Сhemical features of dark miсas from calcite-nepheline-feldspar pegmatites of Ilmenogorsky alkaline block (South Urals)

Full Text

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.

About the authors

S. V. Cherednichenko

Author for correspondence.
Email: svcheredn@mail.ru
Russian Federation, Ilmeny State Reserve, 456317, Miass, Chelyabinsk Region

References

Supplementary files

Supplementary Files

Action

1. JATS XML

Download

2. 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.

Download (468KB)

Indexing metadata

3. 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.

Download (501KB)

Indexing metadata

4. Fig. 3. Raman spectra of micas from calcite-nepheline-feldspar pegmatites. 1 – ferruginous siderophyllite; 2 – annite II (Ftot 0.98); 3 – annite I (Ftot 0.72); 4 – phlogopite (Ftot 0.34); 5 – Ba-bearing eastonite; 6 – Ba-bearing siderophyllite.

Download (198KB)

Indexing metadata

5. 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).

Download (146KB)

Indexing metadata