Типохимические особенности темных слюд из кальцит-нефелин-полевошпатовых пегматитов Ильменогорского щелочного массива (Южный Урал)

Полный текст

Введение

Ильмено-вишневогорский щелочной комплекс является наиболее изученным геолого-минералогическим объектом и относится к карбонатит-миаскитовой формации (Левин и др., 1978). Однако в отличие от слюд гранитных пегматитов слюды щелочных пегматитов комплекса систематически не исследовались (Белогуб и др., 2016). Аннит является как породообразующим, так и акцессорным минералом нефелиновых сиенитов и их пегматитов (Постоева, 1949; Левин, 1974; Левин и др., 1997). Слюда ассоциирует с калинатровым полевым шпатом, нефелином и плагиоклазом. В составе аннита отмечается высокое содержание TiO₂ (3– 5 мас. %) и изменение общей железистости (F_общ) в пределах 0.64–0.78 (Левин, 1974; Макагонов, Миронов, 2005). Слюда аннит-флогопитового ряда распространена в породах Центральной щелочной полосы комплекса: флогопит с железистостью 0.33–0.53 отмечается в меланократовых карбонатно-силикатных породах, аннит (F_общ 0.58–0.65) – в брекчиевидных карбонатитах с порфировидным флогопитом (F_общ 0.48–0.53) среди нефелин-полевошпатовых мигматитов и полевошпатовых пород (Левин и др., 1997). Ранее было установлено, что общая глиноземистость слюды в парагенезисе с полевым шпатом и нефелином снижается при возрастании щелочности минералообразующих растворов (Перчук, 1970). Кроме этого, в процессе возрастания щелочности пород в комплексе общая железистость и титанистость слюды аннит-флогопитового ряда также возрастают (Левин, 1974; Белковская, Белковский, 2001). Более железистые и глиноземистые слюды щелочных пород и карбонатитов ильмено-вишневогорского комплекса имеют более высокую температуру образования (Недосекова и др., 2009). Особенности состава слюды нередко используют для определения условий ее формирования. Распределение алюминия по позициям в структуре минерала является одним из таких показателей, где количество октаэдрического алюминия (Al^VI) зависит от внешних условий. В миаскитах и пегматитах в условиях высокой щелочности с повышением давления воды и снижением температуры в структуре аннита происходит уменьшение глиноземистости (Х_Al^VI) (Левин, Кутепова, 1974).

Слюда сидерофиллит-истонитового ряда крайне редко встречается в пределах комплекса. Проявления сидерофиллита связаны с корундсодержащими высокоглиноземистыми щелочными породами (сиенитами, миаскитовыми пегматитами) (Постоева, 1949; Рассомахин и др., 2020). Истонит до настоящего времени в ильмено-вишневогорском щелочном комплексе не наблюдался (Кобяшев и др., 2000).

Целью исследования является изучение типохимических особенностей слюд в кальцит-нефелин-полевошпатовых пегматитах и установление связи их состава с образованием пегматита. Применение рамановской спектроскопии позволило определить влияние изоморфного замещения Fe ↔ Mg в слюдах на спектры комбинационного рассеяния.

Геологическое положение объекта исследования и характеристика слюд

Ильменогорский миаскитовый массив входит в состав ильмено-вишневогорского карбонатит-миаскитового комплекса. Подробное геологическое строение массива и комплекса дано в работах (Левин, 1974), (Левин и др., 1997). В комплексе широко распространены пегматиты щелочного (сиенитового, миаскитового) и гранитного состава. По составу основных минералов среди миаскитовых пегматитов выделяют следующие типы: нефелин-полевошпатовые, нефелин-канкринит-полевошпатовые и кальцит-нефелин-полевошпатовые (Попов, Попова, 2006). В прошлом веке миаскитовые пегматиты комплекса разрабатывались на ильменит, Nb-содержащий рутил, циркон, пирохлор и нефелин. Кальцит-нефелин-полевошпатовые пегматиты незначительно распространены внутри Ильменогорского массива и, в основном, приурочены к его южному (копи №№ 3, 6, 125) и восточному (копи №№ 16, 190, 154) эндоконтактам (рис. 1).

Рис. 1. Геологическая схема ильменогорского комплекса, по (Ленных, Вализер, 2006) с упрощениями.

