Часто встречающийся хромдиопсид в магматическую ассоциацию не входит.

Пироксены основных пород типа габбро, к которым преимущественно приурочены месторождения медно-никелевых сульфидов и магнетит-ильменитовых руд, представлены не только гиперстеном, но и моноклинным пироксеном — авгитом (диаллагом). Последний образует аллотриоморфные и реже идиоморфные зерна коричневого или зеленого цвета с плоскостями отдельности по (100). Для таких пироксенов характерно замещение их более поздней волокнистой роговой обманкой (уралитом) с образованием псевдоморфоз.

Пироксены апатит-нефелиновых месторождений представлены эгирин-диопсидом и эгирином с содержанием условного эгиринового компонента соответственно 10—60 и 60—85 %. Эгирин-диопсид отличается большим разнообразием форм выделения, которые зависят от типа породы. Например, в массивных крупнозернистых ийолит-уртитах наблюдаются ксеноморфные выделения эгирин-диопсида, в существенно апатитовых агрегатах — изометричные зерна, в линзах ийолита — призматические выделения; в приконтактовых рисчорритах — сравнительно более крупные таблицеобразные кристаллы. Химический состав и оптические свойства эгирин-диопсида также зависят от условий его нахождения. Эгирин в основном развивается метасоматически по эгирин-диопсиду, и форма его выделений зависит от типа пород. Цвет эгирин-диопсида черный с зеленоватым оттенком; эгирин — черный.

О типоморфных особенностях породообразующих минералов эффузивных пород можно сказать следующее.

Оливин в оливиновых базальтах образует крупные вкрапленные зерна с характерной оливково-зеленой (отсюда и название минерала) или темной зеленовато-желтой окраской, стеклянным блеском и неровным изломом.

Авгит — базальтический. Часто встречается в довольно крупных короткопризматических кристаллах характерной формы. Имеет черный цвет и сильный блеск на гранях («авге» по гречески — блеск). Обычно является титанавгитом — разностью, обогащенной двуокисью титана около 4—5 % (в обыкновенном авгите — 0,1—0,7%), окисью железа и глиноземом.

Роговая обманка — базальтическая. Представлена коротко- призматическими черными кристаллами. Также отличается по-вышенным содержанием окисного железа, глинозема и двуокиси титана (до 2—3 %).

Полевой шпат обычно санидин — высокотемпературный (выше 900°) моноклинный калиевый полевой шпат. Образует порфировые выделения или бесцветные прозрачные кристаллы с типичным стеклянным блеском. От ортоклаза отличается малым углом оптических осей.

Нефелин и лейцит характерны для лав и эффузивных пород, богатых щелочами и бедных кремнеземом. Лейцит обычно наблюдается в виде хорошо образованных тетрагон-триоктаэдров (раньше в кристаллографии эту простую форму называли лейцитоэдром). Поверхность граней матовая, иногда с двойниковой штриховкой. Окраска серовато-белая или пепельно-серая. Очень часто замещается ортоклазом и серицитом, иногда нефелином и альбитом с образованием псевдоморфоз, называемых псевдолейцитом или эпилейцитом.

Формы минеральных тел и их строение. Магматические месторождения имеют характерные формы минеральных тел: специфические — трубчатые для алмазоносных кимберлитов и линзо- и пластообразные— для апатитовых тел. На хромитовых, медно-никелево-сульфидных и магнетит-ильменитовых месторождениях распространены три типа рудных тел: 1) участки (горизонты) вкрапленных руд без четких границ, 2) шлиры (гнезда), вкрапленных и сплошных руд как с нечеткими, так и четкими границами, 3) жилообразные тела сплош­ных руд с резкими контактами.

Для первого типа минеральных тел, а также для шлиров характерны вкрапленные, пятнистые и полосчатые текстуры руд. В жилообразных телах и частично в шлирах распространены массивные и брекчиевидные текстуры. Для пород, слагаю­щих алмазоносные трубки, свойственна брекчиевая текстура, для апатит-нефелиновых руд - пятнистые, полосчатые, сетчатые, а также брекчиевидные.

В минеральных агрегатах преобладают зернистые структуры отложения, реже наблюдаются метасоматические структуры. Чрезвычайно характерны вкрапленные и прожилково-вкрапленные структуры. В медно-никелевых и титаномагнетитовых рудах постоянно наблюдаются структуры распада твердых растворов (пирротин+ пентландит, магнетит+ильменит и др.). Специфически магматическими структурами являются нодулярная (для хромитовых руд) и сидеронитовая. Размеры зерен, как правило, небольшие, кристаллы редки.

Генетические признаки минеральных тел. Главной особенностью геологических условий нахождения магматических минеральных тел является не только генетическая, но и пространственная связь их с материнскими сингенетичными магматическими породами. Вмещающими породами рудных тел являются ультраосновные и основные породы, а также средние щелочные. Присутствие алмазов наблюдается почти исключительно в кимберлитах, а хромитовые тела с платиной располагаются преимущественно в ультраосновных породах — дунитах, перидотитах и реже пироксенитах. Медно-никелевые сульфиды и магнетит с ильменитом концентрируются главным образом в основных породах – габбро, норитах, реже в ультраосновных. Апатит-нефелиновые тела находятся среди щелочных пород — нефелиновых сиенитов.

Важным генетическим признаком являются синхронные околорудные изменения вмещающих пород, заключающиеся в серпентинизации и карбонатизации ультраосновных пород, амфиболизации и хлоритизации, а также отальковании и эпидотизации основных пород. Для щелочных пород околорудные изменения не характерны.

3-4 Лабораторные работы Типоморфные ассоциации минералов в пегматитах

Шерл-мусковитовая ассоциация в слюдоносных пегматитах

На Северо-Западе России в метаморфических породах (главным образом гнейсах и амфиболитах) распространены многочисленные пегматитовые тела. Околожильные изменения вмещающих пород незначительны и выражаются в мусковитизации гнейсов и биотитизации амфиболитов.

Форма тел более или менее правильная жильная (в амфиболитах) или неправильная линзовидная (в гнейсах). Длина жил колеблется от десятков метров до 200 м, мощность — от 6—10 до 50 м.

Строение жил обычно зональное. От контактов к центру наблюдаются следующие зоны:

1. боковые метаморфические породы (гнейсы);

2. оторочки с аплитовидной структурой (геофаза В);

3. мелкозернистый пегматит — кварц-плагиоклазовый и кварц-плагиоклаз-микроклиновый с неяснографической (гранитоподобной) и графической структурами (геофаза С);

4) крупнозернистый кварц-полевошпат-мусковитовый пегматит с пегматоидной (блоковой) структурой (геофаза D);

5) осевая зона сплошного кварца (геофаза Е).

Строение жил усложняется наличием участков кварц-полевошпатового пегматита апографической (пятнистой, петельчатой) структуры, развитием полос и гнезд кварц-мусковитовых агрегатов и наиболее поздних мусковит-плагиоклазовых (альбитовых) гнезд и прожилков, а также пустот выщелачивания с друзами кристаллов поздних минералов.

Выделяются два типа жил: первый с преобладанием третьей (с редкоземельными минералами) и второй — с развитой четвертой (мусковитовой) зоной.

В настоящее время жилы первого типа относят к редкоземельным пегматитам весьма больших глубин, а второго типа — к слюдоносным пегматитам больших глубин. Выделяют, кроме них, жилы переходного типа — редкометально-мусковитовые, а также существенно полевошпатовые — керамические пегматиты.

Для всех описываемых жил сравнительно не характерны минералы пневматолитового и гидротермального этапов.

Минеральный состав слюдоносных пегматитов, по В. В. Гордиенко и др.: главные породообразующие минералы — кварц, плагиоклаз, калиевый полевой шпат, биотит и мусковит; второстепенные— турмалин, апатит и гранат; акцессорные — ортит, монацит, циркон, уранинит.

Главными парагенетическими ассоциациями минералов являются следующие (в порядке выделения).

1. кварц І + плагиоклаз I, а также биотит I и апатит — в кварц-плагиоклазовом неяснографическом и графическом пегматите;

2. кварц 1 +микроклин 1 +плагиоклаз I, а также биотит I — в кварц-полевошпатовом неяснографическом пегматите и в виде реликтовых апографических агрегатов в кварц-мусковитовых зонах;

3. кварц П + мусковит I, а также турмалин, апатит, гранат и акцессорные ортит, монацит, циркон — в кварц-мусковитовых зонах и гнездах;

4. кварц Ш + плагиоклаз П + микроклин П + мусковит II, а также турмалин, апатит, гранат и акцессорные редкоземель­ные минералы — в крупнозернистом пегматите с пегматоидной структурой и кварцевой осевой зоной;

5. кварц IV+мусковит ІІІ + плагиоклаз III, а также микроклин III и второстепенные и акцессорные минералы — в наиболее поздних мусковит-плагиоклазовых прожилках и в пустотах выщелачивания (растворения).

Кварц разных генераций отличается прежде всего своим внешним видом: в аплитовидных зонах он микрозернистый, в участках с графической структурой образует вростки серого цвета, в мелкозернистом пегматите — серые зерна в пегматоидной зоне — блоки серого и дымчатого цвет, в осевой зоне он — сплошной, белого или розового цвета; в пустотах представлен хорошо образованными кристаллами (горный хрусталь, иногда морион, аметист). Типоморфными особенностями кварца разных генераций являются отличия в параметрах элементарной ячейки и содержание элементов-примесей.

Кварц I из неяснографических мелкозернистых пегматитов, имеет наименьшие значения параметров а₀ и с₀ элементарной ячейки; у кварца II, из кварц-мусковитовых агрегатов, а₀ — большое, с₀ — максимальное, у кварца III, блокового, а_о — максимальное, с_о — наименьшее. Наибольшее содержание микропримесей алюминия и калия отмечается в кварце П. Содержание лития постепенно снижается при переходе от кварца первой генерации к кварцу III.

Плагиоклазы относятся в основном к олигоклазу и альбит-олигоклазу. Имеют белый цвет, микроскопически различимую двойниковую штриховку; некоторые олигоклазы иризируют в бледно-голубых или синеватых тонах (лунный камень, беломорит). Типоморфными особенностями плагиоклазов являются их основность (содержание анортита) и степень упорядоченности структуры. При переходе от первой генерации плагиоклаза (в неяснографическом пегматите) к третьей (в кварц-мусковитовых агрегатах) наблюдается уменьшение его основности, связанное с понижением концентрации кальция в процессе формирования пегматитов. В этом же направлении увеличивается степень структурной упорядоченности плагиоклаза, что объясняется снижением температуры, возрастанием каталитического влияния воды и длительности кристаллизации.

Типохимические элементы плагиоклаза, по Б. М. Шмакину, представлены кальцием и стронцием для всех генераций, а также барием и берилием, по содержанию последних можно отличать ранние генерации от поздних.

Калиевый полевой шпат слюдоносных пегматитов представлен микроклином трех генераций. К первой генерации относится микроклин ксеноморфный, из пегматита неяснографической структуры, идиоморфный из графического пегматита и ксеноморфный из реликтовых кварц-микроклиновых агрегатов апографической структуры; ко второй — крупно- или гигантозернистый (блоковый) микроклин розового, красного, желтого, белого цвета. Особенно характерна розовая окраска, обусловленная микровключениями гематита. Идиоморфный мелкоблоковый калиевый полевой шпат из прожилков в кварцевой осевой зоне относят к микроклину III.

Типоморфными для микроклина разных генераций являются вариации химического состава, в частности содержание элементов-примесей. От ранней генерации к поздним отмечается уменьшение содержания бария, стронция и натрия, увеличение— свинца, рубидия, цезия, а также уменьшение отношений Ва : Rb, Ва : Cs и

Sr : Cs. В этом же направлении повышается рентгеновская триклинность Ар микроклина, т. е. структурная упорядоченность, являющаяся его важнейшей типоморфной особенностью.

