7 Лабораторная работа парагенезис и типоморфизм минералов в пневматолито-гидротермальных и гидротермальных образованиях на примерах типоморфных ассоциаций

В качестве примеров ниже рассматриваются следующие типоморфные ассоциации.

В высокотемпературных пневматолито-гидротермальных метасоматитах: 1) циркон-пирохлоровая в редкометальных альбититах миаскитового интрузива; 2) танталит-микролитовая в редкометальных амазонитовых гранитах; 3) вольфрамит-берилловая в грейзенах.

В гидротермальных рудных жилах: высокотемпературные — 1) топаз-касситеритовая в оловорудных жилах, 2) вольфрамит-молибденитовая в вольфрам- и молибденорудных жилах; среднетемпературные — 3) золото-сульфидная в кварцевых жилах, 4) сфалерит-галенитовая в полиметаллических рудах, 5) халькопирит-пиритовая в колчеданных рудах; низкотемпературные— 6) антимонит-киноварная в сурьмяных и ртутных рудах, 7) реальгар-аурипигментовая в мышьяковых рудах.

Высокотемпературные пневматолито-гидротермальные метасоматиты

Циркон-пирохлоровая ассоциация в редкометальных альбититах миаскитового интрузива

Главными формами проявления альбитизации в миаскитовом интрузиве являются площадная и локальная. Площадная альбитизация миаскитов развивается в виде равномерно распределенных альбитовых и микроклин-альбитовых агрегатов. При этом миаскиты становятся неравномернозернистыми, приобретая порфировидную структуру. Локальная альбитизация может быть прожилковой, полосчатой, сетчатой, брекчиевидной и пятнистой. Альбитизации подвергаются также фениты, щелочные и фенитизированные гранитные пегматиты (рис. 43).

Альбититы, содержащие местами 80—99 % альбита,— мелкозернистые породы белой, серовато-белой, иногда розовой окраски. Имеют массивную или полосчатую текстуру. Структуры их — лепидогранобластовая, нематогранобластовая, реже порфи-робластовая.

Главный минерал альбит (№ 0—5) образует таблички и зерна размером 0,2—0,3 мм. Первые полисинтетически сдвойникованы, у вторых двой-никование выражено неясно или отсутствует.Второстепенными минералами альбититов являются микроклин (обычное содержание 5—7%), биотит (до 3—5%), ред­кими—эгирин и арфведсонит (в альбитизированных фенитах), акцессорными — апатит, ильменит. Типоморфные редкометаль-ные минералы — пирохлор и циркон.Микроклин наблюдается в виде мелких (десятые доли миллиметра) зерен, обычно с четкой микроклиновой решеткой, без пертитов. Он всегда ксеноморфен по отношению к альбиту.

Биотит представлен лепидомеланом, типоморфным для альбититов по миаскитам. Он образует скопления, полосы мелких бурых и зеленовато-бурых чешуек среди альбита. Типоморфной особенностью такого лепидомелана, по сравнению с миаскитовым и фенитовым, является пониженная общая железистость и повышенные содержания ниобия и циркония.

Эгирин — типоморфный минерал для альбититов по фенитам. Образует несовершенные призматические кристаллы (длиной примерно 10—15 см), зерна и тонкоигольчатые выделения в альбитовых агрегатах. Содержит до 75 % эгириновой составляющей, отличается повышенной общей железистостью.

Для альбититов по фенитам характерны щелочные амфиболы арфведсонитового ряда. Они представлены игольчатыми, мелкими тонкопризматическими кристаллами черного цвета. Местами замещают эгирин и в свою очередь замещаются биотитом. Для них типоморфны повышенная щелочность и пониженная железистость.

Пирохлор — наиболее распространенный типоморфный редкометальный минерал альбититов. Образует несовершенные октаэдрические кристаллы, их скопления и мелкокристаллические агрегаты черной, темно-бурой, красно-бурой окраски. Размеры кристаллов в альбититах мелкие (около 2—3 мм). Распределение его очень неравномерное — в виде струевидных выделений, параллельных полос и мелкой рассеянной вкрапленности. Твердость, по определению С. И. Лебедевой, изменяется от

538 до 663 кг/мм²; наименьшая она у метамиктных и рентгеноаморфных гидратированных разностей. По сравнению с теоретическим составом пирохлор из миаскитовых альбититов отличается повышенным содержанием кальция и пониженным — натрия, ниобия и фтора. Характерно низкое содержание тантала. Пирохлор наиболее тесно ассоциирует с альбитом, биотитом, цирконом, апатитом и ильменитом. Образуется в альбитовых агрегатах метасоматическим путем. Характерны эндогенные изменения его — гидратация, замещение ферсмитом (Са,Та) (Nb, Ті)₂(0, ОН)₆ и колумбитом

Рис. 43. Участок альбитизированного пегматита.