1 – слабо метаморфизованные осадочно-вулканогенные породы (D₂–C₁); 2 – вулканогенно-осадочные метаморфизованные породы – сланцы, плагиогнейсы, амфиболиты, графитистые кварциты cаитовской серии (PZ₁–S?); 3 – амфиболиты, парагнейсы, графитовые кварциты ильменской серии (RF–PZ₁); 4 – биотитовые и гранат-биотитовые гнейсы, кварциты, мигматиты по диорито-гнейсам, амфиболитам селянкинской серии (AR–PR₁); 5 – граниты; 6 – габбро; 7 – пироксениты (а), метагарцбургиты и метадуниты (б); 8 – нерасчлененные метагипербазиты; 9 – нефелиновые сиениты (миаскиты и др.) (а), сиениты (б); 10 – фениты (а), карбонатиты (б); 11 – зоны серпентинитового меланжа (а), зоны бластомилонитов разных уровней метаморфизма (б); 12 – надвиги; 13 – разломы и другие тектонические контакты (а), зоны сдвигов (б); 14 – точки расположения кальцит-нефелин-полевошпатовых жил, рядом номер копи.

Fig. 1. Schematic geological map of the Ilmenogorsky complex, simplified after (Lennykh, Valizer, 2006).

1 – Middle Devonian–Lower Carboniferous weakly metamorphosed sedimentary-volcanic rocks; 2 – Lower Paleozoic–Silurian (?) metamorphosed volcanosedimentary rocks – schist, plagiogneiss, amphibolite and graphite quartzite of the Saitovo Group; 3 – Riphean–Lower Paleozoic (?) amphibolite, paragneiss and graphite quartzite of the Ilmeny Group; 4 – Archean to Lower Proterozoic biotite and garnet-biotite gneiss, quartzite and migmatite after diorite gneiss and amphibolite of the Selyankino Group; 5 – granite; 6 – gabbro; 7 – pyroxenite (а), metaharzburgite and metadunite (б); 8 – unspecified metaultramafic rocks; 9 – nepheline syenite (miaskite, etc.) (а), syenite (б); 10 – fenite (а), carbonatite (б); 11 – zones of serpentinite mélange (а), zones of blastomylonites of different degree of metamorphism (б); 12 – thrusts; 13 – faults and other tectonic contacts (а), shear zones (б); 14 – location of calcite-nepheline-feldspar veins with mine numbers.

Исследованные кальцит-нефелин-полевошпатовые пегматиты находятся в юго-западной (55°01′56.5″ с.ш., 60°08′14.9″ в.д., копь № 125) и восточной (55°04′13.0″ с.ш., 60°11′45.4″ в.д., копь № 16) частях Ильменогорского массива. Вмещающие породы представлены биотитовыми миаскитами и гастингсит-аннитовыми сиенитами. Пегматитовые жилы отличаются по своему залеганию и строению. На юго-западе Ильменогорского массива пегматитовая жила копи № 125 залегает согласно с вмещающими породами, простирание жилы 310–320°, падение юго-западное под углом 60°. Мощность жилы 1.3 м. Биотитовый миаскит на контакте с жилой метасоматически изменен с образованием лейкократовой полевошпатовой породы. Для пегматитовой жилы характерно асимметричное зональное строение: со стороны висячего бока расположен мономинеральный нефелиновый пегматит с ильменитом, со стороны лежачего – мелкозернистый микроклин, к центру жилы сменяющейся порфировидным кальцит-полевошпатовым агрегатом с незначительным количеством нефелина (2–3 %). Пегматит относится к жиле выполнения, в которой количество кальцита увеличивается постепенно от края к центру жилы, и в центральной части образовалась мономинеральная кальцитовая зона. На границе пегматита с вмещающей породой в лежачем боку наблюдаются трещины растворения с друзовыми кристаллами ортоклаз-криптопертита, ильменита, темной слюды и кальцита.

Аннит является второстепенным минералом, расположен равномерно в пространстве пегматитовой жилы копи № 125 и концентрируется на периферии ильменитовых рудных агрегатов и в краевой части кальцитовой зоны. Слюда образует средние и крупные пластинки от серо-коричневого до желто-коричневого цвета, ассоциирует с ортоклазом, нефелином, кальцитом и ильменитом. В кальцит-нефелин-полевошпатовом пегматите развиты вторичные минералы: альбит, канкринит, содалит, аннит второй генерации, пирит, стрональсит, мусковит, цеолиты и гидроксиды алюминия (бемит, гиббсит) (Чередниченко, 2020). Поздний аннит серо-темно-зеленого цвета встречается в ассоциации с альбитом, канкринитом, содалитом, пиритом и магнетитом (рис. 2а, б). Слюда сидерофиллит-истонитового ряда наблюдается в краевых частях пегматитовой жилы и связана с поздним гидротермальным процессом. Сидерофиллит коричневого и красно-коричневого цвета с размером пластинок до 0.1 мм встречен по трещинам в нефелиновом пегматите висячего бока жилы в парагенезисе с флюорит-кальцитовыми образованиями (рис. 2б) (Чередниченко, 2020). Барийсодержащие сидерофиллит и истонит отмечаются по трещинам и в полостях Mn-содержащих ильменитовых агрегатов (MnO 6–8 мас. %) в парагенезисе с бадделеитом, минералами группы пирохлора и магнетитом. Мелкие пластинки Ва-содержащего истонита размером 0.1 мм с периферии частично замещены Ва-содержащим сидерофиллитом и баритом (рис. 2г).