Для биотита типоморфными являются особенности его химического состава: вариации его титанистости (Ti³+/2Ti, Fe, Mn, Mg), колеблющейся от 3,5 до 6,3 %, магнезиальное™ (Mg/2Mg, Fe, Mn)—от 38 до 54%, глиноземистости (Alvi/2vi) — от 7 до 18 %. Типохимические признаки генераций биотита (по Б. М. Шмакину) — общая железистость и содержание бария, титана, ниобия и тантала.

В слюдоносных пегматитах выделяюг следующие генерации мусковита: I — пластинчатый, буроватого цвета, из кварц-мусковитовых агрегатов; II — пегматоидный, в виде пластинчатых или ёльчатых агрегатов, иногда псевдокристаллов в крупнозернистых (блоковых) зонах (рис. 23); III — в виде идиоморфных толстотаблитчатых или боченковидных кристаллов зеленовато-бурого цвета, из мусковит-плагиоклазовых агрегатов К наиболее поздней генерации относят «жильбертитоподобный» мелкопластинчатый мусковит характерного золотисто-желтого цвета. Он развивается по микроклину, пересекает минералы всех зон пегматита, иногда нарастает на стенки пустот растворения.

Рис. 23. Соотношения мусковита с другими минералами (по Е. Д. Белянкиной).

/ — пегматит неяснозернистой структуры; 2 — полевошпатовые монокристаллы; 3 — турмалин; 4 — ельчатый мусковит; 5 — пластинчатый мусковит; 6 — листочки биотита; 7 — кварц

Типоморфными для мусковита слюдоносных пегматитов являются (по М. В. Скосыревой): 1) близость химического состава к теоретическому, изоморфные замещения в октаэдриче-ских позициях алюминия литием и железом; 2) определенный набор типохимических элементов — скандий, титан, свинец, серебро, никель, ниобий, висмут; 3) кристаллизация только в политипе 2Mj; 4) определенная конфигурация ИК-спектра.

Для мусковита разных генераций типоморфны вариации химического состава. При переходе от ранней генерации к поздним происходит уменьшение содержания магния, увеличение — железа; изменяются состав и содержания элементов-примесей: увеличиваются содержания свинца, галлия, бериллия, марганца и особенно олова, ниобия, рубидия, цезия; уменьшаются — бария, скандия, ванадия,титана.

В слюдоносных пегматитах установлены три генерации турмалина. Турмалин I представлен пойкилитоподобными срастаниями с кварцем в кварц-мусковитовых агрегатах. Широко распространенный турмалин II образует крупные, обычно хорошо образованные короткопризматические кристаллы в блоковых зонах. Мелкие игольчатые кристаллы турмалина III приурочены к поздним прожилкам, пересекающим различные зоны жил. Все генерации относятся по составу и внешнему виду к шерлу. Поздняя генерация характеризуется обогащением дравитовой составляющей и такими микроэлементами, как кобальт, скандий, хром и никель. Типоморфными особенностями турмалина описываемых слюдоносных пегматитов, отличающими его от турмалинов других генетических типов, являются: 1) высокое истинное отношение окисного железа к закисному и соотношение элементов-примесей; 2) сильная неупорядоченность структуры и 3) максимальная магнитная восприимчивость.

Апатит, являющийся по химическому составу и физическим свойствам типичным фторапатитом, представлен также тремя генерациями. Апатит I образует мелкие зерна и кристаллы в неяснографическом пегматите и кварц-мусковитовых агрегатах; апатит II — крупные «футлярообразные» кристаллы в блоковых зонах. К третьей генерации относят кристаллы в кварцевой зоне и в поздних мусковит-плагиоклазовых агрегатах. Типоморфны вариации химического состава, в частности содержание марганца, железа и магния, замещающих кальций. Важнейшая типоморфная особенность — состав и соотношения редкоземельных элементов. Наиболее богат редкими землями апатит II, причем состав их цериевый.

Гранат представлен тем же числом генераций, что и апатит. Ранняя его [генерация — мелкие зерна и кристаллы — наблюдается в неяснографическом и апографическом пегматитах и кварц-мусковитовых агрегатах. Наиболее распространенная" генерация граната — обычно скопления крупных кристаллов — приурочена к гигантозернистым кварц-полевошпатовым пегматитам. К поздней генераци относят кристаллы граната в мусковит-плагиоклазовых агрегатах и в прожилках, пересекающих кварц осевых зон.

Гранаты слюдоносных пегматитов относятся к ряду альмандин (50—60 %)—спессартин (20—35 %). Типоморфными являются особенности химического состава, в основном содержание пироповой составляющей (от 3 до 18 %); содержание окиси магния, уменьшающееся от ранней генерации к поздним. Типо-химическими элементами являются марганец, иттрий и лантаноиды. Содержание последних варьирует в зависимости от времени выделения граната. Поздние гранаты богаче иттрием, беднее иттербием.

Акцессорные редкоземельные и радиоактивные минералы — ортит, монацит, циркон (циртолит), уранинит и др.— приурочены в основном к полосам и гнездам кварц-мусковитовых замещающих агрегатов, а также к зонам гигантозернистого кварц-полевошпат-мусковитового пегматита с пегматоидной структурой.

Типоморфными минералами слюдоносных пегматитов являются мусковит, турмалин (шерл), ортит, монацит; минералами с типоморфными особенностями — кварц, полевые шпаты, биотит, а также апатит и гранат (альмандин).

В настоящее время многие исследователи слюдоносных, редкоземельных, а также редкометально-мусковитовых пегматитов, например Б. М. Шмакин, В. В. Гордиенко и др., придают решающее значение в их формировании послемагматическим процессам. К магматическому этапу они относят кристаллизацию минералов приконтактовых оторочек и мелкозернистых кварц-плагиоклазовых пегматитов неяснографической (гранитоподобной, гипидиоморфнозернистой), графической и ранней пегматоидной структур. На послемагматическом этапе выделяют четыре стадии, соответствующие главным типоморфным минеральным ассоциациям: 1) ранняя щелочная—образование микроклина по плагиоклазу и лейстового биотита; 2) стадия возрастания кислотности — развитие кварц-мусковитовых замещающих агрегатов, мусковита по биотиту, апографических (петельчатых, пятнистых) структур; 3) стадия максимальной кислотности— замещение всех минералов кварцем, сопровождавшееся собирательной перекристаллизацией — формирование гигантозернистого (блокового) кварц-полевошпат-мусковитового пегматита, завершающееся иногда выделением сплошного кварца в осевой зоне жилы; 4) стадия нового повышения щелочности развитие мусковит-плагиоклазового агрегата (иногда зон альбитизации) и образование пустот выщелачивания (растворения) с друзами кристаллов самых поздних минералов.

Мусковит-альбитовая и лепидолит-альбитовая ассоциации в редкометальных пегматитах

Вмещающими породами этих пегматитов в Казахстане являются биотитовые граниты, которые вблизи жил превращены в двуслюдяные (биотит-мусковитовые) и грейзенизированные граниты (около самых контактов жил).

Жилы мусковит-альбитовых пегматитов имеют мощность до двух десятков метров, прослежены по простиранию в общей сложности более чем на километр [33].

Жилы имеют отчетливое симметрично-зональное строение (рис. 24). Выделяются следующие зоны: а) аплитовидные, б) кварц- мусковитовые, в) альбитовые с гнездами грейзенов, г) микроклиновые с занорышами и д) кварцевая (осевая).

Аплитовидные зоны мощностью от 2 до 3 см сложены тонкозернистой породой, основная масса которой состоит главным образом из плагиоклаза (олигоклаза), калиевого полевого шпата (микроклина), кварца, биотита. В ней наблюдается вкрапленность мелких зерен синевато-зеленого апатита, мельчайших кристаллов бурого граната, игольчатых кристаллов черного турмалина.

Кварц-мусковитовые зоны мощностью до 0,6—1,2 м состоят из крупных зерен темно-серого кварца, пачек крупночешуйчатого мусковита, сильно корродированных и замещенных выделений калиевого полевого шпата (микроклина), кристаллов темно-зеленого турмалина и редких зерен красного граната и синего апатита.

Альбитовые зоны имеют преобладающее развитие (около 5 м мощностью в висячем боку жил, менее 10 м — в лежачем) и наиболее разнообразный минеральный состав. Слагаются преимущественно альбитом, пластинчатым (клевеландитом) и мелкозернистым сахаровидным, реже среднезернистым с пустотами. Первый преобладает в. висячем боку жил, сахаровидный — в лежачем, особенно в призальбандовой части. Альбит тесно ассоциируется с мелкозернистым кварцем, поздним калиевым полевым шпатом, мелкочешуйчатым мусковитом и содержит вкрапленность колумбит-танталита и берилла. Интересно отметить, что колумбит-танталит в клевеландите образует редкую и неравномерную вкрапленность сравнительно более крупных выделений, а в сахаровидном альбите — более густую и равномерную, но очень мелкую, точечную. Берилл в клевеландите обычно встречается в форме гнезд сравнительно крупных кристаллов, приуроченных к кварцевым скоплениям, а в мелкозернистом альбите рассеян в виде отдельных мелких кристаллов. К этой же ассоциации относятся редкие сподумен, интенсивно замещенный альбитом, гидрослюдами и каолинитом, и касситерит, образующий микроскопически неразличимую вкрапленность. Среди альбитовых зон наблюдаются линзо- и прожилкообразные скопления крупнозернистого кварца и гнезда микроклина, тяготеющие к осевой кварцевой зоне.

В альбитовой зоне лежачего бока встречаются линзы и гнезда грейзенов, состоящих из крупно- и мелкочешуйчатого зеленоватого мусковита, таблитчатого альбита, кварца и содержащих вкрапленность танталита и гнезда берилла. Наиболее густая вкрапленность крупного копьевидного танталита и большие по размерам гнезда берилла приурочены к крупночешуйчатым грейзенам.

Микроклиновые зоны мощностью от 1 до 3 м представлены крупными, менее 1 м в поперечнике, кристаллами микроклин-пертита, ассоциирующегося с крупнозернистым кварцем, альбит-олигоклазом, крупночешуйчатым мусковитом, реже гнездами крупных кристаллов желто-бурого берилла и толстотаблитчатого колумбита.

Осевая кварцевая зона мощностью от 1 до 10 м слагается массивным крупнозернистым молочно-белым кварцем.

Минеральный состав мусковит-альбитовых пегматитов: главные минералы — кварц, плагиоклазы, микроклин, мусковит; второстепенные — берилл, колумбит-танталит; редкие — турмалин, гранат, апатит, биотит.

Остановимся на характеристике типоморфных главных и второстепенных минералов мусковит-альбитовых пегматитов.

Кварц наиболее распространен и представлен следующими разновидностями (в порядке выделения, по зонам).

1. В аплитовой зоне кварц микрозернистый.

2. В микроклиновой зоне кварц блоковый, крупно- и среднезернистый. Зерна его раздроблены и имеют волнистое и мозаичное погасание под микроскопом. Темно-серый, иногда дымчатый, полупрозрачный. Срастается с микроклином; разъедается и цементируется альбитом.

3. В осевой зоне и в реликтовых гнездах, полосах и цепочках в пределах альбитовых зон кварц крупнозернистый, массивный, молочно-белого цвета. Непрозрачен, просвечивает в тонких осколках, по краям. Обычно сильно трещиноват, не содержит включений других минералов. Разъедается минералами альбитовой зоны и грейзеновых линз, сам окаймляет и разъедает блоковый микроклин.

4. В кварц-мусковитовых зонах кварц средне- и крупнозернистый, темно-серый, в срастании с крупночешуйчатым мусковитом.

5. В альбитовых зонах и грейзеновых линзах кварц мелкозернистый, светло-серый и серовато-белый, прозрачный. Не катаклазирован и под микроскопом имеет почти нормальное погасание.