/ — калиевый полевой шпат; 2 — альбит сахаровидный белый; 3 — альбит плотный розовый; 4 — пироксен; 5 — биотит крупночешуйчатый; 6 — биотит мелкочешуйчатый; 7 — ильменит; 8 — пирохлор; 9 — циркон; 10 — пустотка

Акцессорный апатит из альбититов отличается изометричными и несколько вытянутыми кристаллами с преобладанием граней дипирамид. Они очень чистые, прозрачные и бесцветные; в ультрафиолетовых лучах светятся в светло-розоватых тонах. Главная типоморфная особенность — повышенные содержания редких земель и стронция. Для него характерна тесная, парагенетическая связьс пирохлором. с которым они часто образуют срастания. Возможно, фосфор участвовал в переносе ниобия в форме легкорастворимых комплексных соединений. После распада последних он вошел в состав апатита.

Ильменит почти всегда входит в состав альбититов. Местами в них (среди фенитов) может содержаться около 10— 15 % ильменита. В этом случае появляется много пирохлора и циркона. Возможно, ильменит, как и железосодержащие силикаты, служил осадителем ниобия из растворов. Обычно наблюдается в виде округлых выделений или серий линзочек, вытянутых по простиранию альбититовых тел.

Таким образом, типоморфной ассоциацией для редкометальных альбититов миаскитового интрузива являются: альбит, пирохлор, циркон, биотит, апатит, ильменит.

Все перечисленные минералы, как показано выше, типоморфны для редкометальных альбититов.

Альбитизация миаскитовых пород и пегматитов происходила при сложных перемещениях многих химических компонентов. Соответствующие расчеты их привноса и выноса показали, что альбитизированные миаскиты отличаются от неизмененных миаскитов большим содержанием кремния, железа (особенно окисного) и редких элементов и меньшим — кальция, щелочей (особенно калия), железа закисного, магния, марганца и титана.

Танталит-микролитовая ассоциация в редкометальных амазоyитовых гранитах

Редкометальные (танталоносные) амазонит-альбитовые граниты слагают куполовидный выступ главного интрузива биотитовых гранитов. В нижних частях (на глубине 200—300 м) выступа, имеющего зональное строение, располагаются двуслюдяные и мусковитовые граниты. Выше последние переходят в микроклинизированные граниты, которые сменяются редкометальными амазонит-альбитовыми гранитами (апогранитами). По данным Н. Е. Залашковой, они делятся на три подзоны (снизу вверх): 1) амазонит-альбитовые с мусковитом; 2) амазонит-альбитовые с мусковитом и лепидолитом (переходные) и 3) амазонит-альбитовые с лепидолитом.

Амазонит-альбитовые граниты с мусковитом сложены в основном мелкопластинчатым (менее 1 мм) альбитом (№ 3—5), в котором неравномерно рассеяны зерна голубоватого амазо-нита, серого кварца и мелкие чешуйки бесцветного или светло-зеленого мусковита. Альбит замещает более ранние микроклин и кварц. Типоморфный акцессорный минерал — флюорит, он образует вкрапленность мелких фиолетовых зерен; присутствуют топаз, касситерит. К характерным редкометальным минералам относится танталит — колумбит, присутствует микролит.

Амазонит-альбитовые граниты с мусковитом и лепидолитом являются переходными между описанными гранитами с мусковитом и вышерасположенными гранитами с лепидолитом. Они сходны с первыми по составу, структуре и взаимоотношениям минералов. Отличаются появлением светло-серого или почти бесцветного лепидолита, разъедающего мусковит, и увеличением количества топаза, при уменьшении числа зерен флюорита. Вместо танталит-колумбита присутствует колумбит-танталит (с более высоким тантал-ниобиевым отношением).