Рис. 2. Поздние минеральные ассоциации в кальцит-нефелин-полевошпатовых пегматитах: а – замещение кристалла ортоклаза (Or) альбитом (Ab), барийсодержащим калиевым полевым шпатом (Ba-KFsp), аннитом II (Ann II), пиритом (Py), магнетитом (Mag) и баритом (Brt); б – аннит II и сросток сидерофиллита (Sid), кальцита (Cal), флюорита, пирротина (Pyh) в канкринитовой жилке (Ccn) нефелинового пегматита (Nph); в – истонит I и II (Eas) в ассоциации с магнетитом и рутилом (Rt) в ильменитовом агрегате (Ilm); г – Ва-содержащий истонит (Ba-Eas), Ва-содержащий сидерофиллит (Ba-Sid), фторкальциопирохлор (Fcpcl), бадделеит (Bdy), магнетит, натролит (Ntr) и колумбит-(Mn) (Clb-Mn) в полости Mn-содержащего ильменитового желвака.

Фото а, б, г – копь № 125; а, г – фото в обратно-рассеянных электронах; б – отраженный свет без анализатора; в – копь № 16, отраженный свет с анализатором.

Fig. 2. Late mineral assemblages in calcite-nepheline-feldspar pegmatites: a – replacement of orthoclase crystal (Or) by albite (Ab), Ba-bearing potassium feldspar (Ba-KFsp), annite II (Ann II), pyrite (Py), magnetite (Mag ) and barite (Brt); б – annite II and intergrowth of siderophyllite (Sid), calcite (Cal), fluorite and pyrrhotite (Pyh) in a cancrinite vein (Ccn) of nepheline pegmatite (Nph); в – eastonite I and II (Eas) in assemblage with magnetite and rutile (Rt) in ilmenite aggregate (Ilm); г – Ba-bearing eastonite (Ba-Eas), Ba-bearing siderophyllite (Ba-Sid), fluorcalciopyrochlore (Fcpcl), baddeleyite (Bdy), magnetite, natrolite (Ntr) and columbite-(Mn) (Clb-Mn) in cavity of Mn-bearing ilmenite nodule.

Photos а, б, г – mine no. 125; а, г – BSE image; б – reflected light, ׀׀ nicols; в – mine no. 16, reflected light, + nicols.

В восточной части Ильменогорского массива пегматитовые жилы копи № 16 залегают субмеридионально согласно с вмещающими породами и расположены кулисообразно. Форма их линзовидная, мощность 1–2 м. Исследована одна из жил с падением на восток под углом 60–65°. Жила сложена недифференцированным нефелин-полевошпатовым пегматитом и слоем слюдита мощностью 0.05 м в восточном зальбанде. Кальцит неравномернозернистый залегает в центральной части жилы в виде линз мощностью до 0.6 м и имеет резкие границы с пегматитом. Слюда аннит-флогопитового ряда является второстепенным минералом, равномерно распределена в нефелин-полевошпатовой породе и в кальцитовых линзах. Цвет слюды в тонких пластинках варьирует от зелено- и серо-коричневого в анните до светло-желто-коричневого во флогопите. В срастании с ильменитовыми агрегатами слюда аннит-флогопитового состава нередко выветрена, имеет более светлую окраску. Мелкие выделения истонита по трещинам в ильменитовом агрегате (MnO 3–4 мас. %) в ассоциации с магнетитом, Nb-содержащем рутилом (Nb₂O₅ 2.6–17.5 мас. %) и фторнатропирохлором отмечены в эндоконтакте пегматитовой жилы (рис. 2в).