Первые три разновидности кварца можно отнести к первой генерации, четвертую — к кварцу II и пятую — к кварцу III.

Плагиоклазы четырех генераций: первая генерация — микроскопические зерна олигоклаза (№ 15—20) в основной массе аплитовидной породы; вторая генерация — пертиты; третья — альбит-олигоклаз (№ 10—15), замещающий микроклин; четвертая генерация — альбит (№ 2—5), слагающий альбитовые зоны.

Выделяются следующие морфологические разновидности альбита: а) пластинчатый (клевеландит), б) мелкозернистый, сахаровидный, в) таблитчатый, главным образом в грейзенах.

Калиевые полевые шпаты в трех генерациях: первая генерация— микроклин нерешетчатый в виде микроскопических зерен в основной массе аплитовидной породы. Вторая генерация — микроклин-пертит, слагающий микроклиновые зоны и образующий реликты — гнезда, блоки в альбитовой зоне. Обычно крупнозернистый, желтовато-белой окраски, в реликтах — более темной, желтовато-бурой. Сильно катаклазирован и каолинизирован. Замещается альбитом и мусковитом. В занорышах — мелкие кристаллы вместе с кристаллами кварца и альбита. Третья генерация — микроклин без пертитов, мелкозернистый, тесно ассоциирующийся с сахаровидным альбитом.

Мусковит светло-серый, крупно- и среднечешуйчатый — в кварц-мусковитовых или микроклиновых зонах; желтовато-зеленый, мелкочешуйчатый — в альбитовой зоне. Местами в последней наблюдаются участки с повышенной концентрацией мусковита около 70—90 %, имеющие вид грейзенов.

Типоморфными особенностями мусковитов из разных зон являются: а) наличие элементов-примесей лития, рубидия и цезия, содержание которых увеличивается от ранних зон к поздним; б) политипия (мусковит в кварц-мусковитовых зонах относится к политипу 2М, а в грейзенах — к 1М).

Берилл — широко распространенный минерал; он представлен двумя генерациями с рядом морфологических разновидностей.

Берилл I в виде гнезд и кустов крупных, длиной не менее 20 см и в поперечнике около 5 см, призматических кристаллов желто-бурой окраски, на свежем изломе — желтовато-зеленой. Кристаллы непрозрачны, со слабо выраженной штриховкой на гранях призмы, изредка присутствуют грани пирамиды. Тесно ассоциирует с крупнозернистым микроклином и кварцем.

Берилл II развит в альбитовых зонах и грейзенах в виде кристаллов размером от 0,5 до 10 см длиной и в поперечнике от 2 мм до 5 см. Окрашен чаще всего в голубоватые (обычно в альбите) и желтовато-зеленоватые (в грейзенах) тона, иногда полупрозрачен. Форма кристаллов часто искажена, она бывает, например, сигарообразной, благодаря тому что «корешки» кристаллов, находящиеся в альбите, имеют вид вытянутого конуса со слоями (ступеньками) роста на гранях, а хорошо образованная головка находится в кварце.

Колумбит-танталит. является наиболее важным и интересным минералом пегматитов. Встречаются вкрапленности трех его разновидностей:

1. Вкрапленность редкая и неравномерная кристаллов, реже зерен, в крупнопластинчатом клевеландите. Кристаллы размером примерно ІХІ, 5X4 см имеют форму искривленных и уплощенных призм с вытянутыми конусовидными верхушками, поперечные сечения их часто овальные.

2. Вкрапленность густая копьевидных кристаллов в грейзенах. Кристаллы длиной от 2—3 мм до 2—3 см лучше образованы, но с неровными и шероховатыми гранями.

3. Вкрапленность мелкозернистая, точечная, обычно густая и равномерная, в сахаровидном альбите, реже в мелкочешуйчатом грейзене. Размеры зерен от десятых до сотых долей миллиметра.

Жилы лепидолит-альбитовых пегматитов имеют неправильную форму с раздувами и пережимами и длину в несколько сотен метров. Наиболее сложные зональное строение и минеральный состав наблюдаются в раздувах. Зоны плохо выдержаны по простиранию, местами выклиниваются. Переходы между ними постепенные, границы извилистые и нерезкие. От контактов жилы к центру можно выделить следующие зоны.

1. Приконтактовые зоны, мощностью несколько сантиметров, представлены обычно кварц-полевошпатовым пегматитом с участками, имеющими аплитовидную, среднезернистую и графическую структуру, и с вкрапленностью мелких кристаллов черного турмалина.

2. Кварц-мусковитовые зоны, мощностью около 0,5 м, преимущественно в висячем боку жилы, состоят из серого полупрозрачного кварца, серебристо-серого мусковита, реликтовых зерен микроклина и содержат вкрапленность темно-синего и темно-зеленого турмалина, серовато-синего апатита и красного граната.

3. Сподумен-микроклиновые и сподумен-кварцевые зоны блоковой структуры с альбит-олигоклазом, турмалином, амблиго-нитом и реже бериллом и колумбитом.

4. Лепидолит-альбитовые зоны, местами с широким развитием сподумена. Содержат мелкие зерна микроклина и кварца, чешуйки мусковита, а также малиновый гранат, темно-синий апатит, белый и голубой берилл, неправильные выделения касситерита и колумбит-танталита. Характерны также цветные турмалины, литиофилит, амблигонит и местами поллуцит.

5. Альбит- или кварц-лепидолитовые грейзеноподобные обособления с мелкой вкрапленностью касситерита и микролита. Располагаются внутри лепидолит-альбитовых зон, в осевой части раздувов некоторых жил.

Минеральный состав лепидолит-альбитовых пегматитов: главные минералы — плагиоклазы, микроклин, кварц, сподумен, лепидолит; второстепенные — турмалин, мусковит, берилл, касситерит, колумбит-танталит; редкие — амблигонит, трифилин-литиофилит, поллуцит, микролит, апатит, гранат, биотит, местами петалит.

Типоморфизм, породообразующих минералов в обоих подтипах альбитовых пегматитов — мусковитовом и лепидолитовом — сходный. Поэтому остановимся на типоморфных особенностях только редкометальных минералов, концентрирующихся в осевых зонах лепидолит-альбитовых пегматитов.

Сподумен представлен двумя морфологическими разновидностями. В кварц- и микроклин-сподуменовых зонах он образует крупные уплощенные кристаллы около 1 м длиной, тесно ассоциирующиеся с кварцем и альбитом, которые цементируют их и разъедают. В осевой лепидолит-альбитовой зоне сподумен равномерно рассеян в виде более мелких, обычно 2х5 см, кристаллов среди агрегата разнообразных редкометальных минералов, которые его разъедают. Особенно интенсивно, местами нацело, он замещается радиальнолучистыми агрегатами розового, зеленого и полихромного турмалина. Окраска сподумена белая, серая, реже с голубоватым, зеленоватым (в ассоциации с поллуцитом) и фиолетово-розовым оттенками; иногда он бесцветный, полупрозрачный. Окраски его обусловлены гидрослюдками.

Лепидолит весьма разнообразен как по форме и размерам выделений, так и по цвету. Крупночешуйчатый лепидолит, наиболее ранний по времени выделения, образует разнообразные скорлуповатые агрегаты (оторочки, иногда концентрически обрастающие сподумен и амблигонит, прожилки и т. д.) и, реже, отдельные включения. Тесно ассоциирует с голубоватым круп-нопластнинчатым клевеландитом. Мелкочешуйчатый лепидолит выделялся позже и разъедает крупночешуйчатый лепидолит, клевеландит, амблигонит, берилл, сподумен и поллуцит. Наиболее поздним является скрытокристаллический лепидолит, образующий вместе с мелкозернистым кварцем своеобразную плотную породу темно-фиолетового цвета с тонкими прожилками кварца и вкрапленностью мелких зерен касситерита и микролита. Местами окаймляет и корродирует клевеландит, поллуцит и амблигонит. Характерно повышенное (до 2 %) содержание окиси цезия.

Берилл распространен преимущественно в центральных частях жил, где он образует неправильной формы выделения около 5 см, реже 10—20 см в поперечнике, непрозрачные, слабо просвечивающие по краям. Окраска их большей частью голу_: бая и серовато-голубая, иногда белая или розовая. Белый берилл очень похож на кварц. В срастании с поллуцитом и игольчатыми кристаллами светло-зеленого турмалина имеет плохо выраженные грани и густой голубой оттенок. Берилл корродирует кристаллы сподумена, содержит включения амблигонита, касситерита и колумбит-танталита, разъедается кварцем, поллуцитом, клевеландитом, мусковитом, лепидолитом и цветным турмалином. Для него характерно повышенное содержание натрия, лития и цезия.

Поллуцит, содержащий до 30%Cs₂O и 3,3% Rb₂0, встречается в осевой лепидолитовой зоне в виде крупных, более 1 м в поперечнике, гнезд неправильной формы. В них он представлен сплошной мелкозернистой массой белого цвета, напоминающей сахаровидный альбит, в которой рассеяны отдельные более крупные, около 1—3 см в поперечнике, бесцветные ледяно-про-зрачные зерна неправильной формы, похожие на кварц. При изменении поллуцит превращается в порошкообразные массы^: светло-желтого, кремового или розоватого оттенка с шелковистым блеском. Характерный признак похожего на альбит поллуцита — наличие в нем многочисленных почти параллельных извилистых, реже прямых прожилков. Этим он отличается от поллуцита из других месторождений, обычно похожего на кварц и лишенного прожилков. Прожилки длиной от нескольких миллиметров до 1—3 см, толщиной от долей миллиметра до 1 — 1,5 мм имеют белую, серую и серовато-фиолетовую окраску. Микроскопическое изучение показало, что по составу они могут быть разнообразными. Чаще всего наблюдаются сподуменовые, альбитовые, кварцевые, лепидолитовые и гидромусковитовые прожилки. Взаимоотношения поллуцита с парагенетически связанными с ним клевеландитом, сподуменом, лепидолитом, бериллом, амблигонитом, касситеритом очень сложные и разнообразные и говорят о почти одновременном их выделении.

Амблигонит наиболее часто наблюдается в виде идиоморфных выделений, имеющих на сколе четкие прямоугольные, слегка округлые очертания. Размер их колеблется от 2х1 до 2x5 см. Как правило, покрыты тонкой буровато-розовой рубашкой, состоящей из микрозернистого агрегата каолинита и литиевого хлорита (кукеита). Выделения амблигонита, иногда в виде отдельных мелких зерен или прожилкообразных скоплений их, обычно включены в альбите, кварце, берилле и поллуците. Очень характерна ассоциация его с радиально-лучистым мелкочешуйчатым мусковитом, в котором рассеяны тонкие пластинки колумбит-танталита и реже зерна касситерита. Местами, главным образом в альбит-сподуменовой зоне, амблигонит образует округлые желваки примерно 10 см и более в поперечнике с неровной поверхностью, покрытой глинистыми продуктами разложения.

Колумбит-танталит встречается в двух главных формах выделения: 1) в неправильных бесформенных выделениях, размером от 1х1 до 2хІ0 см, в альбитизированном кварц-полевошпатовом агрегате и в клевеландите в ассоциации со сподуменом и другими минералами; 2) в виде скоплений мелких (доли сантиметра) зерен и пластинок в осевой части жил среди клевеландита и мелкочешуйчатого мусковита (рис. 25), рядом с выделениями амблигонита, голубого берилла, поллуцита и лепидолита. Для обеих разновидностей характерно преобладание марганца над железом.

Касситерит образует неправильной формы угловатые зерна, располагающиеся в промежутках между пластинками клевеландита, на контакте со сподуменом и амблигонитом. Сопровождается мусковитом и серым кварцем. У более мелких зерен, заключенных в кварце, иногда наблюдаются слабо развитые грани призмы. Для касситерита характерны черная окраска, непрозрачность, хрупкость.