Самая верхняя подзона, залегающая на контакте с вмещающими породами и сложенная амазонит-альбитовыми гранитами с лепидолитом, характеризуется большим непостоянством состава. Здесь участки грейзенизированной породы, состоящей из слюд, топаза, кварца, сменяются существенно по­левошпатовыми. Вблизи контактов встречаются пегматоидные тела амазонита, альбита и кварца; отмечается обогащение лепидолитом. Содержание в породах главных породообразующих минералов — альбита, амазонита, кварца, лепидолита — варьирует в очень широких пределах (от нескольких процентов до нескольких десятков процентов). Под микроскопом устанавливается наличие ранних и поздних генераций этих минералов с преобладанием последних. Поздний амазопит образует мелкие идиоморфные кристаллы с четко выраженной решеткой. Лепидолит представлен изометричными пластинками или вытянутыми лейстами, топаз — мелкими неправильной формы зернами. Наряду с колумбит-танталитом встречается танталит с еще более высоким тантало-ниобиевым отношением, появляются значительные количества микролита.

Таким образом, состав минеральной ассоциации в редкометальных (танталоносных) амазонит-альбитовых гранитах сводится к следующему: главные минералы — альбит, амазонит, кварц и слюды; акцессорные — флюорит, топаз, касситерит и редкометальные (тантало-ниобиевые) минералы двух групп — колумбит-танталита и пирохлор-микролита. Отдельные подзоны различаются количественными соотношениями перечисленных минералов, а также текстурно-структурными особенностями.

Типоморфным минералом описываемых редкометальных гранитов служит амазонит.

Минералами, типоморфные особенности которых меняются в разных подзонах, указывая на условия образования, являются слюды и тантало-ниобиевые минералы. •

Слюды представлены двумя генерациями мусковита и лепидолитом. Мусковит I входит в состав мусковитовых и микроклинизированных (порфировидных) гранитов. Содержит реликты биотита, по которому он образовался. Окраска его серая с буроватым оттенком. Угол оптических осей (—2V = 20— 35°) меньше, чем у типичного мусковита (—2V = 45°). По химическому составу относится к железистым мусковитам, так как содержит гювышенные количества железа, титана и магния. Мусковит II распространен в нижней подзоне амазонит-альбитовых гранитов. Не содержит реликтов биотита и является новообразованным. Окрашен в светло-зеленые тона. Угол оптических осей близок к углу оптических осей типичного мусковита. Отличается меньшим содержанием железа, магния и титана. В переходной и верхней подзонах мусковит сменяется лепидолитом со значительным количеством лития и рубидия. Его окраска меняется от светло-серой, слегка сиреневатой до темно-серой. Различия в оптических свойствах незначительные.

Изменения в составе слюд от биотита гранитов к мусковитам — вынос титана, железа, магния и появление вместо них алюминия, кремния — говорят о кислом характере метасома-тизирующих растворов. Смена мусковита лепидолитом, т. е. замена алюминия литием, свидетельствует об увеличении щелочности растворов.

Тантал-ниобиевые минералы представлены колумбит-танталитом и пирохлор-микролитом. Их состав тоже изменяется от зоны к зоне. В порфиробластовых гранитах распространен колумбит с наиболее низким содержанием тантала (Т₂О₅/ Nb₂О₅ = 0,57). В амазонит-альбитовых гранитах с мусковитом развит танталит-колумбит (отношение пятиокисей — 0,70). В переходной подзоне гранитов находится колумбит-танталит с преобладанием тантала над ниобием (отношение — около 1,2). В верхней подзоне (с лепидолитом) появляется танталит (Ta₂О₅/Nb₂0₅=2,36). В этом же направлении резко (в 5—6 раз) увеличивается содержание богатого танталом микролита. Все это указывает на тесную связь тантала с лепидолитизацией. Такая же закономерность отмечается для содержаний лития и рубидия по зонам.

Типоморфным минералом верхней подзоны является топаз, для нижней типоморфен, как говорилось, флюорит.

О происхождении редкометальных гранитов до сих пор продолжается дискуссия. Одни исследователи (А.А. Беус и др.) считают их полностью послемагматическими («апогранит-ными») образованиями. Другие (О. Д. Левицкий и др. [31]; В. И. Коваленко и др.) — магматическими, но формировавшимися не только в магматический этап, но и в послемагматический (зоны альбититов, мусковитовых и лепидолитовых грей-зенов с касситеритом).

В. И. Коваленко приводит следующие факты, свидетельствующие о магматическом происхождении редкометальных гранитов: 1) наличие их субвулканических (онгониты) и вулканических (магматических) аналогов; 2) существование типичных для магматических пород контактовых соотношений их массивов с вмещающими породами; 3) принципиальные отличия редкометальных гранитов от типичных метасоматических пород.

Учитывая наличие минералого-геохимических и генетических параллелей между танталоносными редкометальными гранитами и редкометальными гранитными пегматитами, можно рассматривать редкометальные граниты своего рода гипабиссальными аналогами последних.