Материалы и методы исследования

Для исследования отобраны штуфные пробы из разных зон пегматитовых жил №№ 16 и 125. Аналитические исследования проведены в Институте минералогии Южно-Уральского федерального научного центра минералогии и геоэкологии УрО РАН (г. Миасс). Химический состав минералов изучен на сканирующих электронных микроскопах (СЭМ) РЭММА-202М, оснащенном энергодисперсионным спектрометром (ЭДС) LZ-5 Link и Si-Li-детектором (аналитик В.А. Котляров) при ускоряющем напряжении 20 кВ, токе зонда 0.3 нA и диаметре зонда 2–3 мкм, и Tescan Vega3 SBU с ЭДC Oxford Instruments X-act (аналитик И.А. Блинов). Для количественного анализа использованы эталоны MINM-25-53 фирм «ASTIMEX Scientific Limited» (стандарт № 01–044) и «Microanalysis Consultants Ltd.» (стандарт № 1362). Выполнено около ста анализов слюд, которые пересчитаны на сумму положительных зарядов, равную 22 в кристаллохимической формуле минерала. Коэффициенты общей железистости (F_общ) и глиноземистости (Х_Al) слюд рассчитаны по формулам: F_общ = (Fe²⁺ + Fe³⁺)/(Fe²⁺ + Fe³⁺ + Mg), Х_Al = Al/(Al + Si + Fe + Mg + Mn + Ti).

Часть минералов, проанализированных на СЭМ, исследованы в тех же точках методом спектроскопии комбинационного рассеяния (КР). Спектры КР минералов регистрировались на рамановском спектрометре Horiba Jobin Yvon HR 320, оборудованном стандартным He-Ne лазером (P_max – 20 мВт, λ = 632.8 нм, красный цвет). Спектры снимались в диапазоне 100–2000 см^-1 и были получены в результате сложения 10 промежуточных спектров со временем накопления 20 секунд. Проводились процедуры вычитания фона и сглаживания (аналитик С.М. Лебедева).

Типохимические особенности темных слюд

Аннит определен в кальцит-нефелин-полевошпатовой пегматитовой жиле копи № 125. Установлены его две генерации: ранняя (I) и поздняя (II). Химический состав аннита I относительно постоянен, характеризуется низкой степенью железистости и глиноземистостью (F_общ 0.67–0.73, Al^VI до 0.11 к.а.ф.), высоким содержанием TiO₂ 3.8– 5.6 мас. % (табл. 1, ан. 1). Более магнезиальный аннит срастается с ильменитом (F_общ 0.58–0.63, TiO₂ 3.77– 4.70 мас. %.). В анните I увеличивается железистость и глиноземистость от нефелин-полевошпатовой зоны к кальцитовой (F_общ 0.67–0.70 → 0.70–0.73, Х_Al 0.20 → 0.21). Аннит II, развитый в местах замещения калиевого полевого шпата и нефелина (рис. 2а, б), имеет большую железистость (F_общ 0.97–1.00) и глиноземистость (ортоклаз – Х_Al 0.22, Al^VI 0.08–0.14 к.а.ф., нефелин – Х_Al 0.28, Al^VI 0.37–0.40 к.а.ф.) и меньшее содержание TiO₂ (до 1.5 мас. %) (табл. 1, ан. 2, 3). Кроме этого, аннит II в нефелине содержит MnO (1.13–1.62 мас. %) и замещается мусковитом, при этом в составе слюды увеличивается количество Al^VI до 0.65 к.а.ф. и уменьшается – F_общ (до 0.77–0.83) и TiO₂ (до 0.01–0.17 мас. %).

Таблица 1. Химический состав слюд аннит-флогопитового ряда из кальцит-нефелин-полевошпатовых пегматитов

Table 1. Chemical composition of micas of the annite-phlogopite series from calcite-nepheline-feldspar pegmatites

Примечание. 1–3 – аннит из копи № 125: 2 – в парагенезисе с альбитом (проба 125–2b, 24291f); 3 – в парагенезисе с канкринитом (проба 125–5а, 24264k); 4 – аннит из копи № 16; 5, 6 – флогопит из кальцитовой зоны, копь № 16: 5 – в т. ч. СаO 0.38 мас. %, Ca²⁺ 0.03 к.а.ф. (проба 16–60); 6 – в т. ч. СаO 0.81 мас. %, Ca²⁺ 0.06 к.а.ф. (проба 16–57). Здесь и далее, n – количество анализов; прочерк – не обнаружено.

Note. 1–3 – annite from mine № 125: 2 – annite in assemblage with albite (sample 125–2b, 24291f); 3 – annite in assemblage with cancrinite (sample 125–5a, 24264k); 4 – annite from mine № 16; 5, 6 – phlogopite from calcite zone, mine № 16: 5, 6 – analyses include 0.38 wt. % CaO, Ca²⁺ 0.03 f.u. (sample 16–60) and 0.81 wt %. CaO, Ca²⁺ 0.06 f.u. (sample 16–57) (6). Hereinafter, n – the number of analyses; dash – not detected.