Микролит NaCaTa₂0₆(OH, Ғ) наблюдается в виде мелких (от долей до 2—3 мм в поперечнике) октаэдрических кристаллов или зерен неправильной формы. Характеризуется окраской от желтой до темно-коричневой и смолистым блеском на полураковистом изломе.

Турмалин встречается в двух генерациях. Турмалин I образует в кварц-мусковитовой зоне мелкие, от долей миллиметра до 1—2 см длиной, игольчатые кристаллы темно-синего или темно-зеленого цвета. Турмалин II, более распространенный и приуроченный к осевым частям жилы, представлен отдельными кристаллами, длиной от 1—2 см до 5 см и в поперечнике от 1 до 5 мм, и радиально-лучистыми агрегатами — солнышками, веерами и т. п. Окраска его розовая, зеленая, реже синяя; часто турмалин полихромный. Выделялся, очевидно, позже большинства других минералов. Часто замещается литиевой гидрослюдкой, иногда с образова­нием псевдоморфоз.

Для мусковит-альбитовых и лепидолит-альбитовых пегматитов характерны следующие парагенетические ассоциации минералов, перечисленные в порядке образования (в скобках указаны наиболее важные типоморфные особенности).

1. Кварц-микроклин-плагиоклазовая: а) в аплитовидных зонах; б) в среднезернистых участках пегматитов второго подтипа — плагиоклаз I (олигоклаз № 15—20, мелкие включения в кварце и микроклине) + микроклин I (нерешетчатый, крупные выделения) + кварц I (среднезернистый)+гранат I (темно-красный) + апатит I (зеленый, крупные зерна и кристаллы)+турмалин I (черный, призматические кристаллы).

2. Кварц-микроклиновая: а) в участках с графической структурой пегматитов второго подтипа; б) в участках и зонах с пегматоидной структурой — микроклин II (неяснорешетчатый, с пертитами распада, крупнозернистый)+плагиоклаз II (олигоклаз, пертиты распада) +кварц I (крупнозернистый).

Микроклиновая (в пегматитах первого подтипа) и сподумен-микроклиновая (в пегматитах второго подтипа). Микроклиновая: микроклин II (неяснорешетчатый, с пертитами замещения, блоки) +

1. Кварц I (крупнозернистый) + плагиоклаз III (альбит-олигоклаз № 10—15, пертиты замещения и зерна)+бе-рилл I (буровато-желтый, крупнопризматический) + колумбит-танталит I (колумбит-толстотаблитчатый). Сподумен-микроклиновая ассоциация содержит, кроме перечисленных минералов, сподумен I (крупные досковидные кристаллы, сильно измененные) +трифилин-литиофилит I (желваки сильно измененного трифилина).

2. Кварцевая (в первом подтипе) и сподумен-кварцевая (во втором подтипе). Кварцевая: кварц I (гигантозернистый, молочно-белый) + микроклин II (см. выше) + плагиоклаз III (см. выше)+берилл I (см. выше) и колумбит-танталит I (см. выше). Сподумен-кварцевая ассоциация содержит вместо берилла и колумбит-танталита сподумен I и трифилин-литиофилит I (см. выше), а также амблигонит I (крупные округлые выделения).

3. Кварц-мусковитовая ассоциация: кварц II (средне- и крупнозернистый, темно-серый) + мусковит I (пачки крупных чешуи и листов, серебристо-серый) + турмалин II (темно-синий и зеле­ный)+апатит II (синий)+гранат II (красный).

4. Мусковит-альбитовая (в первом подтипе) и лепидолит-альбитовая (во втором подтипе). Мусковит-альбитовая: плагиоклаз IV (альбит № 0—7, пластинчатый, сахаровидный и средне-зернистый) + мусковит II (мелкочешуйчатый, серый)+кварц III (мелкие зерна) + микроклин III (решетчатый, без пертитов, мелкие зерна)+берилл II (голубоватый и белый) + колумбит-танта­лит II (колумбит-танталит в неправильной форме выделениях, призматических кристаллах и танталит в мелких зернах)+гранат (розовый и малиновый). Лепидолит-альбитовая ассоциация содержит, кроме перечисленных выше минералов, сподумен II (мелкопризматические кристаллы, неизмененные)+трифилин-литиофилит II (литиофилит, мелкие выделения) + амблигонит II (мелкие выделения) 4-лепидолит (крупно- и среднечешуйчатый)+турмалин III (розовый, зеленый, полихромный) -{касситерит (крупные выделения) + апатит III (темно-синий) + поллуцит.

5. Мусковитовая (в первом подтипе) и лепидолитовая (во втором подтипе). Мусковитовая: мусковит II (зеленый) -{плагиоклаз IV (альбит, таблитчатый)+кварц III (мелкие зерна)+ + берилл II (зеленые кристаллы) + колумбит-танталит II (танталит, копьевидный). Лепидолитовая: лепидолит (мелкочешуйчатый и скрытокристаллический) +плагиоклаз IV (альбит, мелкозернистый) + кварц III (тонкозернистый)+касситерит (мелкие зерна)+микролит (мелкие кристаллы).

К типоморфным минералам, указывающим на тип пегматитов, относятся поллуцит, лепидолит, сподумен, амблигонит, трифилин-литиофилит, микролит. В качестве примеров сквозных минералов с типоморфными особенностями можно привести следующие. Для плагиоклазов типоморфным является содержание анортита, которое постепенно понижается в ходе минералооб-разования и обусловливает изменение их оптических свойств, для микроклина — степень развития двойниковой решетки и пертитов. Различные генерации турмалина, берилла, апатита и граната отличаются окрасками, что связано с особенностями их химического состава. Типоморфизм колумбит-танталита выражается в изменении величины отношений марганца к железу и тантала к ниобию, которые возрастают в ходе минералообразования. Это сопровождается изменениями окраски, цвета черты, плотности, оптических и некоторых других его свойств.

Генетические признаки альбитовых редкометальных пегматитов указывают на то, что они имели длительную и сложную историю формирования. Отчетливо выделяются два этапа ми-нералообразования, разделенные интенсивным проявлением внутрирудной тектоники,— этап кристаллизации минералов из оста­точного расплава-раствора и этап автометасоматического образования минералов. На первом этапе выделяются стадии кристаллизации минералов следующих парагенетических ассоциаций: 1) кварц-микроклин-плагиоклазовой; 2) кварц-микроклиновой; 3) микроклиновой или сподумен-микроклиновой и 4) кварцевой или сподумен-кварцевой. На автометасоматиче-ском этапе намечаются стадии образования минералов последующих ассоциаций; 5) кварц-мусковитовой; 6) мусковит- или лепидолит-альбитовой и 7) мусковитовой или лепидолитовой.

Топаз-кварцевая ассоциация в хрусталеносных пегматитах

Хрусталеносные (камерные) гранитные пегматиты обычно залегают в роговообманково-биотитовых гранитах, протягиваясь в виде узкой полосы вдоль контакта их с основными породами [29].

Пегматиты характеризуются значительным разнообразием форм и размеров. Среди них выделяются типичные жилы, а также тела жилообразной, шлирообразной, линзообразной и штокообразной форм. Все они в большинстве случаев имеют зональное строение, особенно отчетливое у штокообразных тел. Здесь отмечаются (от периферии к центру) следующие зоны вдоль контактов протягиваются маломощные кварц-плагиоклазовые зоны с аплитовой структурой, затем располагаются, занимая от трети до половины объема тел, зоны графического пегматита. По форме и соотношению блоков калиевого полевого шпата — микроклина— и форме вростков кварца можно выделить классические письменные срастания, лучисто-венчиковые, скелетно-графические, радиально-графические и порфировидно-графические агрегаты. Для первых типично постоянное соотношение кварца и полевого шпата, отсутствие реакционных взаимоотношений между ними, секториальное расположение ихтиоглиптов. Типоморфными акцессорными минералами этой зоны являются ортит, монацит и циркон. Между графической зоной и следующей, пегматоидной, расположены агрегаты с так называемой «апографической» структурой, характеризующиеся непостоянными соотношениями кварца и микроклина при реакционных взаимоотношениях между ними.

Значительное развитие имеют также пегматоидные и блоковые зоны, состоящие из кварца, микроклина с выделениями топаза, циннвальдита и вкрапленностью монацита, циркона.

Полевошпатовая и кварцевая зоны развиты только местами, первая — в нижних частях пегматитовых тел, вторая — над занорышевыми полостями.

В пегматитах распространены также прожилково-кварцевые структуры замещения, друзовые и полостные (миароловые) структуры растворения. Местами наблюдается развитие альби-тизации и грейзенизации. Кварцевое ядро нередко представлено двумя и более обособлениями с неровными очертаниями.

Занорышевые полости представляют собой специфические зоны пегматитовых тел. Форма занорышей повторяет форму тел, объем составляет от 0,01 до 0,1 объема последних. Число занорышей может быть разным, но обычно наблюдается один, сопровождаемый мелкими миаролами и располагающийся под кварцевым ядром. Характерны землистые текстуры заполнения, друзовые, структуры обрушения и растворения, отображающие сложный процесс формирования полостей. Главные минералы— кварц и топаз, встречаются кристаллы берилла, циннвальдита, альбита, микроклина, флюорита и других минералов.

Минеральный состав хрусталеносных пегматитов: главные минералы — кварц, калиевый полевой шпат и плагиоклаз; второстепенные — биотит, циннвальдит, топаз, берилл, фенакит и флюорит; акцессорные — циркон, монацит, ортит, апатит, гранат и др.

Приведем характеристику типоморфизма главных и второстепенных минералов (по Г. П. Волобуевой).

Ведущим породообразующим минералом и ценным полезным ископаемым описываемых пегматитов является кварц. Выделено семь его генераций, определяющих различные стадии развития пегматитов. Кварц I (а-кварц) — микрозерна различной формы серого, дымчатого, черного оттенков в аплитовых зонах. Они содержат раскристаллизованные кварц-полевошпатовые включения и вторичные включения с температурой гомогенизации (в дальнейшем Т₂°), равной 750—900 °С. Кварц II (а-кварц)—ихтиоглипты удлиненной формы с клиновидными сечениями, лучистые агрегаты в графических зонах. Содержат раскристаллизованные первичные включения. Кварц III (а и р-кварц) в апографических участках. Выделения разнообразной формы (прожилковые, изометричные и т. д.), с вторичными включениями (Т₂°=300—500 °С). Кварц IV (а-кварц) в пегма-тоидных и полевошпатовых зонах. Изометричные, часто идио-морфные выделения, блоки. Содержат первичные включения, гомогенизирующиеся в газовую фазу (Т₂° = 650—720 °С). Кварц V (а-кварц) в кварцевой зоне. Блоковые выделения и мелкозернистые скопления с первичными включениями (Т₂° = = 600—650 °С). Кварц VI (р-кварц) на контактах между по­левошпатовой и кварцевой зонами, в прожилках по спайности калиевого полевого шпата. Ассоциируется с альбитом, содер­жит вторичные включения (Т₂°=300—400 °С). Кварц VII (р-кварц) образует кристаллы в занорышах. Содержит включения как первичные (Т₂° = 240—500 °С), так и вторичные (Т₂° = 100—320 °С).

Калиевые полевые шпаты образуют зерна, блоки и имеют разнообразные окраски — белые, серые, желтые, изменяющиеся от светлых до темных тонов. На основе изучения оптических констант, взаимоотношений фаз пертита, степени триклинности, определенной дифрактометрическим методом, выделяются разные структурно-оптические типы ортоклаза и микроклина. Калиевый полевой шпат из первичных зон пегматита является решетчатым упорядоченным максимальным микроклин-микропертитом (2Vjv_p = 87—90 °; степень рентгеновской триклинности — Ар— равна 1,0) с пертитами распада и замещения. Для зон, измененных постмагматическими растворами, характерен нерешет­чатый, неупорядоченный промежуточный триклинный ортоклаз — микропертит (2Vjv_p = 65°, 0,5>Лр >0,0). Такой же калиевый полевой шпат в гранитах, но вблизи пегматитовых тел он приобретает большую степень упорядочения (2V_Wp=84°; 1,0>Ар> >0,5), являясь крипто-решетчатым микроклин-пертитом. Типохимической особенностью калиевых полевых шпатов является уменьшение содержания SiO₂, (Fe₂0₃ + FeO) и СаО при переходе от гранитов к центральным зонам пегматитов.