Главные черты их сходства: 1) близость состава, типоморфных особенностей и характера эволюции их редкометальной минерализации; 2) одинаковые постмагматические изменения; 3) аналогичная вертикальная зональность и т. д. Различными являются: присутствие в них своих специфических минералов, текстурно-структурные черты и т. д. Одна из главных причин различий — большая разница в глубине формирования: около 3—7 км для редкометальных пегматитов, около 1—3 км для редкометальных гранитов.

Вольфрамит-берилловая ассоциация в грейзенах

Минералы вольфрамит-берилловой ассоциации приурочены к разнообразным грейзенам гранитного массива и заключенным в них рудным жилам.

Грейзеновые тела представлены, по О. Д. Левицкому [29], следующими типами, между которыми существуют постепенные переходы: 1) кварц-мусковитовый; 2) кварц-топаз-мусковитовый; 3) кварц-топазовый; 4) кварц-сидерофиллитовый (кварц фигурирует во всех типах, поэтому в дальнейшем он не будет упоминаться в их названиях). Рудные минералы приурочены преимущественно к двум последним типам. Для минеральных тел, сопряженных с грейзенами, намечается три основных типа жильных выполнений: 1) кварц-топазовый; 2) кварц-берилловый и 3) сидерофиллитовый (с наибольшим количеством вольфрамита).

Минералогическое изучение грейзенов с жилами и прожилками позволило установить определенную последовательность в изменении гранитов, выделить типы грейзенов и наметить стадии грейзенизации.

В общем виде разрез околожильной зоны выглядит в следующем виде: гранит — грейзенизированный гранит — мусковитовый грейзен-топаз-мусковитовый грейзен — топазовый или сидерофиллитовый грейзен — жильное тело и далее симметрично в обратном порядке. Изменение гранита начинается с образования грейзенизированного гранита. Внешне он отличается от гранита зеленоватой окраской. Биотит замещается мусковитом, альбит — серицитом, появляются флюорит и топаз.

Мусковитовый грейзен — очень плотная темная зеленовато-серая порода, состоящая из сплошного кварц-мусковитового агрегата с редкими реликтами кварца и полевого шпата гранитов и обильным флюоритом Допаз-мусковитовый грейзен отличается от предыдущего более светлой серой или бурой окраской, заметно меньшим содержанием мусковита. Большую роль играет топаз, при подчиненном значении флюорита. Топазовый грейзен состоит из кварца и топаза, содержит флюорит и редкие чешуйки мусковита. Топаз, разъедающий и замещающий первичный кварц, выделяется в виде крупных кристаллов с из­вилистыми очертаниями. Местами образует бесформенные скопления, сложенные плотным агрегатом мелких зерен. Первоначальная порфировидная структура гранита превращается в равномернозернистую. В грейзене появляются пустоты с мелкими кристаллами вольфрамита, топаза, берилла, турмалина и других минералов, характерных для жильных тел месторождения. Сидерофиллитовый грейзен встречается в непосредственном контакте с рудным телом реже, чем топазовый грейзен. Он содержит кварц, топаз, флюорит, а также наиболее характерные для него рудные минералы вольфрамит и висмутин. Еще реже встречается касситерит-турмалиновый грейзен.

Строение внутригрейзеновых жил грубополосчатое (полосовое). Приведем для примера описание вольфрамит-берилловой жилы, из которой было в свое время добыто много ювелирного аквамарина.

Вмещающей породой являются топазовый, реже сидерофиллитовый кавернозный грейзен, местами незаметно переходящий в жильное тело. Приконтактовая зона жилы сложена крупночешуйчатым сидерофиллитом, иногда сменяющимся друзами хорошо образованных кристаллов темно-дымчатого кварца (мориона), на которые кое-где нарастают кристаллы топаза и вольфрамита. В осевой части жилы располагается кварц-аква­мариновая зона, к боковым частям которой приурочены рудные минералы — вольфрамит и висмутин. В местах раздувов жил иногда встречались крупные (около 1 м в поперечнике) гнезда аквамаринов. Внешняя часть (оболочка) гнезд слагается крупными кристаллами морионов и ярко окрашенного зеленого или фиолетового флюорита. Центральные части гнезд заполнены вязкой обохренной слюдисто-глинистой массой, в которой находятся свободнолежащие, часто хорошо образованные, кристаллы прозрачного густо окрашенного голубого аквамарина.