Слюда аннит-флогопитового состава определена в пегматитовой жиле копи № 16 и во вмещающем сиените. В составе аннита отмечаются низкие содержания FeO (21.37–24.77 мас. %) и высокие – MgO (8.05–9.13 мас. %), железистость составляет 0.57–0.63, содержание TiO₂ – 3.68–4.80 мас. % при максимальном значении 6.00 мас. % (табл. 1, ан. 4). Значение Al^VI в анните изменяется до 0.11 к.а.ф., тогда как в выветрелых разностях оно варьирует от 0.12 до 0.23 к.а.ф. Аннит (F_общ 0.60–0.69) из вмещающего сиенита содержит низкие концентрации TiO₂ (1.96–2.84 мас. %). Более магнезиальный аннит (F_общ 0.52–0.57, TiO₂ 2.56–3.07 мас. %) ассоциирует с ильменитом, располагаясь на периферии рудного агрегата. В составе слюды увеличивается содержание MgO к краям пластинок и пегматитовой жилы. В результате в срастании с ильменитом на краю пегматита образуется флогопит с железистостью 0.32–0.45, который встречается и по трещинам в ильмените. Флогопит-ильменитовые образования отличаются высоким содержанием Al в октаэдрической позиции слюды: Al^VI 0.15–0.42 к.а.ф.

Флогопит (TiO₂ 3.21–4.25 мас. %, Х_Al 0.18–0.19) установлен в кальцитовой зоне пегматитовой жилы № 16. В его составе количество железа уменьшается к центру зоны (F_общ 0.50–0.52 → 0.45–0.48, табл. 1, ан. 5). На выклинивании кальцитовых линз флогопит имеет минимальное содержания F_общ (0.34–0.41) и TiO₂ (1.75–2.55 мас. %) (табл. 1, ан. 6).

Сидерофиллит в нефелиновой зоне пегматита копи № 125 отличается низкими содержаниями SiO₂ (29.00–30.21 мас. %) и Al₂O₃ (13.81–17.91 мас. %, Al^VI 0.04–0.24 к.а.ф.), высокими – FeO (32.94–35.70 мас. %, Fe³⁺ 0.59–0.72 к.а.ф., F_общ 0.93–0.94) и TiO₂ (2.77–4.52 мас. %) (табл. 2, ан. 1). Данные характеристики состава позволяют отнести изученный минерал к железистому сидерофиллиту (Fe³⁺ > 0.5 к.а.ф.).

Таблица 2. Химический состав слюд сидерофиллит-истонитового ряда из кальцит-нефелин-полевошпатовых пегматитов

Table 2. Chemical composition of micas of the siderophyllite-eastonite series from calcite-nepheline-feldspar pegmatites

Примечание. 1 – железистый сидерофиллит (проба 125–5а); 2 – Ва-содержащий сидерофиллит (125–5, 125–21); 3 – истонит I (16–63, 28115j); 4 – истонит II (16–63); 5 – Ва-содержащий истонит (125–21, 28117b). Прочерк – не определено.

Note. 1 – ferruginous siderophyllite (sample 125–5a); 2 – Ba-bearing siderophyllite (samples 125–5, 125–21); 3 – eastonite I (sample 16–63, 28115j); 4 – eastonite II (sample 16–63); 5 – Ba-bearing eastonite (sample 125–21, 28117b). Dash – not determined.

Истонит – поздний минерал в ильмените пегматитовой жилы копи № 16. Определены его две генерации (рис. 2в). Истонит I (табл. 2, ан. 3) образовался при замещении флогопита магнетитом, когда из состава флогопита был частично вынесен Si и произошел привнос Fe с Ti. Истонит II (табл. 2, ан. 4) развился в ильмените после магнетита в ассоциации с Nb-содержащим рутилом. Обе разновидности истонита содержат высокую концентрацию FeO (15–17 мас. %, F_общ 0.35–0.48).

Бариевые разновидности слюды сидерофиллит-истонитового ряда встречены в ильменитовых агрегатах нефелиновой зоны пегматита копи № 125. Барийсодержащий сидерофиллит (ВаО 1– 2 мас. %, табл. 2, ан. 2) – наиболее глиноземистый (Al₂O₃ 24.91–28.09 мас. %, Al^VI 0.65–0.71 к.а.ф.) и магнезиальный (FeO 19.60–23.72 мас. %, F_общ 0.58–0.71) по сравнению с железистым сидерофиллитом. Барийсодержащий истонит (ВаО 6.25– 7.77 мас. %, табл. 2, ан. 5, рис. 2г) по периферии частично замещен Ва-содержащим сидерофиллитом. Особенности состава слюды сидерофиллита-истонитового ряда связаны с проявлением в ней гетеровалентного изоморфизма в октаэдрической координации: Ti⁴⁺ + 2Fe²⁺ ↔ 2Al³⁺ + Mg²⁺.