Плагиоклазы представлены кислыми разностями: 1) олиго-клазом № 16—26 (в аплитовых зонах), 2) альбит-олигоклазом № 8—12 и альбитом I № 6—8, образующими пертиты распада в калиевом полевом шпате (в графической и пегматоидной зо­нах), 3) альбитом II № 0—7, образующим многочисленные пер­титы замещения (полевошпатовые зоны), и 4) альбитом III, в виде кристаллов и различных агрегатов в занорышах.

Слюды представлены биотитом, литиевым биотитом, мусковитом, циннвальдитом и протолитионитом. При переходе от гранитов к аплитовым и графическим зонам у биотитов уменьшаются показатель преломления и содержание железа, возрастает роль фтора и лития. Циннвальдит представлен двумя генерациями: первая — чешуйчатый, в пегматоидной и полевошпатовой зонах, вторая — псевдогексагональные кристаллы в занорышах.

Топаз образует две генерации: первую — раннюю — в пегма-тоидных и полевошпатовых зонах в виде бесцветных пластинчатых кристаллов, вторую — позднюю — в занорышах, представленную разными морфологическими типами зонально-окрашенных кристаллов с хорошо развитыми гранями пинакоида, призмы, дипирамиды и др. Цвет бывает розовый, голубой и желтый.

Берилл образует кристаллы в занорышах. При переходе от светлоокрашенных бериллов к темноокрашенным наблюдается увеличение плотности и показателей преломления. Эти кристаллы относятся к слабощелочным разностям. С уменьшением содержания щелочей увеличивается содержание окиси бериллия, уменьшаются плотность и показатель преломления.

Фенакит встречается в занорышах в виде небольших ромбоэдрических кристаллов в дымчатом кварце и топазе.

Флюорит наблюдается в занорышах, где он образует фиолетовые кубические кристаллы или мелкозернистые выделения. ,

В составе топаз-кварцевой минеральной ассоциации хрусталеносных пегматитов Украины типоморфными являются следующие последовательно выделявшиеся парагенетические ас­социации минералов (в скобках указаны наиболее характерные типоморфные особенности).

1. Кварц-плагиоклазовая в аплитовых зонах — плагиоклаз I (олигоклаз № 16—26)+калиевый полевой шпат I (промежуточный ортоклаз-пертит) + кварц I (зерна разной формы серого, дымчатого и черного цвета)+биотит I (чешуйки)+апатит+ циркон.

2. Кварц-микроклиновая: а) в графических пегматитах — плагиоклаз II (пертиты распада, альбит-олигоклаз № 8—12) + калиевый полевой шпат II (промежуточный микроклин-пертит и максимальный микроклин-микропертит) + кварц II (ихтио-глипты) + кварц III (апографический)+биотит II (пластинки) + + ортит+циркон + монацит; б) в пегматоидных пегматитах — калиевый полевой шпат II (максимальный микроклин-микропертит) + плагиоклаз II (пертиты распада, альбит-олигоклаз № 8— 10 и альбит № 6—8)+кварц IV (изометрические зерна, блоке вые выделения)+топаз (бесцветные пластинчатые кристаллы) -+ циннвальдит (чешуйки) + монацит и др.

3.Микроклиновая в полевошпатовой зоне: калиевый полевой шпат III (максимальный микроклин-пертит, промежуточный триклинный ортоклаз-микропертит)+плагиоклаз III (пертиты замещения, альбит № 0—7)+кварц IV (крупнозернистый)+топаз (бесцветные пластинчатые кристаллы)+циннвальдит (скоп­ления чешуек) + циркон.

4. Кварцевая в кварцевой зоне: кварц V и VI (блоковые выделения, мелкозернистые агрегаты, прожилки)+протолитионит и др.

5. Топаз-кварцевая в занорышах: кварц VII (кристаллы цит­рин,!, горного хрусталя, дымчатого кварца, мориона)+топаз (кристаллы голубые, розовые и бесцветные) + берилл (зеленые кристаллы) +цинивальдит (кристаллы) + калиевый полевой шпат (микроклин)+фенакит + альбит (кристаллы, радиально-лучистые агрегаты) + флюорит.

Помимо перечисленных ассоциаций в занорышах пегматитовых тел наблюдаются минералы поздней гидротермальной ассоциации: зеленые слюдки, хлорит, пирит, опал, халцедон, горный хрусталь и аметист.

.Типоморфными минералами хрусталеносных пегматитов являются топаз, берилл и фенакит.

Сквозные минералы разных генераций, как показано выше, обладают определенными типоморфными особенностями. Например, у кварца — увеличение размеров выделений от контактов к осевой зоне, снижение температур гомогенизации включений и характер кривых декрепитации, полиморфные превращения; у калиевых полевых шпатов — степень упорядочения структуры, развитие двойниковой решетки и пертитов и т. д.; для слюд — от ранних генераций к поздним — уменьшение содержания железа, увеличение — лития и фтора.

Такие пары минералов, как топаз и берилл, топаз и флюо­рит, в одном занорыше не встречаются, что свидетельствует о разных геохимических условиях среды.

Генетические признаки хрусталеносных пегматитов указывают на то, что они формировались в три главных этапа: 1) этап магматической кристаллизации минералов первичных зон — от аплитовой до кварцевой осевой; 2) этап их автометасоматических преобразований, перекристаллизации; 3) этап позднего гидро­термального минералообразования в занорышах и трещинах.

Щелочные пегматиты, биотит-цирконовая ассоциация в миаскитовых пегматитах

Среди миаскитовых нефелин-полевошпатовых пегматитов выделяют пегматиты чистой линии, залегающие в миаскитах, и пегматиты скрещения среди фенитов и гнейсов. Миаскитами называют нефелиновые сиениты, состоящие главным образом из полевых шпатов (60—70 %), нефелина (20—25 %), биотита (5—15 %) и акцессорных магнетита, ильменита, циркона, пирохлора, титанита и апатита. Они имеют светло-серую окраску и часто полосчатую текстуру, обусловленную полосами биотита на фоне светлых минералов. Встречаются нефелиновые сиениты, содержащие щелочной пироксен и мало плагиоклаза, биотита. Околожильные изменения миаскитов выражаются в обогащении биотитом и акцессорными ильменитом, апатитом, титанитом и др.

Миаскитовые пегматиты чистой линии образуют свиты (серии) параллельных тел, кулисообразно залегающих в эндокон-тактовых зонах миаскитового интрузива. Последние имеют линзообразную или плитообразную форму, залегают согласно с полосчатостью миаскитов или пересекают ее под острым углом. Длина их колеблется от первых десятков до сотен метров, мощность— от долей метра до 3—5 м. Контакты с вмещающими их миаскитами четкие и резкие. Строение жил незональное или участково-зональное. Типично зональное строение имеют более мощные (до 30 м) поперечно-секущие пегматитовые тела, залегающие в центральных частях интрузива, среди пироксен-содержащих миаскитов. В таких пегматитах появляются эги-рин-салит и эгирин, акцессорные минералы редких земель. Их также относят к миаскитовым пегматитам чистой линии. Зональность жил обусловлена тем, что в направлении от контактов к осевым частям в них наблюдается смена мелкозернистых структур среднезернистыми и пегматоидными. В мощных жилах иногда хорошо выражена осевая зона блокового нефелина. Местами встречены субграфические срастания микроклина и нефелина. В этом же направлении в жилах происходит изменение—количественного соотношения между этими минералами: содержание микроклина уменьшается, а нефелин становится преобладающим.

В результате автометасоматической альбитизации среди нефелин-полевошпатового пегматита развиваются агрегаты альбита и биотита с более поздними акцессорными минералами (цирконом, пирохлором, ильменитом и др.). Нефелин, особенно в жилах среди фенитов, интенсивно замещается канкринитом и содалитом. По нефелину, полевым шпатам и замещаемым их минералам развиваются цеолиты, гиббсит, бёмит, кальцит, магнетит.

Минеральный состав миаскитовых пегматитов в основном сходен с составом миаскитов: главные минералы — калиевый полевой шпат (микроклин), нефелин, биотит (лепидомелан) или щелочные пироксены (эгирин-салит, эгирин), альбит, натролит; второстепенные — канкринит, вишневит (сульфат-канкринит), содалит, анальцим, гиббсит, бёмит, кальцит; акцессорные — циркон, магнетит, ильменит, пирохлор, титанит, апатит.

Калиевый полевой шпат — микроклин (2V_N^ = 58— 76°) — преобладающий минерал описываемых пегматитов (50—60 % объема жил). Размеры его идиоморфных выделений колеблются от нескольких сантиметров в приконтактовых зонах до нескольких десятков сантиметров в осевых частях жил. Преобладают белые, серые, желтые и розовые окраски. Парагенетически связан с нефелином и лепидомеланом; замещается альбитом и цеолитами.

Нефелин, слагающий 15—20 % объема жил, представлен ксеноморфными выделениями, заполняющими промежутки между кристаллами микроклина. Размеры его выделений увеличиваются в направлении к осевым частям жил таким же образом, как и у микроклина. Преобладающими окрасками являются розовато-желтая до мясо-красной и светло-серая. Красные нефелины просвечивают и имеют сильный масляный блеск, обычно однородные, без включений других минералов. Серые нефелины непрозрачные, со слабым жирным блеском, содержат мелкие включения магнетита. Нефелин замещается альбитом, канкринитом — серым крупнозернистым со спайностью или желтым мелкозернистым без видимой спайности, голубым вишне витом, ярко-синим содалитом, а также натролитом. Особенно характерно для выделений нефелина наличие «рубашек» шпреуштейна («гнилого камня»), состоящих в основном из скрытокристаллических цеолитов.

Биотит — богатый железом лепидомелан — типоморфный минерал миаскитовых пегматитов. Обычно встречается в виде включений в микроклине и нефелине или в промежутках между этими минералами. В зональных жилах он образует крупнопла­стинчатые выделения, тяготеющие к приконтактовым участкам. Типоморфными особенностями его являются: густая черная окраска; низкое содержание магния и повышенная общая железистость, отсюда высокие средние п (1,675) и 2V° (12,5); высокая плотность; постоянная примесь ниобия (0,04—0,13 % Nв₂O₅). Преобладающая масса биотита приурочена к агрегатам альбита.

Щелочные пироксены — эгирин-салит Cao,4Na_0,4(Mg₀,₂Feo,2²⁺) Fe_0,8³⁺[Si₂0₆] и эгирин — встречаются только в зональных жилах, залегающих среди пироксенсодержащих миаскитов, и являются по существу минералами — продуктами «скрещения».

Такие минералы, как альбит, натролит, канкринит и вишне-вит, содалит, анальцим, гиббсит, бёмит и кальцит, развиваются в миаскитовых пегматитах в результате автометасоматических процессов альбитизации, канкринитизации и цеолитизации.

Постоянная по составу ассоциация акцессорных минералов — циркон, магнетит, ильменит, пирохлор, титанит, апатит — связана главным образом с агрегатами автометасоматического альбита. Эти же минералы, но в меньших количествах, рассеяны в виде вкрапленности в нефелин-микроклиновых агрегатах, тяготея к приконтактовым частям жил.

Типоморфным для миаскитового щелочного комплекса Урала является циркон, детально изученный Е. Б. Халезовой. К на­дежным типоморфным особенностям его она относит морфологию и окраску кристаллов, показатели преломления, цвет фосфоресценции, содержание примесей гафния и редких земель. Для пирохлора миаскитовых пегматитов типоморфны дипирами-дальный и изометричный облик кристаллов, коричневая окраска, полупрозрачность, высокие показатели преломления, зеленый цвет фосфоресценции. Он обладает повышенным содержанием гафния и редких земель.