Минеральный состав охарактеризованных грейзенов и сопряженных с ними жил аналогичен. Главными минералами являются кварц, топаз, слюды, берилл, вольфрамит, второстепенными — флюорит, висмутин, арсенопирит, касситерит и другие более редкие минералы.

Типоморфными для данного типа грейзенов можно назвать прежде всего слюды, берилл и вольфрамит.

Слюды представлены мусковитом и сидерофиллитом. Мусковит грейзенов, по М. В. Скосыревой, характеризуется следующими типоморфными особенностями: 1) замещением в окта-эдрических слоях мусковита алюминия железом (в основном двухвалентным) и близостью состава в целом к теоретическому составу типичного мусковита; 2) определенным набором типо-химических элементов (Та, Со, Zn, Bi, Ag, Ni, Nb); 3) принадлежностью к политипу 2М, как и мусковит гранитных пегматитов. Сидерофиллит — слюда, очень близкая по составу к бедному магнием биотиту. Она темно-зеленая, почти черная, под микроскопом резко плеохроирует от светло-бурых до темно-зеленых тонов. Замещается сидеритом и мусковитом.

Берилл представлен двумя главными генерациями. Берилл I образует крупные (длиной до 10 см) разъеденные кристаллы или их реликты в слюдяном и топазовом грейзенах. Окраска его обычно желто зеленая кристаллы непрозрачны и сильно трещиноваты. Берилл II, приуроченный к внутрйгрейзеновым жилам и прожилкам, наблюдается в виде хорошо образованных прозрачных кристаллов голубого (аквамарин) или золотисто-желтого (гелидор) цвета. Отмечается нарастание мелких кристаллов берилла II на гранях кристаллов берилла I, топаза и мориона.

Грейзеновые бериллы относятся к типу бесщелочных и сильно железистых; с типоморфными, голубой и золотистой окрасками, низкими и средними плотностью и светопреломлением и длиннопризматическим до игольчатого габитусом (см. рис. 28).'

Вольфрамит описываемых грейзенов относится к типоморф-ному для них фербериту. В жилах он располагается в боковых частях кварц-бёрилловой зоны. Более или менее равномерно распределяется среди топазового или сидерофиллитового грейзенов. Для ферберита характерен пластинчатый или толстотаблитчатый облик кристаллов. Наиболее обычны следующие формы: (100), (210) и (ПО), а также (121) и (210). В кавернах топазового грейзена кристаллы имеют столбчатый облик, обусловленный преимущественным развитием граней (100) и (010).

Главной типоморфной особенностью вольфрамитов является повышенное содержание в нем примесей тантала и ниобия, а также наиболее высокие, по сравнению с другими месторождениями, содержания скандия. Ферберит отличается повышенными плотностью и отражательной способностью, черной окраской и черным цветом черты.

Гидротермальные рудные жилы

Высокотемператур ные жилы

Разделение охарактеризованных выше собственно грейзеновых пневматолито-гидротермальных месторождений (без самостоятельных жил) и описываемых высокотемпературных гидротермальных жил, сопровождающихся околожильными грейзеновыми оторочками, является условным. Они связаны друг с другом постепенными переходами. Поэтому при их разделении учитывается преобладание того или иного процесса. Обычно выделяют грейзеновые образования с малой ролью жил выполнения и гипотермальные рудные жилы с подчиненной ролью околожильных грейзенов.

Топаз-касситеритовая ассоциация в оловорудных жилах

На одном из оловорудных месторождений касситерит-топазовые жилы залегают в темных алевролитах, переслаивающихся с песчаниками и сланцами. Вдоль контакта жил они превращены в топазовые роговики — своеобразные грейзены, состоящие из макроскопически неразличимых кварца, слюды, топаза, флюорита с вкрапленностью касситерита и сульфидов. По внешнему виду измененные породы характеризуются несколько более светлой окраской. Жилы имеют довольно правильную форму и резкие контакты и мощность, редко превышающую 1 м. При пересечении даек плагиогранит-порфиров и других жильных пород, встречающихся на месторождении монолитные жилы разветвляются на серии тонких прожилков [31].

Касситерит-топазовые жилы имеют нередко сложное полосчатое (рис. 44) и брекчиевидное строение, обусловленное формированием их в три главные стадии. В связи с этим преобладающие минералы — кварц, топаз, циннвальдит, флюорит, касситерит и сульфиды (галенит и др.) — образуют три парагенетические ассоциации минералов, отличаясь соответствующими типоморфными особенностями. Минералы первой ассоциации преобладают и слагают участки сплошного массивного кварца (обычно в раздувах жил) или топаза (в пережимах), иногда с оторочками вдоль

контактов жил. Минералы второй ассоциации образуют грейзеноподобные агрегаты кварца, топаза, циннвальдита и других минералов, протягивающихся полосами среди минералов первой генерации. Местами обломки последних цементируются грейзеноподобным агрегатом с образованием брекчиевидных текстур (рис. 45).

