Исследователи всего мира изучают акцессорные шпинелиды и ильмениты для решения вопросов петрологии и формационного анализа. Определённую ясность в решении этих вопросов могут внести такие индикаторные признаки этих минералов как форма и габитус кристаллов, химический состав, особенности внутреннего строения, наличие включений, степень изменения зёрен в процессе метаморфизма.
Минералы шпинелевой группы кристаллизуются в кубической сингонии и представляют собой сложные оксиды с общей формулой AB2O4, где A – Mg2+, Fe2+, Mn2+, Zn2+; B – Al3+, Fe3+, Cr3+, V3+, Ti4+. В зависимости от преобладающего катиона B различают алюмошпинели, ферришпинели, хромшпинели, титано- и ванадиошпинели. Ввиду очень широко проявленного изоморфизма наряду с крайними членами известны промежуточные, встречающиеся довольно часто [Минералы, 1967]. Ниже приведена классификация и номенклатура главных рядов основных групп шпинелей по А.К. Болдыреву, 1935г.
Структуру шпинелидов можно выразить в виде кубической упаковки ионов кислорода, в тетраэдрических и октаэдрических пустотах которых размещены двухвалентные и трёхвалентные катионы. Таким образом, структура минералов группы шпинели построена из тетраэдров и октаэдров, где каждый анион кислорода принадлежит одному тетраэдру и трём октаэдрам [Минералы, 1967].
Наиболее распространённая форма выделения шпинелидов – октаэдрические кристаллы, реже ромбододекаэдры, двойники по (111) и агрегаты неправильной формы. Известно, что ранняя генерация хромита представлена октаэдрическими кристаллами, а поздняя образует неправильные шлироподобные скопления [Ляхович В. В., 1979]. Таким образом, можно судить об относительном возрасте минералов по степени проявления кристаллографических очертаний. Однако, в пределах одной пробы могут встречаться выделения разной формы и размеров, что указывает на полистадийность процесса минералообразования. Обнаружение и отслеживание необычных форм выделения минералов можно использовать для целей корелляции.
Химический состав – наиболее широко применяемый при изучении шпинелидов индикаторный признак. Исследования состава этих минералов находят отражение в работах многих учёных.
Минералы группы шпинели, обладающие более сложным составом и большей термодинамической устойчивостью по сравнению с сосуществующими силикатами, характеризуются и более широким спектром вариаций химического состава, контролируемым, в первую очередь, особенностями химического состава среды минералообразования, температурой, давлением, фугитивностью кислорода и т. д. [Плаксенко А.Н., 1989].
Существуют определённые различия шпинелидов в зависимости от их генезиса. Так, хромиты из габбро по сравнению с хромитами из перидотитов характеризуются повышенным содержанием Al2O3. Установлено также, что хромиты с высоким содержанием магниевой составляющей характерны для глубоко эродированных, а с малым - для слабо эродированных массивов дунитов [Ляхович В.В., 1979].
Cодержание титана в хромшпинелидах можно использовать в качестве индикатора потенциальной рудоносности интрузий. Так, особенностью реститовых гипербазитов является низкая концентрация титана в хромшпинелиде [Плаксенко А.Н., 1989], что позволяет разграничивать дифференцированные и реститовые массивы.
Внутреннее строение представляет особый интерес при изучении минералов шпинелевой группы. Типичными особенностями внутреннего строения этих минералов являются: зональность и наличие структур распада твёрдых растворов. Зональность в шпинелидах может быть вызвана одним или несколькими из следующих процессов: 1) собственно кристаллизация; 2) реститообразование (выплавление), сопровождающееся обогащением хромшпинелидов хромом и железом; 3) метаморфизм с увеличением содержания железа и потерей хрома в шпинелидах. Наличие структур распада твёрдых растворов является следствием субсолидусных реакций. Минералы, образовавшие эти структуры, входили в состав шпинелидов в момент их кристаллизации.