К миаскитовым пегматитам линии скрещения относят жилы, залегающие в фенитах—контактово-метасоматических породах, образовавшихся за счет кристаллических сланцев. В эндоконтактах таких жил появляются безнефелиновые биотит-полево­шпатовые зоны, состоящие в основном из микроклипа, таблитчатого альбита, биотитами обычных акцессорных минералов. Нефелин сохраняется только в осевых частях жил.

При залегании в гнейсах пегматиты скрещения полностью теряют нефелин и превращаются в коруңд-полевошпатовые жилы с мусковитом и акцессорным эшинитом.

В миаскитовых пегматитах можно выделить следующие последовательно образовавшиеся парагенетическис ассоциации минералов.

1. Калиевый полевой шпат (микроклин) + нефелин + биотит (лепидомелан) или эгирин-салит + ранняя ассоциация акцессор­ных минералов (циркон, магнетит, ильменит, пирохлор, тита­нит, апатит).

2. Альбит + биотит или эгирин + поздняя ассоциация тех же акцессорных минералов.

3. Канкринит + вишневит + содалит + кальцит.

4. Натролит + анальцим +гиббсит + бёмит + кальцит + магнетит.

Типоморфными минералами миаскитовых пегматитов являются лепидомелан, циркон, пирохлор и автометасоматическиевишневит и содалит. Для пегматитов скрещения типоморфны корунд и эшинит.

Результаты изучения миаскитовых пегматитов позволяют считать их позднемагматическими, инъекционными образова­ниями. Они сформировались в связи с внедрением и кристалли­зацией остаточных расплавов-растворов, обогащенных летучими компонентами. В соответствии с наблюдаемыми в них парагенетическими ассоциациями минералов можно выделить два этапа минералообразования: этап кристаллизации минералов из расплава-раствора и этап автометасоматического образования минералов. На этапе автометасоматоза намечаются две стадии: стадия альбитизации и стадия канкринитизации и цеолитизации.

На миаскитовые пегматиты позднее наложились постмагматические (аллометасоматические) процессы альбитизации и карбонатизации.

Эгирин-эвдиалитовая ассоциация в агпаитовых пегматитах

Нефелин-сиенитовые пегматиты Кольского полуострова залегают среди разнообразных нефелиновых сиенитов. Наиболее распространенными и типичными среди них являются следующие (в скобках—средние содержания главных минералов в процентах): крупнозернистые хибиниты (полевой шпат — 46,5, нефелин — 38, эгирин—15), фойяиты (полевой шпат — 60,5, нефелин— 29, арфведсонит—10) и неравномернозернистые пой-килитовые слюдяные сиениты — рисчорриты (полевой шпат — 57,5, нефелин — 24,3, биотит — 8,5). В их состав, кроме полевого шпата, нефелина, эгирина, арфведсонита и биотита, входят акцессорные минералы титана, циркония, ниобия и других ред­ких элементов.

Нефелин-сиенитовые пегматиты здесь характеризуются всеми чертами, присущими пегматитам: 1) близки по минеральному и химическому составу к материнским породам; 2) образуют жилы и шлироообразные тела; 3) имеют главным образом крупнозернистые и пегматоидные структуры; 4) отличаются неодинаковым минеральным составом жил в одном месторождении и одсутствием закономерностей в распределении минералов внутри жил.

Минеральный состав пегматитов: главные минералы — нефелин, полевые шпаты (микроклип и альбит), эгирин, щелочной амфибол (арфведсонит и др.) и лепидомелан; акцессорные минералы— титанит, ильменит, эвдиалит и эвколит, энигматит, лампрофиллит, астрофиллит, ринколит и ловчоррит, лопарит, рамзаит, нептунит, пектолит, ломоносовит и мурманит, юкспорит и др. По содержанию разных полевых шпатов, цветных и редких минералов выделяются разные типы пегматитовых жил, тесно связанные с соответствующими типами нефелиновых сиенитов: среди хибинитов располагаются эгирин-микроклиновые пегматиты, к фойяитам приурочены амфибол-микроклиновые жилы и т. д.

Отметим следующие главные отличия агпаитовых нефелин-сиенитовых пегматитов от миаскитовых: а) вмещающие нефелин-сиенитовые породы первых более разнообразны и содержат большие количества нефелина: б) часто отсутствует зональность в строении пегматитовых тел, мало пустот (занорышей); в) агпаитовые пегматиты богаче минералами, содержат специфические минералы, впервые открытые в СССР: эвдиалит, эвколит, юкспорит и многие другие; до одной трети минералов являются редкими минералами, зато такие обычные, как кварц, кальцит, пирит, являются здесь редкостью; г) исключительно изменчив минеральный состав жил одного месторождения и даже разных участков одной жилы; д) отношение щелочей к глинозему значительно больше единицы (в миаскитах оно меньше единицы или примерно равно ей), отсюда обратный, так называемый агпаитовый порядок кристаллизации минералов: вначале выделяются светлые — нефелин и полевой шпат, а затем цветные — эгирин, эвдиалит и другие циркон- и титаноси-ликаты, железосодержащие силикаты; е) минералы сравнительно слабо подвергались гидротермальным и гипергенным процессам изменения и поэтому выглядят свежими, сохраняя всю свою красоту.

Остановимся на характеристике типоморфизма породообразующих минералов в агпаитовых пегматитах.

Нефелин обычно образует гипидиоморфные выделения и зерна разной величины, местами около 20—30 см в поперечнике, очень редко мелкие несовершенные кристаллы. Окраска серо-зеленая или зеленовато-серая благодаря микроскопическим включениям эгирина. Большей частью непрозрачный, местами просвечивает. Характерны повышенные содержания окисного железа (за счет включений эгирина и изоморфного замещения алюминия железом), а также галлия, бериллия, стронция. Замещается натролитом, реже анальцимом, канкринитом и содалитом.

Рис. 26. Блок микроклина (М) в мелкозернистом щелочном пегматите (по К. А. Власову).

1 — нефелин; 2 — эвдиалит; 3 — рамзаит; 4 — мурманит; 5 — эгирин; 6 — арфведсонит

Полевые шпаты являются самыми распространенными минералами и представлены калиевыми полевыми шпатами (главным образом микроклин-пертитом) и реже альбитом. Калиевые полевые шпаты образуют крупные неправильной формы выделения (рис. 26), часто идиоморфные таблитчатые, очень характерного зеленого цвета, обусловленного, как и в случае нефелина, включениями эгирина. Альбит сахаровидный, серовато- и желтовато-белый. Для калиевых полевых шпатов характерно содержание бария и стронция.

Эгирин представлен тремя главными генерациями. Наиболее ранний эгирин I встречается в виде черных крупных, длиной от 30 см и более, призматических кристаллов и идиоморфных выделений. К этой же генерации, по-видимому, относятся микроскопические кристаллы эгирина, включенные в нефелин, по­левой шпат и другие минералы. Эгирин II образует темно-зеленые длинноигольчатые, часто радиально-лучистые агрегаты (солнышки). К третьей генерации относятся светло-зеленые тонковолокнистые (войлокоподобные) агрегаты или игольчатые скопления в ассоциации с цеолитами. Для Кольского эгирина характерно содержание ванадия, особенно для первой генерации.

Арфведсонит распространен главным образом в фойяитовых пегматитах. Образует крупные, около 30 см, кристаллы черного цвета, совершенно непрозрачные. Дает голубовато- или зеленовато-серую черту. Часто находится в тесном срастании с эгири-ном I и энигматитом, триклинным щелочным амфиболом бар­хатно-черной окраски, дающей красновато-бурую черту.

Лепидомелан встречается в пегматитах, приуроченных к слюдяным нефелиновым сиенитам, реже хибинитам. Образует идиоморфные пластинчатые выделения около 20 см в поперечнике Окраска от темно-коричневой до черной с зеленоватым оттенком у измененного минерала. Отличается от лепидомелана миаскитовых пегматитов пониженными содержаниями глинозема и повышенными — двуокиси титана.

Акцессорный титанит очень распространен в самых разнообразных формах выделения и имеет различные окраски. Кроме уже упоминавшихся розоватого титанита, образующего пятна в апатитовой руде, и призматического светло-бурого в апатит-сфеновой породе, приуроченной к верхним контактам нефелин-апатитовых тел, следует указать на медово-желтый, так называемый золотистый титанит фойяитовых пегматитов и бурый в хибинитовых пегматитах. Оба они наблюдаются в призмати­ческих кристаллах длиной до 10—12 см; первый — прозрачный со стеклянным блеском, второй — непрозрачный с жирным блеском. Отметим еще поздние выделения игольчатого и волокнистого желтого и розового титанита и его радиально-лучистые агрегаты. Титаниты отличаются необычно повышенным содержанием щелочей, что, по-видимому, обусловило их более высокие показатели преломления и меньший угол оптических осей.

Типоморфными для агпаитовых пегматитов являются сле­дующие минералы.

Эвдиалит содержит Zr0₂ 12,0—14,5%, FeO 3,1—7,1 %. Раз­новидность, обогащенную FeO, называют эвколитом. Обычно образует агрегаты зерен неправильной формы, реже толстотаб­литчатые, пластинчатые и призматические кристаллы с триго-нальным сечением. Для пего характерны: розовая или мали­ново-красная окраска, стеклянный блеск, твердость 5—5,5, хрупкость, несовершенная спайность. Тесно ассоциируется с нефелином, полевым шпатом, выделяясь после них совместно с эгирином. При выветривании превращается в бурую пористую массу, состоящую из двуокиси циркония и гидроокислов железа.

Лампрофиллит и астрофиллит по внешнему виду очень схожи, образуют слюдоподобные удлиненнотаблитчатые, пластинчатые или игольчатые выделения, длиной до 20 см, часто собранные в звездчатые агрегаты. Имеют золотисто-бурый или бронзово-бурый оттенки, весьма совершенную спайность, расщепляются на ломкие пластинки. Отличить их можно с помощью паяльной трубки: астрофиллит легко сплавляется в черный магнитный шарик.

Ловчоррит — скрытокристаллическая разность ринколита (ринкита), диортосиликата натрия, кальция, редких земель и титана, богатого фтором. Образует неправильной формы выделения или прожилки. Характеризуется коричневым цветом, жирным блеском и раковистым изломом. Внешне похож на застывший столярный клей. Является типоморфным минералом арфведсонит- или эгирин-полевошпатовых пегматитов, залегающих среди пойкилитовых нефелиновых сиенитов-рисчор-ритов.

Ломоносовит — титаносиликат натрия с высоким содержанием фосфора —Na₄Ti₄Si₄(О, F)₁₈2Na₃P0₄. Характерен для эги-рин-диопсид-полевошпатовых пегматитов. Представлен темно-коричневыми пластинчатыми выделениями, располагающимися среди кристаллов калиевого полевого шпата, эгирин-диопсида, нефелина и лампрофиллита. При гидротермальных и гипергенных изменениях из него выносятся натрий и фосфор, происходит гидратация и он быстро замещается вторичными минералами, прежде всего мурманитом. Последний легко узнается по розовато-фиолетовой окраске и весьма совершенной спайности тонкопластинчатых или чешуйчатых выделений.

В настоящее время исследователи минералогии щелочного массива [17] выделяют здесь следующие типы щелочных пегматитов, приуроченных к нефелиновым сиенитам.

A. Первичные (позднемагматические): 1) арфведсонит-микроклин-микропертитовый; 2) эгирин-салит-микроклин-микропертитовый и 3) лепидомелан-микроклин-пертитовый.

Б. Автометасоматические: 4) эгирин-микроклин-микроперти-товый и 5) эгирин-цеолитовый.