Обе текстуры — полосчатая и брекчиевидная свидетельствуют о повторном проникновении рудоносных растворов. В участках жил, где они пересекают дайки плагиогранит-порфира, развивается третья ассоциация этих же минералов в виде многочисленных неправильных прожилков, содержащих дополнительно полевые шпаты (микроклин и альбит) и пересекающих агрегаты минералов первой и второй ассоциаций.

Дадим характеристику главных минералов в порядке их количественного развития.

Кварц. Преобладает кварц первой генерации, слагающий осевые части жил, от которого отходят кварцевые апофизы, пересекающие топазовые оторочки и выходящие в околожиль­ные породы (см. рис. 45); реже он образует самостоятельные оторочки или мелкие вытянутые выделения в топазовых оторочках. Кварц I в сплошных агрегатах сливной или крупнозерни­стый, темно-серый, иногда молочно-белый; часто разбит трещи­нами, обычно заполненными позднее выделившимися минералами. Содержит много газово-жидких включений.

Кварц второй генерации входит в состав более поздних грей-зеноподобных агрегатов, пересекающих кварц I. Он также окаймляет и цементирует обломки последнего. Отличается меньшими размерами зерен и более светлой окраской, характеризу­ется меньшей трещиноватостью.

Кварц третьей генерации образует вместе с микроклином, альбитом и другими поздними минералами тонкие прожилки, пересекающие минералы первой и второй генерации и выходящие в околожильные породы. Он мелкозернистый, имеет «свежий» вид.

Топаз — очень важный и интересный жильный минерал месторождения. Топаз первой генерации развивается, как правило, в виде крупных пластинчатых выделений, имеющих лучистое, розеточное строение. Длина отдельных пластинок колеблется от 0,5 до 1 —1,5 см, достигая местами 5—7 см; ширина их увеличивается от центра розеток к периферии. Топаз I непрозрачный, белый, иногда с голубоватым оттенком, местами он соломенно-желтый. Сильно трещиноват или даже раздроблен. Внешне похож на пластинчатый альбит (клевеландит). Чаще всего топаз I образует приконтактовые оторочки с отчетливыми границами шириной обычно 2-3 см. Реже наблюдается в осевых частях жил в виде полос или скоплений розеток, которые обычно веерообразно нарастают на крупные выделения кварца I или заполняют промежутки между ними.

Взаимоотношения топаза I и кварца I довольно сложные. Вначале непосредственно на контакте отлагались либо крупнозернистый кварц I, либо топаз I. Далее, после образования топазовых оторочек, в осевой части жил происходило отложение главной массы кварца. На фоне почти непрерывной кристаллизации кварца выделялись топазовые полосы и розетковые скопления с ответвлениями, секущими зерна кварца. В свою очередь скопления топазовых розеток пересекаются прожилками позднее выделившегося кварца.

Топаз второй генерации, входящий в состав грейзеноподоб-ных циннвальдит-топаз-кварцевых агрегатов, по внешнему виду очень похож на топаз I, отличаясь только меньшими размерами выделений и более «свежим» их видом. Характерным для него является более тесная связь с кварцем и галенитом. В подавляющем большинстве случаев кварц II отлагался явно позднее топаза II, нередко пересекая зерна и скопления последнего.

Топаз третьей генерации встречается в виде изолированных небольших, иногда округлых зерен, рассеянных среди полевых шпатов. Выделялся, как правило, раньше других минералов третьей ассоциации.

Циннвальдит первой генерации крупно- и среднечешуйчатый, I светло-коричневый, образует оторочки шириной 1—3 см, нарастающие на топазовые оторочки или непосредственно на контакты жил. Сноповидные и веерообразные скопления его наблюдаются в кварце осевых частей жил. По внешнему виду похож на мусковит, отличается содержанием окиси железа (около 7%) и окиси лития (примерно 3%).

Более распространенный мелкочешуйчатый циннвальдит второй генерации является главным минералом грейзеноподобных агрегатов. В незначительных количествах в поздних полевошпатовых прожилках встречается еще более мелкочешуйчатый серебристо-серый циннвальдит третьей генерации.