Спектроскопия комбинационного рассеяния

КР спектры изученных темных слюд характеризуются широкими полосами разной интенсивности в области 500–700 см^-1, обусловленными деформационными колебаниями Si–O–Si, включая мостиковый кислород (рис. 3). Сильная полоса в диапазоне 100–200 см^-1 характеризуется трансляционными колебаниями решетки. В КР спектрах отмечается смещение полос влево с увеличением количества железа в составе флогопита, аннита и сидерофиллита. У слюд из жилы № 16 волновые числа характерных полос уменьшаются от флогопита (F_общ 0.34–0.35, рис. 3, спектр 4) к анниту (F_общ 0.60): 192–190 → 186 см^-1, 680–676 → 674 см^-1 и 1023–1021 → 1019 см^-1. У аннита I из жилы № 125 с увеличением железистости от 0.72 до 0.73 полосы в спектре также сдвинуты влево 184 → 183 см^-1, 678 → 670 см^-1 (рис. 3, спектр 3). Высокожелезистый аннит II (F_общ 0.97–0.98) имеет сильную полосу 177–184 см^-1 и широкие слабые полосы в областях 531–539 см^-1, 631–636 см^-1 (рис. 3, спектр 2). В КР спектрах аннита II c высоким содержанием железа (FeO 34.94–41.08 мас. %; F_общ 0.99) проявлена широкая полоса 531 см^-1 и решеточные колебания в области 120 см^-1.

Рис. 3. КР спектры слюд из кальцит-нефелин-полевошпатовых пегматитов.

1 – железистый сидерофиллит; 2 – аннит II (F_общ 0.98); 3 – аннит I (F_общ 0.72); 4 – флогопит (F_общ 0.34); 5 – Ba-содержащий истонит; 6 – Ba-содержащий сидерофиллит.

Fig. 3. Raman spectra of micas from calcite-nepheline-feldspar pegmatites.

1 – ferruginous siderophyllite; 2 – annite II (F_tot 0.98); 3 – annite I (F_tot 0.72); 4 – phlogopite (F_tot 0.34); 5 – Ba-bearing eastonite; 6 – Ba-bearing siderophyllite.

Сильная полоса в КР спектре железистого сидерофиллита (F_общ 0.93) 180 см^-1 смещена в сторону более низких волновых чисел по сравнению с Ва-содержащим минералом (F_общ 0.71), 194–195 см^-1 (рис. 3, спектры 1, 6). Кроме этого, у железистого сидерофиллита проявилась слабая полоса в области 532 см^-1, у Ва-содержащего минерала – средняя полоса в области 642–644 см^-1. В КР спектре Ва-содержащего истонита (F_общ 0.49) выражены средней интенсивности две широкие полосы 159 см^-1 и 544 см^-1 и слабой интенсивности – полосы 646 см^-1 и 781 см^-1 (рис. 3, спектр 5).

Таким образом, применение рамановской спектроскопии подтвердило зависимость смещения полос в КР спектрах темных слюд от величины общей железистости, установленную ранее (Wang et al., 2015).

Обсуждение результатов

Исследование кальцит-нефелин-полевошпатовых пегматитов Ильменогорского миаскитового массива выявило различный состав темных слюд: аннит с более высоким содержанием железа развит в жиле № 125 (F_общ 0.67–0.73), менее железистый аннит (F_общ 0.52–0.63) и флогопит (F_общ 0.32–0.50) – в жиле № 16. Предполагается, что состав слюды зависит от условий образования кальцит-нефелин-полевошпатового пегматита. В пегматитовой жиле № 125 породообразующий кальцит завершает процесс формирования пегматита, образуя кальцитовую зону в центральной части, здесь аннит имеет максимальную железистость и глиноземистость (F_общ 0.70–0.73, Х_Al 0.21). В копи № 16 линзы кальцита имеют резкие переходы с пегматитовой породой, что свидетельствует о наложенном характере кальцитообразования. В составе аннита из нефелин-полевошпатовой породы отмечаются вариации содержания железа (F_общ 0.52–0.63) и образование флогопита в кальцитовых линзах. Учитывая, что железистость слюды зависит от температуры образования и щелочности раствора (Левин, 1974; Недосекова и др., 2009), можно предположить, что в пегматитовой жиле копи № 16 щелочность среды минералообразования и температура изменялись во времени и были ниже, чем в копи № 125.