B. Замещенные (регионально-метасоматического замещения): 6) эгирин-адуляровый; 7) арфведсонит-адуляровый; 8) эгирин-альбитовый; 9) арфведсонит-альбитовый и 10) эгирин-цеолитовый.

В пегматитах и во вмещающих нефелиновых сиенитах, с ко­торыми они генетически связаны, выделяются три типа мине­ральных ассоциаций, в которые входят разные генерации породообразующих полевых шпатов, нефелина, пироксена и опре­деленные группы акцессорных минералов.

I. Миаскитовая в первичных пегматитах и магматических породах: щелочной полевой шпат 1 +нефелин 1 +щелочной пироксен I (или арфведсонит или лепидомелан) + акцессорные титанит, ильменит и апатит.

II. Агпаитовая в автометасоматически замещенных (эгиринизированных) пегматитах и нефелиновых сиенитах: щелочной полевой шпатП + нефелин П + щелочной пироксен II (или арфведсонит) + акцессорные эвдиалит, ловчоррит (ринкит), энигматит и лампрофиллит.

III. Ультраагпаитовая в аллометасоматически замещенных (ортоклазированных) пегматитах и в рисчорритах: щелочной полевой шпат Ш + нефелин Ш + щелочной пироксен III (или биотит или арфведсонит) + акцессорные ломоносовит и мурманит.

Разные генерации породообразующих минералов отличаются различными типоморфными особенностями.

Щелочные полевые шпаты: I — реликтовый высокий орто­клаз, неупорядоченный, 2V не менее 50°, содержание альбитовой составляющей от 65 (в хибинитах) до 30% (в фойяитах); II — максимальный микроклин-пертит, упорядоченный; III — адуляровидный ортоклаз, неупорядоченный (низкий санидин — высокий ортоклаз), 2 V от 50° до 30°.

Нефелин: I — наиболее обогащен натриевой составляющей и «избыточным» кремнеземом; II — соотношение натрия и калия приближается к стехиометрическому, без «избыточного» крем­незема; III — существенно обогащен калием.

Щелочной пироксен: I — эгирин-салит; II — типичный эгирин, игольчатый, замещает эгирин-салит; III — тоже эгирин, местами полностью замещается биотитом.

По мнению упомянутых выше исследователей, щелочные пегматиты являются сложными образованиями, которые формировались при участии различных минералообразующих процессов.

Первичные пегматиты образовались в результате кристалли­зации остаточных магматических расплавов-растворов, отжатых в свободные полости. Возможно образование их и путем перекристаллизации вмещающих пород в случае локального обособ­ления остаточных растворов в зонах трещиноватости. В результате воздействия эволюционирующих остаточных растворов на первичные пегматиты формировались автометасоматически замещенные пегматиты с агпаитовой минеральной ассоциа­цией, в которую входят типоморфные эвдиалит, ловчоррит, эниг-матит и лампрофиллит.

Минералообразование в описываемых пегматитах завершается развитием минералов стадии цеолитизации: натролита, анальцима,содалита и др.

В случае наложения на пегматиты региональных постмаг­матических (аллометасоматических) процессов перекристаллизации и калиевого метасоматоза (ортоклазизации) в них развивается ультраагпаитовая ассоциация минералов. В результате пегматиты фактически полностью превращаются в различные метасоматиты.

Другой щелочной массив Кольского полуострова [19] сло­жен породами четырех комплексов: 1) дифференцированным комплексом уртитов — фойяитов — луявритов; 2) эвдиалитовых луявритов; 3) мурманитовых луявритов; 4) пойкилитовых сиенитов.

На площади массива известны сотни пегматитовых тел. Наиболее крупными жило- и штокообразными телами представлены пегматиты дифференцированного комплекса. В эвдиалитовых луявритах располагаются жилы луяврит-пегматитов, иногда с осевой альбитовой зоной. Многочисленные жилы фойяит-пегматитов и сложных пегматитов комплекса пойкилитовых сиени­тов имеют сложное строение с цеолитной осевой зоной.

В составе агпаитовых пегматитов выделяются следующие парагенетические ассоциации: 1) нефелин + калиевый полевой шпат І+эгирин 1 +акцессорные (эвдиалит, лопарит, апатит, со­далит); 2) калиевый полевой шпат 1+эгирин И+эвдиалит + + акцессорные (лампрофиллит, ломоносовит и др.); 3) альбит+ -t-содалит+эгирин II; 4) натролит +альбит П + калиевый полевой шпат П+эгирин III.

Последовательность выделения главных породообразующих и типоморфных акцессорных минералов, а также замещающих их поздних минералов показана на парагенетической схеме минералообразования в щелочных породах и пегматитах этого массива (рис. 27).

Генетические признаки минералов пегматитового происхождения

Минеральный состав пегматитов в основном сходен с составом соответствующих материнских пород. Так, например, гранитные пегматиты, как и граниты, состоят преимущественно из полевого шпата, кварца и слюды. Но имеются, конечно, существенные отличия, заключающиеся в обилии минералов в пегматитах (только в гранитных их свыше 300) при широком развитии среди них минералов, содержащих летучие компоненты, например топаза (Ғ, ОН), турмалина (В, ОН), и редкие и рассеянные элементы, например сподумена (Li), берилла (Be), танталониобатов и многих других.

Как и в магматических образованиях, в пегматитах преобладают минералы классов силикатов и окислов, но для них не характерны самородные элементы и сульфиды. Широким развитием пользуются разнообразные фосфаты, а также фториды. Среди окислов преобладают сложные окислы ниобия и титана.

Парагенетические ассоциации минералов характеризуют определенные геофазы (стадии) в ходе эволюции пегматитового процесса. Соответственно этим ассоциациям А. Е.Ферсман выделил 10 типов гранитных пегматитов, кристаллизовавшихся в те или иные геофазы процесса (см. табл. 2) и отличающихся перечисленными ниже характерными (типоморфными) минералами. Кварц и калиевые полевые шпаты, как общие для всех типов, не указываются.

Типы пегматитов Геофазы

I. Обычный (без редкоземельных минералов) и церовый с монацитом и ортитом I q

II. С редкими элементами: колумбит, самарскит, уранинит)

3. Бор-фтористый: шерл, мусковит g

4. Фтор-бериллиевый: берилл, топаз J

V. Натрово-ливдевый: альбит, лепидолит, рубеллит,сподумен, касситерит, колумбит-танталит и др.

VI. Литий-марганцево-фосфатный: петалит, поллуцит, Ғ—G амблигонит, литиофилит-трифилин и другие фосфаты

VII. Фтор-алюминиевый: криолит, геарксутит

VIII. Фтор-карбонатный; карбонаты, флюорит, паризит 1

IX. Сульфидный: сульфиды меди, цинка и свинца Н—/—К

X. Щелочной: цеолиты J

Следует заметить, что в природе не встречаются пегматитовые жилы, в которых были бы развиты минералы всех геофаз, т. е. всех типов пегматитов, а также жилы, соответствующие только одному типу или одной геофазе. Обычно жилу относят к определенному типу по ассоциации минералов наиболее развитой геофазы, минералы же предшествующей и последующей геофаз играют второстепенную роль. Чаще всего встречаются гранитные пегматиты I (обычного) и III типов, остальные являются более редкими. Наибольшую практическую ценность имеют пегматиты V и VI типов (в настоящее время их не разделяют), а также IV типа. Типы VIII—X не относятся к пегматитам.

По составу типоморфных минералов типы пегматитов А. Е. Ферсмана (по температуре формирования) соответствуют типам пегматитов А. И. Гинзбурга и Г. Г. Родионова (по глубинности) следующим образом. Типы I и II соответствуют пегматитам весьма больших глубин (редкоземельным); III — пегматитам больших глубин (слюдоносным); IV — пегматитам малых глубин (хрусталеносным), типы V+VI — пегматитам средних глубин (редкометальным).

Главными типоморфными ассоциациями минералов в гранитных (кварц-полевошпатовых) пегматитах разной глубинности являются следующие (выделены главные минералы).

1. Шерл-мусковитовая в слюдоносных пегматитах: кварц, плагиоклаз (олигоклаз) калиевый полевой шпат (микроклин), мусковит, биотит, турмалин (шерл); фторапатит, гранат (альмандин), ортит, монацит, циркон (циртолит), уранинит.

2. Мусковит-альбитовая и лепидолит-альбитовая в редкометальных пегматитах; кварц, калиевый полевой шпат (микроклин), плагиоклаз (альбит-олигоклаз, альбит), мусковит, лепидолит, сподумен; берилл, колумбит-танталит, касситерит, амблигонит, трифилин-литиофилит, поллуцит, петалит, микролит, турмалин (цветной), апатит, гранат (спессартин).

3. Топаз-кварцевая в хрусталеносных пегматитах: кварц (горный хрусталь), калиевый полевой шпат (микроклин), плагиоклаз (олигоклаз, альбит), топаз; биотит, циннвальдит, берилл, фенакит, флюорит.

Анализируя последовательность формирования разновременных минеральных ассоциаций в пегматитах разной глубинности, Г. Г. Родионов и А. И. Гинзбург 15] пришли к заключению, что на большинстве этапов пегматитообразования выделяются сходные ассоциации, содержащие полевые шпаты и кварц (табл. 3).

На двух — первом и втором — этапах гидролиза единообразие процесса минералообразования нарушается. В разных пегматитах отлагаются различные минеральные ассоциации. Их появление после образования полевых шпатов и перед кремниевыми этапами объясняют резкой сменой щелочности-кислотности среды. Следует отметить, что после формирования кварцевых осевых зон (в первый кремниевый этап) развиваются этапы преимущественно автометасоматического минералообразования.

Для щелочных (нефелин-полевошпатовых и полевошпатовых) пегматитов характерны следующие типоморфные ассоциации.

1. Биотит-цирконовая в миаскитовых пегматитах: калиевый полевой шпат (микроклин), нефелин, биотит (лепидомелан) или эгирин-салит, альбит, натролит; канкринит, вишневит, содалит, анальцим, гиббсит, бемит, кальцит; циркон, магнетит, ильменит, пирохлор, титанит, апатит.

2. Эгирин-эвдиалитовая в агпаитовых пегматитах: нефелин, калиевый полевой шпат (микроклин), эгирин, арфведсо­нит, эвдиалит, ловчоррит; альбит, содалит; натролит, апатит; лампрофиллит, астрофиллит, ломоносовит, мурманит, лопарит и другие минералы титана, ниобия, циркония и редких земель.

3. Пироксен-ильменорутиловая в сиенитовых пегматитах: калиевый полевой шпат (микроклин), биотит, пироксен (эгирин-салит) ; альбит, щелочной амфибол; ильменорутил, ильменит, титанит, пирохлор, апатит, магнетит, циркон.

Типоморфизм минералов. Пегматиты явились теми минеральными образованиями, на примере которых А. Е. Ферсман в своей классической монографии о пегматитах развил современное учение о типоморфизме минералов.

Некоторые минералы образуются только в пегматитах и поэтому могут быть названы типоморфными для них (см. табл.3). Так, например, типоморфные минералы редкометальных гранитных пегматитов — сподумен, петалит, поллуцит, амблигонит, трифилин-литиофилит; для агпаитовых нефелин-сиенитовых пегматитов — эвдиалит, лампрофиллит, астрофиллит, ринколит (ловчоррит), рамзаит, ломоносовит, мурманит и др.

Но шире распространены в пегматитах сквозные минералы с типоморфными особенностями.

К ним относятся главные (породообразующие) минералы гранитных пегматитов — полевые шпаты, кварц, слюды и многие второстепенные — турмалин, апатит, гранаты, берилл, топаз, выделяющиеся во всех (или в нескольких) геофазах процесса (по А. Е. Ферсману).

В ходе пегматитового процесса отмечаются: а) смена щелочных элементов (Са, Na) — (К.—Na) —Li, Cs и Fe—Mn; б) самоочистка минералов от примесей и в) появление у минералов более светлых окрасок.