Присутствуя в качестве включений в породообразующих минералах, акцессорные шпинелиды сами могут содержать включения различной природы. Изучение расплавных включений в хромшпинелидах может дать информацию о физико-химических параметрах магматических процессов, сформировавших тот или иной массив [Симонов В. А. и др., 2010]. Наличие большого количества газово-жидких включений в акцессорных минералах служит указанием на позднее время их выделения из среды, обогащённой летучими [Ляхович В.В., 1979].
По количеству изменённых зёрен можно судить об интенсивности процессов, которые привели к их образованию.
Ильменит – широко распространённый акцессорный минерал пород различного состава, включая основные и ультраосновные разности. В процессе метаморфизма, которому подвержено большинство древних габброидов и ультрабазитов, ильменит часто остаётся единственным реликтовым минералом, в связи с чем изучение его геохимических особенностей даёт важную информацию для формационного анализа и геохимической типизации горных пород [Мехоношин А.С. и др. 1983].
Состав ильменита очень сложен и непостоянен, что объясняется широким температурным интервалом его кристаллизации [Вахрушев В. А., 1988]. По своему идеальному составу ильменит представляет титанат двухвалентного железа Fe2+Ti4+O3, однако в реальных природных образцах наблюдается некоторое замещение титана железом, так что в анализе минерала может присутствовать до 30 % Fe2O3 [Hatch et. al., 1972]. В качестве изоморфных примесей могут присутствовать: Mg, нередко в значительных количествах (пикроильменит); иногда Мn (до нескольких процентов). Существуют непрерывный изоморфный ряд FeTiO3 – MgTiO3 и, вероятно, ряд FeTiO3 – МnTiO3 [Бетехтин А.Г., 1951]. Значительные замещения двухвалентного железа магнием и марганцем приводят к конечным членам: гейкилиту (MgTiO3) или пирофаниту (MnTiO3) [Deer W.A. et al. 1962].
Состав и структура ильменита допускают разнообразные изоморфные замещения: как изовалентные (Fe2+–Zn2+, Mn2+; Ti4+–Sn4+,W4+, Mo4+, Zr4+), так и гетеровалентные (2Ti4+–Fe3+, Sc3+, Nb5+, Ta5+). Содержание этих элементов в минерале непостоянно и во многом определяется временем его выделения, составом и генезисом включающей породы [Ляхович В.В., 1979].
Кристаллическая структура ильменита схематично изображена в виде чередующихся групп Fe2O3 и TiO2 по углам двух ромбоэдров, слагающих элементарную ячейку. Такая замена разнородными ионами ведет к снижению симметрии кристаллической решетки по сравнению с таковой у корунда. [Бетехтин А.Г., 1951].
Облик кристаллов ильменита толстотаблитчатый, ромбоэдрический, иногда пластинчатый. Наиболее часто наблюдаются следующие формы: пинакоид {0001}, ромбоэдры {1011}, {0221}, {2243} и др. В породе обычно встречается в виде вкрапленных зерен неправильной формы, редко в сплошных зернистых массах. Под микроскопом ильменит в виде пластинчатых выделений устанавливается в некоторых разностях гематита в качестве продукта распада твердых растворов, изредка он наблюдается в некоторых титанистых разностях авгитов и других минералов, также в качестве продукта распада твердых растворов [Бетехтин А.Г., 1951]. Присутствие каплевидных включений ильменита в силикатных минералах – показатель оксидно-рудной ликвации в магматическом расплаве до кристаллизации породообразующих минералов [Вахрушев В.А., 1988].
Состав ильменита для различных типов пород изучены и описаны А.С. Мехоношиным, А.Д. Глазуновой, Л.П. Фроловой и В.И. Клопотовым [Мехоношин А.С. и др. 1983]. Согласно авторам, наиболее характерными элементами-индикаторами условий образования являются Mg, Mn, Cr, Ni, Nb и Zr. Причём Mg, Cr и Ni концентрируются в ильмените ультраосновных пород, Mn – в ильмените габброидов, а Nb и Zr присутствуют в ильмените щелочных пород. На основе чего авторами предложены следующие коэффициенты, разделяющие ильмениты пород различных формаций: Mg/Mn, и (Ni+Cr)/(Nb+Zr). Диаграммы зависимостей этих параметров предлагается использовать как для классификационных целей в формационном анализе, так и при геохимической типизации пород.