На графике зависимости глиноземистости от общей железистости в исследуемых слюдах (рис. 4) фигуративные точки отчетливо разделяются на три области: I – первичная слюда аннит-флогопитового ряда, II – поздняя слюда аннит-сидерофиллитового ряда и III – поздняя слюда сидерофиллит-истонитового ряда. В ряду аннит-флогопит с уменьшением железистости общая глиноземистость (Х_Al 0.20 → 0.18–0.19) и Al^IV уменьшается, а в ряду сидерофиллит–истонит, наоборот, с уменьшением железистости глиноземистость повышается. Слюды, образовавшиеся при поздних процессах, характеризуются наибольшей железистостью – железистый сидерофиллит (F_общ 0.93–0.94), аннит II (F_общ 0.97–1.00), и глиноземистостью – истонит (Al^IV 1.54–1.60, Al^VI 0.61–0.63 к.а.ф.), барийсодержащий сидерофиллит (Al^IV 1.65–1.92, Al^VI 0.66–0.71 к.а.ф.).

Рис. 4. Зависимость общей глиноземистости от общей железистости в темных слюдах.

1, 2 – слюды из копи № 125: 1 – аннит I, 2 – аннит II; 3, 4 – слюды из копи № 16: 3 – аннит, 4 – флогопит; 5 – сидерофиллит; 6 – Ва-содержащий сидерофиллит; 7 – истонит; 8 – Ва-содержащий истонит; 9 – аннит из карбонатита Вишневогорского миаскитового массива, рудная зона № 147; 10 – аннит из сиенитов, миаскитов и миаскитовых пегматитов ильмено-вишневогорского карбонатит-миаскитового комплекса (Левин, 1974; Левин, Кутепова, 1974); 11 – слюда аннит-флогопитового ряда из карбонатитов I стадии Центральной щелочной полосы комплекса; 12 – флогопит из меланократовых карбонатно-силикатных пород Центральной щелочной полосы комплекса; 13 – сидерофиллит из корундового миаскитового пегматита (Рассомахин и др., 2020); I, II, III области, объяснение см. в тексте; 9, 11, 12 – материалы В.Я. Левина и др. (1997).

Fig. 4. Correlation between total Al# and Fe# content in dark micas.

1, 2 – micas from mine no. 125: 1 – annite I, 2 – annite II; 3, 4 – micas from mine no. 16: 3 – annite, 4 – phlogopite; 5 – siderophyllite; 6 – Вa-bearing siderophyllite; 7 – eastonite; 8 – Вa-bearing eastonite; 9 – annite from carbonatite of the Vishnegogorsky miaskite block, ore zone no. 147; 10 – annite from syenite, miaskite and miaskitic pegmatite of the Ilmeny-Vishnevogorsky carbonatite-miaskite complex (Levin, 1974; Levin, Kutepova, 1974); 11 – annite-phlogopite mica from carbonatite I of the Central alkaline band of the complex; 12 – phlogopite from melanocratic carbonate-silicate rocks of the Central alkaline band of the complex; 13 – siderophyllite from corundum miaskitic pegmatite (Rassomakhin et al., 2020); I, II, III areas, see text for explanation; 9, 11, 12 – materials of (Levin et al., 1997).

Сравнительный анализ изученных слюд и темных слюд, известных в ильмено-вишневогорском комплексе, показал, что по железистости и глиноземистости аннит I из копи № 125 сопоставим с таковым из нефелиновых сиенитов и их пегматитов (рис. 4). Слюда аннит-флогопитового ряда в пегматите копи № 16 по составу близка к слюде из пород Центральной щелочной полосы – биотитовых карбонатитов I брекчиевидных и меланократовых карбонато-силикатных пород (Левин и др., 1997, рис. 4).

Заключение

В результате исследований установлено, что состав слюды аннит-флогопитового ряда в кальцит-нефелин-полевошпатовых пегматитах Ильменогорского массива зависит от условий образования пегматита. В нефелин-полевошпатовом пегматите с породообразующим кальцитом (копь № 125) развит аннит с более высоким содержанием железа (F_общ 0.67–0.73), тогда как в пегматите с поздним наложенным кальцитом (копь № 16) – аннит с низкой железистостью 0.52–0.63 и флогопит (F_общ 0.32–0.50). Железистость и глиноземистость слюды в кальцитовой зоне пегматита увеличиваются в копи № 125 и уменьшаются в копи № 16, где вместо аннита образовался флогопит. Выявленные типохимические особенности аннит-флогопита и разный механизм образования кальцитовой зоны в нефелин-полевошпатовой пегматитовой жиле могут быть использованы в дальнейшем для изучения щелочных пегматитов в Ильменогорском миаскитовом массиве.