Во всех случаях можно предполагать, что циннвальдит выделялся позднее топаза и касситерита, одновременно с кварцем или позднее главной его массы.

Флюорит пользуется значительным распространением. Срав­нительно редко встречается флюорит первой генерации, кото­рый образует бледно-зеленые или фиолетовые зерна, замещающие топаз. Отложение его происходило в самом конце первой стадии формирования жил. Наиболее широко развит темно-фиолетовый флюорит II, входящий в состав топаз-циннвальдитовых агрегатов. По времени выделения также является одним из самых последних среди минералов второй ассоциации. Довольно распространен флюорит III, образующий тонкие, толщиной 1—2 мм, прожилки, которые пересекают все ранее выделившиеся минералы, и встречающийся в полевошпатовых прожилках.

Касситерит I— главный рудный минерал в жилах месторождения. Касситерит I представлен довольно крупными, около 2—4 см в поперечнике, изометричными или вытянутыми зернами черной, реже темно-бурой окраски, без блеска. Чаще всего касситерит наблюдается в топазовых оторочках в срастании с розетками топаза (рис. 46).

Более редко он встречается в осевых частях жил, опять-таки в тесной ассоциации с топазом. По времени выделения он близок к последнему, но явно предшест вует главной массе кварца, циннвальдита и флюорита.

Касситерит II, приуроченный к грейзеноподобным агрегатам, образует равномерную вкрапленность мелких зерен (от десятых долей миллиметра до 0,5 см) более темного цвета, чем касситерит I.

Касситерит III, похожий по внешним признакам и оптическим свойствам на касситерит I и II, изредка встречается в полевошпатовых участках жил или местами образует своеобразные цепочковидные каймы вокруг зерен топаза I.

Галенит — из сульфидов наиболее распространенный и интересный минерал. Галенит I очень редок и встречается в виде обособленных выделений в кварце I. Наиболее развит галенит II, образующий многочисленные выделения около 0,5 см в поперечнике

или крупные, примерно 5 см скопления, мономинеральные или в ассоциации с другими сульфидами. По времени выделения — это один из самых поздних среди минералов второй ассоциации. Галенит III образует рассеянную вкрапленность или довольно крупные скопления в микроклине и альбите.

Типоморфными минералами описанных оловорудных жил являются класситерит, топаз и циннвальдит.

Выделение главных минералов в касситерит-топазовых жилах происходило на всех трех стадиях минералообразования, но количественные соотношения их различны. Разные генерации одного и того же минерала отличаются количественным развитием и различными типоморфными особенностями

Вольфрамит-молибденитовая ассоциация в вольфрам- и молибденорудных жилах

Рудные жилы одного из месторождений залегают в кварцевых порфирах, гранодиоритах и в сланцево-эффузивных породах. Околожильные изменения первых двух пород заключаются в грейзенизации, сланцево-эффузивные породы серицитизиро-ваны.

Выделяются четыре типа жил: 1) кварц-полевошпатовые; 2) гюбнерит-кварцевые; 3) карбонатные (родохрозитовые) и 4) жилы роговикового кварца.

Кварц-полевошпатовые жилы, залегающие в кварцевых порфирах, сложены ортоклазом и кварцем с вкрапленностью гюб-нерита и молибденита. Нередко жилы имеют зональное строение. Центральная зона их сложена сплошным серым или слегка дымчатым кварцем, остальная часть — крупнозернистым ортоклазом, переходящим в призальбандовых частях в мелкозернистый. Гюбнерит вкраплен в кварц или приурочен к переходам от крупнозернистого ортоклаза к мелкозернистому. Молибденит пронизывает и замещает полевой шпат. В последнем часто встречается триплит (Мп, Ғе)₂(Р0₄)2Ғ.

Гюбнерит-кварцевые жилы наиболее распространены на месторождении. Они сложены сливным серым кварцем с включениями мелких кристаллов и гнездами гюбнерита. Часто в жилах кварц становится гребенчатым, в нем появляются пирит, галенит, тетраэдрит и флюорит; вдоль контактов развиваются оторочки зеленоватой слюды серицит-жильбертитового типа.

Родохрозитовые жилы, залегающие в сланцах, имеют сложное полосчатое строение, обусловленное многократным чередованием полос, состоящих из сульфидов, кварца и родохрозита. В самом простом случае призальбандовые части сложены родохрозитом, центральная часть — кварцем. В последней концентрируется вкрапленность пирита и в меньших количествах — халькопирита, галенита и сфалерита. На некоторых участках развивается в больших количествах флюорит, сопровождающийся крупными выделениями пирита. Родохрозит, в сплошных полосах крупнозернистый, сопровождается замещающими его включениями кварца, мелкими кристаллами гюбнерита, редко голубого берилла и еще реже сульфидами. В сплошном кварце иногда наблюдаются крупные, около 15 см, ромбоэдрической формы выделения родохрозита.