Существует определённая закономерность в распределении РЗЭ в ильмените, выявленная Л. Ф. Борисенко и С. М. Ляпуновым (1980г): их концентрация в изверженных породах возрастает от ультраосновных к кислым, причём в том же направлении увеличивается их концентрация в ильмените. Процесс кристаллизации, направленный в сторону увеличения SiO2 в образующихся породах, приводит к накоплению в остаточном расплаве РЗЭ, что отражается на увеличении их содержаний в породообразующих и рудных минералах. Для скандия же существует обратная тенденция: общее снижение его концентраций в ильмените от ультраосновных пород к кислым.
На уровень концентрации РЗЭ и характер их распределения в ильмените влияет формационная принадлежность изверженных пород [Борисенко Л. Ф., Ляпунов С. М., 1980]. Так ильменит габбро-норитов в целом богаче РЗЭ ильменита габброидов габбро-диорит-диабазовой формации.
Рудные минералы используются многими исследователями в целях определения температур кристаллизации. При этом в качестве геологических термометров используют точки плавления некоторых рудных минералов, температуры распада и гомогенизации твёрдых растворов и состав смешанных кристаллов [Вахрушев В.А., 1988]. В частности магнетит-ильменитовый термометр, разработанный А. Баддингтоном и Д. Линдсли, применяется для оценки температур кристаллизации магматических пород, а также как эталонный для градуировки других минералогических термометров [Baddington A.F., Lindslay D.H., 1964].
Таким образом, на основе исследования тех или иных индикаторных признаков оксидно-рудных минералов ультраосновных пород можно получить следующую информацию: 1. Порядок кристаллизации и время выделения из расплава (на основе анализа формы и размеров); 2. Формационная принадлежность пород и, как следствие, их потенциальная рудоносность (по содержанию Al2O3 и TiO2); 3. Физико-химические условия кристаллизации (на основе анализа расплавных включений); 4. Интенсивность метаморфических процессов.
Литература:
Бетехтин А. Г. Курс минералогии. Москва: Государственное издательство геологической литературы. 1951. 543 с.
Болдырев А. К. Курс описательной минералогии. ОНТИ. 1935. Вып. 3. 120 с.
Борисенко Л. Ф., Ляпунов С. М. О распределении La, Ce, Sm, Eu, Tb, Yb и Lu в ильмените различных магматических формаций // Доклады АН СССР. 1980. Т. 253. № 2. С. 454 –456.
Вахрушев В. А. Рудные минералы изверженных и метаморфических пород. М.: "Недра". 1988. 199 с.
Ляхович В. В. Акцессорные минералы горных пород. М.: "Недра". 1979. 296с.
Мехоношин А. С., Глазунова А. Д., Фролова Л. П., Клопотов В. И. Особенности геохимии ильменита основных-ультраосновных пород // Геология и геофизика. 1983. С. 58 – 62.
Минералы. Том 2. Вып. 3.Под. ред. Ф. В. Чухрова. М.: "Наука". 1967.676 с.
Плаксенко А. Н. Типоморфизм акцессорных хромшпинелидов ультрамафит-мафитовых магматических формаций. Воронеж: Изд-во ВГУ. 1989. 224 с.
Симонов В. А., Приходько В. С., Ковязин С. В., Тарнавский А. В. Условия кристаллизации дунитов Кондёрского платиноносного щёлочно-ультраосновного массива, юго-восток Алданского щита // Тихоокеанская геология. 2010. Том 29. № 5. С. 44 – 45.
Baddington A. F., Lindslay D. H. Iron–titanium oxide minerals and synthetic equivalents // Journal of Petrology. 1964. Vol. № 5. P. 310–357.
Deer W. A., Howie R. A., Zussman J. Rock-forming minerals. Vol. 5. Longmans. London. 1962. 408p.
Hatch F. H., Wells A. K., Wells M. K. Petrology of the igneous rocks. London: Thomas Murby & Co. 1972. 512 p.
| Файл с полным текстом: | Бенедюк.doc |