Слюда сидерофиллит-истонитового ряда как поздний минерал установлена в трещинах и полостях ильменитового агрегата и нефелинового пегматита в ассоциации с минералами группы пирохлора, бадделеитом, кальцитом, флюоритом, магнетитом и Nb-содержащим рутилом. В составе слюды выявлена обратная зависимость между показателями общей железистости и глиноземистости. Впервые для ильмено-вишневогорского комплекса определены железистый сидерофиллит, истонит и их бариевые разновидности.

Об авторах

С. В. Чередниченко

Автор, ответственный за переписку.
Email: svcheredn@mail.ru
Россия, Ильменский государственный заповедник, 456317, Миасс, Челябинская обл.

Список литературы

Дополнительные файлы

Доп. файлы

Действие

1. JATS XML

Скачать

2. Рис. 1. Геологическая схема ильменогорского комплекса, по (Ленных, Вализер, 2006) с упрощениями. 1 – слабо метаморфизованные осадочно-вулканогенные породы (D2–C1); 2 – вулканогенно-осадочные метаморфизованные породы – сланцы, плагиогнейсы, амфиболиты, графитистые кварциты cаитовской серии (PZ1–S?); 3 – амфиболиты, парагнейсы, графитовые кварциты ильменской серии (RF–PZ1); 4 – биотитовые и гранат-биотитовые гнейсы, кварциты, мигматиты по диорито-гнейсам, амфиболитам селянкинской серии (AR–PR1); 5 – граниты; 6 – габбро; 7 – пироксениты (а), метагарцбургиты и метадуниты (б); 8 – нерасчлененные метагипербазиты; 9 – нефелиновые сиениты (миаскиты и др.) (а), сиениты (б); 10 – фениты (а), карбонатиты (б); 11 – зоны серпентинитового меланжа (а), зоны бластомилонитов разных уровней метаморфизма (б); 12 – надвиги; 13 – разломы и другие тектонические контакты (а), зоны сдвигов (б); 14 – точки расположения кальцит-нефелин-полевошпатовых жил, рядом номер копи.

Скачать (468KB)

Метаданные

3. Рис. 2. Поздние минеральные ассоциации в кальцит-нефелин-полевошпатовых пегматитах: а – замещение кристалла ортоклаза (Or) альбитом (Ab), барийсодержащим калиевым полевым шпатом (Ba-KFsp), аннитом II (Ann II), пиритом (Py), магнетитом (Mag) и баритом (Brt); б – аннит II и сросток сидерофиллита (Sid), кальцита (Cal), флюорита, пирротина (Pyh) в канкринитовой жилке (Ccn) нефелинового пегматита (Nph); в – истонит I и II (Eas) в ассоциации с магнетитом и рутилом (Rt) в ильменитовом агрегате (Ilm); г – Ва-содержащий истонит (Ba-Eas), Ва-содержащий сидерофиллит (Ba-Sid), фторкальциопирохлор (Fcpcl), бадделеит (Bdy), магнетит, натролит (Ntr) и колумбит-(Mn) (Clb-Mn) в полости Mn-содержащего ильменитового желвака. Фото а, б, г – копь № 125; а, г – фото в обратно-рассеянных электронах; б – отраженный свет без анализатора; в – копь № 16, отраженный свет с анализатором.

Скачать (501KB)

Метаданные

4. Рис. 3. КР спектры слюд из кальцит-нефелин-полевошпатовых пегматитов. 1 – железистый сидерофиллит; 2 – аннит II (Fобщ 0.98); 3 – аннит I (Fобщ 0.72); 4 – флогопит (Fобщ 0.34); 5 – Ba-содержащий истонит; 6 – Ba-содержащий сидерофиллит.

Скачать (198KB)

Метаданные

5. Рис. 4. Зависимость общей глиноземистости от общей железистости в темных слюдах. 1, 2 – слюды из копи № 125: 1 – аннит I, 2 – аннит II; 3, 4 – слюды из копи № 16: 3 – аннит, 4 – флогопит; 5 – сидерофиллит; 6 – Ва-содержащий сидерофиллит; 7 – истонит; 8 – Ва-содержащий истонит; 9 – аннит из карбонатита Вишневогорского миаскитового массива, рудная зона № 147; 10 – аннит из сиенитов, миаскитов и миаскитовых пегматитов ильмено-вишневогорского карбонатит-миаскитового комплекса (Левин, 1974; Левин, Кутепова, 1974); 11 – слюда аннит-флогопитового ряда из карбонатитов I стадии Центральной щелочной полосы комплекса; 12 – флогопит из меланократовых карбонатно-силикатных пород Центральной щелочной полосы комплекса; 13 – сидерофиллит из корундового миаскитового пегматита (Рассомахин и др., 2020); I, II, III области, объяснение см. в тексте; 9, 11, 12 – материалы В.Я. Левина и др. (1997).

Скачать (146KB)

Метаданные