Таким образом, типоморфные минералы занимают определенное место в процессе образования пегматитов и соответствуют той или иной геофазе (стадии) процесса, т. е. указывают на определенный тип пегматитов. Позднее ученики и последователи А. Е. Ферсмана показали, что разнообразие пегматитов обусловлено не только проявлением различных по температуре геофаз процесса, но и другими факторами их образования, в частности глубиной формирования и давлением. Поэтому пегматитовые образования одних и тех же геофаз в пегматитах разной глубинности отличаются по типоморфным минералам, типоморфным особенностям минералов и типоморфным парагенетическим ассоциациям (см. табл. 3).

Изменение химического состава минералов гранитных пегматитов и их типоморфных особенностей является отражением геохимической эволюции пегматитового процесса, заключающейся в закономерном изменении активности щелочей и кремнезема, постепенном уменьшении концентрации магния, титана, железа, кальция и возрастании роли тантала, цезия, фтора.

В последние годы, как уже говорилось, необычайно повысился интерес к изучению и практическому использованию типоморфизма минералов, в частности пегматитовых. Расширился круг типоморфных особенностей минералов в результате применения новейших физических методов минералогических исследований. В предыдущем разделе были приведены конкретные сведения о типоморфизме некоторых минералов из типичных минеральных ассоциаций. Здесь перечислим типоморфные особенности (кроме морфологических) главных (сквозных) пегматитовых минералов, установленных в последние годы [5, 10].

Калиевые полевые шпаты, как выявлено исследованиями Б. Е. Боруцкого, 3. Г. Караевой, В. И. Павлишина, С. А. Руденко, Б. М. Шмакина и др., присутствуя во всех типах пегма­титов, характеризуются разнообразными типоморфными особенностями.

1. Химические: суммарное содержание плагиоклазового компонента; содержание в пертитах анортитового компонента; состав, содержание и соотношения элементов-примесей (рубидия, цезия, лития, бария, стронция и др.).

2. Структурные: степень пертитового распада, сопровождающегося решетчатым двойникованием и Si/Al упорядочением, о котором судят по величине 2V и степени рентгеновской триклинности Др.

3. Физические: кристаллооптические свойства, окраска, термолюминесценция и некоторые другие.

Плагиоклазы менее типоморфны. Отличаются основностью (номером), элементами-примесями, структурным состоянием, степенью и характером двойникования, оптическими и другими свойствами.

Кварц до последнего времени считался лишенным химических и структурных типоморфных особенностей. Ими стали преимущественно примесные, структурные дефекты и зависящие от них оптические и термолюминесцентные свойства. Они могут указывать на скорость роста, состав, кислотность — щелочность и температуру среды минералообразования. Наиболее важными для типоморфизма дефектами оказались А₁—О^- центры, водородные дефекты, Fe—О - центры, ТІ+³ и другие центры, с которыми связана окраска.

Нефелин характеризуется, прежде всего, химическими типоморфными особенностями: содержанием избыточного (к стехио-метрическому) кремнезема, величиной суммы щелочей, соотношением калия и натрия, а также содержанием примесей кальция, окисного железа, лития, рубидия и галлия. Получены данные о типоморфном значении явлений упорядочения атомов щелочных элементов в структуре нефелина для относительной температурной характеристики содержащих его пород.

Слюды — наиболее изоморфноемкие слоистые силикаты, поэтому для них особенно характерны следующие химические и структурные типоморфные особенности (по В. И. Павлишину).

1. Изоморфные замещения в тетраэдрических слоях, указывающие на геохимические условия минералообразования (содержание и соотношение кремния, алюминия, окисного железа).

2. Изоморфизм катионов в октаэдрических слоях и сопряженные с ним замещения в тетраэдрических — индикаторы щелочности — кислотности, температуры, давления и других генетических факторов.

3. Состав анионного окружения октаэдров — признак состава и содержания летучих компонентов.

4. Состав и соотношение элементов-примесей.

5. Образование определенных политипов.

6. Оптические свойства, окраска и другие физические свойства.

Пироксены, типоморфные для щелочных пегматитов, представлены в них щелочными пироксенами — эгирином и переходными разностями — эгирин-диопсидом, эгирин-салитом. Главными типоморфными особенностями являются химический состав (особенности изоморфизма, элементы-примеси), особенности структуры, кристаллооптические характеристики и др.

Много новых данных получено в результате детального изучения типоморфизма сквозных второстепенных и акцессорных минералов из пегматитов — берилла, турмалина, топаза, грана­тов, апатита.

В качестве примера можно привести результаты исследований типоморфизма берилла А. А. Беусом. На рис. 28 изображены типоморфные особенности берилла. Бесщелочные бериллы характерны для неальбитизированных пегматитов и пневматолито-гидротермальных образований, щелочные — для альбитизированных пегматитов. Бесщелочные бериллы пегматитов представлены крупными длиннопризматическими кристаллами зеленой, зеленовато-голубой, винно-желтой окраски. В пневматолито-гид-ротермальных жилах они образуют тонкопризматические кристаллы, часто собранные в радиально-лучистые агрегаты, или плотные агрегаты. Натриевые бериллы представлены плохо образованными призматическими, усеченнопирамидальными и конусовидными кристаллами, имеющими светло-зеленую, желто-зеленую и желтую окраску. Кристаллы натриево-литиевых бериллов обычно плохо развиты, редко встречаются хорошо образованные короткопризматические кристаллы, иногда неправильные выделения; окраска их зеленовато-белая, реже голубая. Литиево-цезиевые бериллы — в виде неправильных выделений или короткопризматических кристаллов розовой окраски, редко зе­леной (воробьевит), а также бесцветные (ростерит). ПО

Таблица 4 Признаки, отличающие бериллы, кристаллизовавшиеся свободно в полости и метасоматическим путем (по В. Г. Фекличеву)

Признаки	Свободная кристаллизация в полости	Метасоматическая кристал-лизация
Однородность состава, свойств и строения Форма и огранка одиночных кристаллов Гранный микрорельеф Распределение неоднородности строения; зональность Форма первичных включений Прозрачность	Чаще однородные Чаще хорошо ограненные кристаллы Микрорельеф свободного роста, грани зеркальные Зональность (если проявлена) четкая и правильная Чаще правильная (отрицательные кристаллы), особенно высокотемпературные Обычно прозрачны	Чаще неоднородные Чаще плохо ограненные кристаллы, угнетенные формы Микрорельеф метасома-тического роста, грани матовые Характерно пятнистое распределение неодно-родностей, границы зон нечеткие и неровные Чаще неправильная Обычно непрозрачны

В результате детальных исследований В. Г. Фекличев установил признаки бериллов, кристаллизовавшихся разными способами (табл. 4).

Внутреннее строение пегматитовых тел разнообразное— зональное или участково-зональное у сложных пегматитов, формировавшихся в относительно спокойной тектонической обстановке, и незональное (массивное) — у пегматитов, образование которых происходило в неспокойных тектонических условиях. Число зон зависит от мощности жил — наибольшее наблюдается в более мощных жилах или в их раздувах [30]. По А. Е. Ферсману, последовательность зон от контактов к осевым частям жилы отражает стадийность ее формирования из остаточного расплава-раствора. В последние годы получены новые подтверждения этого взгляда в результате детальных минералогических исследований: а) определение температуры гомогенизации газовожидких включений в кварцах из разных зон; б) изучение трещиноватости кварца, вызванной переходом его из высокотемпературной полиморфной модификации в низкотемпературную; в) определение температуры образования полевых шпатов (по методу Барта); г) изучение изменений индикаторных отношений пар элементов, например рубидия к калию.

В пегматитовых жилах наблюдаются разнообразные структуры минеральных агрегатов, характерные (типоморфные) для определенных зон, т. е. стадий (геофаз) пегматитового процесса. Наиболее часто встречаются следующие структуры,

Аплитовая или аплитовидная — мелкозернистый агрегат, главным образом полевых шпатов и кварца, приуроченный к приконтактовым частям жил (геофаза В).

Графическая, или письменная — крупнозернистый полевой шпат с закономерно ориентированными вростками (ихтиоглиптами) кварца (геофаза С). Образуется в результате одновременной кристаллизации при их эвтектическом соотношении (около 74% полевого шпата и 26% кварца). Доказательством этому служат: а) результаты кристалломорфологического изучения; б) наличие в кварце раскристаллизованных магматических включений; в) сходство термолюминесцентной характеристики кварца вростков и магматического кварца гранитов; г) наличие у кварцевых вростков признаков, указывающих на то, что кварц был высокотемпературной гексагональной модификацией и прошел точку инверсии (полиморфного превращения). Следует отметить, что в некоторых жилах имеются и постмагматические графические срастания, образовавшиеся сегрегационно-метасоматическим путем.

Пегматоидная и блоковая — крупно- и гигантозернистые агрегаты полевого шпата и кварца, среди которых нередки пустоты (миаролы, камеры), которые уральские горщики назвали занорышами (геофазы D—Е).

Для сложных пегматитов с широким развитием альбита, слюд, редкометальных минералов (геофазы Ғ—G) чрезвычайно характерны разнообразные структуры замещения.

Генетические признаки пегматитовых тел. Наиболее характерной формой их является жильная, нередки тела неправильной, например, штоко- или шлирообразной формы. Жилы обычно имеют отчетливые резкие контакты с вмещающими породами, так как представляют собой инъекционные (фазовые) образования. Шлиры фациальных пегматитов не имеют четких контактов и постепенно переходят во вмещающие материнские породы. Большое влияние на форму пегматитовых тел оказывает тектоника: тела, формировавшиеся в неспокойной тектонической обстановке, имеют наиболее сложные и неправильные формы с апофизами и ксенолитами вмещающих пород. Жилы часто имеют раздувы, сменяющиеся пережимами. Размеры их колеблются от нескольких метров до десятков километров в длину и до сотен метров по падению. Пегматитовые тела в одиночку не встречаются, они образуют так называемые пегматитовые ноля с сотнями жил.

Одним из главных генетических признаков пегматитовых тел (кроме слюдоносных) является их генетическая и пространственная связь с материнскими магматическими породами. Большинство хрусталеносных пегматитов, многие редкометальные тела залегают непосредственно в них. Остальные в кровле или в прилегающих экзоконтактах, сложенных осадочно-метаморфическими породами.

Г. Г. Родионов и А, И, Гинзбург установили закономерность, которая может быть использована как критерий для поисков гранитных пегматитов разных типов (формаций): «каждой формации гранитных пегматитов соответствует характерный комплекс минералов во вмещающих осадочно-метаморфических породах» [5, с. 189].

Редкоземельные пегматиты весьма больших глубин с типоморфными минералами, содержащими редкие земли, залегают в глубоко метаморфизованных породах гранулитовой фации с типоморфным для них силлиманитом.

Слюдоносные пегматиты с типоморфными мусковитом и биотитом располагаются в породах альмандин-амфиболитовой фации с типоморфным кианитом.

Редкометальные пегматиты со сподуменом, бериллом, танталитом, поллуцитом приурочены к амфиболитам и сланцам кордиерит-амфиболитовой фации с андалузитом и кордиеритом.

Хрусталеносные пегматиты с кварцем, топазом и флюоритом обычно локализованы среди материнских гранитов, прорывающих наиболее слабо метаморфизованные породы фации зеленых сланцев с типоморфным серицитом.

Околожильные изменения вмещающих пород заключаются в грейзенизации гранитов, мусковитизации гнейсов, биотитизации амфиболитов и сиенитов. При этом наблюдается обогащение экзоконтактов соответствующими акцессорными минералами — турмалином, магнетитом, ильменитом, апатитом, титанитом и др. В экзоконтактах литиевых редкометальных пегматитов могут развиваться практически интересные литиевая роговая обманка (гольмквистит) или цезиевый биотит.

Рис. 28 Типоморфные особенности берилла