Жилы роговикового кварца широко распространены на месторождении, часто в виде прожилков сопровождают обычные гюбнерит-кварцевые жилы, следуя параллельно им, иногда пересекая их. Кварц халцедоновидный, полосчатый с роговиковой структурой, серый, ближе к контактам темный от переполняющих его мелких включений пирита. Местами содержит вкрап­ленность мельчайших тонкопластинчатых кристаллов вольфрамита, хорошо различимых под микроскопом. Кроме этого, наблюдается вкрапленность октаэдрических кристаллов флюорита зеленой, реже фиолетовой окраски.

Отмеченные четыре типа жил сопровождаются многочисленными тонкими прожилками разнообразного минерального состава: молибденитовыми, гюбнеритовыми, флюорит-сульфидными, родохрозитовыми и др.

Минеральный состав молибденитовых и вольфрамитовых жил: главные — кварц, ортоклаз, родохрозит, молибденит, вольфрамит, пирит; второстепенные — флюорит, триплит, халькопирит, галенит, сфалерит.

Отметим типоморфные особенности наиболее интересных минералов.

Молибденит концентрируется в более высокотемпературных кварц-полевошпатовых жилах и в сопровождающих их грейзенах. В основном он мелкочешуйчатый, рассеянный и не образует, как обычно, характерных оторочек.

Флюорит широко развивается в жилах и грейзенах после появления жильбертита. Наиболее высокотемпературный флюорит в полевошпатовых жилах и грейзенах отличается розовым и розовато-фиолетовым оттенками. Флюорит в тонких прожилках разного состава и в измененных сланцах около родохрози-товых жил имеет яркую фиолетовую окраску; флюорит в родохрозитовых жилах бесцветный, в жилах роговикового кварца зеленый и частично фиолетовый. Редко образует кристаллы: кубические — в кварцевых жилах, октаэдрические — в жилах роговикового кварца.

Родохрозит встречается только в кварц-родохрозитовых жилах с сульфидами, флюоритом и гюбнеритом, залегающих в сланцах. Как правило, он сплошной, крупнозернистый; изредка, в пустотах, образует мелкие ромбоэдрические кристаллы вместе с кристаллами кварца, окраска его яркая розовая до розово-красной.

Триплит — редкая почти безжелезистая разность фосфата марганца красновато-розовой окраски, приурочен к кварц-полевошпатовым жилам. Он заполняет промежутки между ранее образовавшимися выделениями полевого шпата и кварца.

Гюбнерит — главный рудный минерал, широко распространенный в жилах различного минерального состава. Особенно интересно нахождение его в родохрозитовых жилах с кварцем, флюоритом и сульфидами, а также в жилах роговикового кварца, в виде тонкопластинчатых кристаллов, игольчатых на поперечном изломе. В массе своей гюбнерит крупнозернистый. Отдельные, обычно плохо образованные, его кристаллы могут достигать длины 20 см. Окраска темно-бурая и красновато-бурая, но в порошке светло-желтая. При увеличении содержания железа, например в гюбнерите грейзенов и жил роговикового кварца, порошок его становится более темным — бурым.

Таким образом, в вольфрам- и молибденорудных жилах можно выделить четыре минеральные ассоциации:

1. ортоклаз, кварц, молибденит, триплит;

2. кварц, флюорит, гюбнерит I и др.;

3. кварц, родохрозит, сульфиды (пирит, халькопирит и др.);

4. халцедон, флюорит, пирит, гюбнерит II.

Типоморфные минералы: молибденит, вольфрамит, а также родохрозит, триплит.

Н. А. Смольянинов выделил пять этапов в развитии рудного процесса на месторождении: кварц-полевошпатовый, кварц-вольфрамитовый, карбонатный, 'сульфидный и халцедоновый. Свои соображения он иллюстрировал оригинальной диаграммой(рис. 47). В нижней половине диаграммы дана проекция основного состава жил, отвечающего разным этапам процесса. Над верхней чертой указаны минералы измененных боковых пород. Для каждого этапа отмечены типоморфные элементы и минералы.

Рис. 47. Схема развития рудного процесса на вольфрамитовом месторождении (по Н. А. Смольянинову)