Cr-spinels in carbonate veins of the Onguren Complex (Western Baikal Region)

Full Text

ВВЕДЕНИЕ

В отличие от магнетита — обычного акцессорного минерала интрузивных карбонатитов — хромшпинелиды для этого типа пород не характерны (Кухаренко и др., 1965; Капустин, 1971; Пожарицкая, Самойлов, 1972; Gaspar, Wyllie, 1983; Lee et al., 2005). В то же время хромшпинелиды нередко встречаются в экструзивных карбонатитах: зерна и ксенокристы хромшпинелидов наряду с зернами хромдиопсида, магнезиального оливина, флогопита, ортопироксена и ксенолитами шпинелевых лерцолитов и верлитов обнаружены в составе карбонатитовой (преимущественно кальцитовой) пирокластики в небольших вулканических постройках на территории Германии, Италии, Замбии, Анголы, Омана и других районов (Stoppa, Woolley, 1997; Woolley, Church, 2005; Nasir et al., 2011). Наличие глубинных ксенолитов в этих карбонатитовых породах рассматривается как прямое свидетельство мантийного источника карбонатитовых магм (Woolley, Church, 2005).

В интрузивных карбонатитах хромшпинелиды известны, по нашим данным, лишь в нескольких проявлениях. В Северном Забайкалье (Северо-Муйская глыба, проявление Веселое) в дайках бефорситов обнаружены частично резорбированные полиминеральные агрегаты размером 3—5 мм, образованные Cr-содержащими минералами: магнетитом, рутилом, титанитом, ильменитом, фенгитом, хлоритом и хромитом, причем высокохромистый магнетит представлен угловатыми (оскольчатыми) зернами, окруженными оболочкой высокохромистого рутила (Рипп и др., 2007; Doroshkevich et al., 2007). Составы минералов в агрегатах соответствуют составам минералов из эклогитов, кимберлитов и мантийных ксенолитов. Присутствие в карбонатитах агрегатов высокохромистых минералов, а также данные минеральной термометрии и общая обогащенность карбонатитов Cr указывают на образование магнезиокарбонатитового расплава непосредственно в мантии, что позволяет рассматривать агрегаты как реликтовые мантийные ксенолиты.

В провинции Манитоба (Канада) в районе оз. Уэкаско буровыми скважинами была пересечена порода, первоначально диагностированная как кимберлит. Дальнейшее ее минералогическое и геохимическое изучение показало (Chakhmouradian et al., 2009), что порода представляет собой магнезиокарбонатит (бефорсит), содержащий в основной доломитовой массе обильные макрокристаллы частично или полностью хлоритизированного флогопита, зерна Mg-Al-Cr шпинели и Mg-Cr ильменита размером 0.2—2.5 мм. В этой породе был также диагностирован богатый Cr пироп. На основании присутствия минералов-индикаторов алмазов авторами сделан вывод о зарождении карбонатитовой магмы на глубинах, значительно превышающих типичный диапазон глубин для первичных карбонатитовых магм (~70—100 км) (Chakhmouradian et al., 2009).

На кимберлитовом месторождении Ваджракарур (кратон Дхарвар на полуострове Индостан) в трубке Хадерпет наблюдалось интрудирование сёвитом (до 95 % кальцита) литической брекчии, матрикс которой представлен породой, переходной между ультрамафическим лампрофиром и кимберлитом. Сёвит, как и брекчия, содержит ксенокристы алмаза, пиропа, хромдиопсида, магнезиохромита и пикроильменита и рассматривается как продукт поздней стадии фракционирования алмазоносной ультрамафической магмы (Smith et al., 2013).

Авторами статьи хромшпинелиды были обнаружены в жильных карбонатных породах в Западном Прибайкалье, на территории Иркутской области в Восточной Сибири. Целью данной работы является характеристика хромшпинелидов и их взаимоотношений с Fe-Ti оксидами.

ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ ПОЗИЦИЯ ЖИЛ

Комплекс жил карбонатного, силикатно-карбонатного и ультраосновного состава располагается в краевой зоне Сибирского кратона, в южной части Байкальского выступа, на границе с Центрально-Азиатским складчатым поясом (Савельева и др., 2014; 2016; рис. 1, а). В статье мы называем комплекс онгуренским по наименованию ближайшего населенного пункта.

 

Рис. 1. Геологическая позиция онгуренского комплекса (по: Эволюция.., 2006) (а) и схема геологического строения района (б).

1 — фанерозойский чехол Сибирского кратона, 2 — образования Центрально-Азиатского подвижного пояса, 3 — неопротерозойские осадочные толщи, 4 — структуры фундамента кратона (АС — Алдано-Становой выступ, Бк — Байкальский выступ, Бр — Бирюсинский выступ, Ен — Енисейский выступ (кряж), УИ — Урикско-Ийский грабен, Ш — Шарыжалгайский выступ), 5 — четвертичные отложения, 6 — метаморфические образования PR₁, 7 — синколлизионные граниты PR₁, 8 — постколлизионные граниты PR₁ (приморский комплекс), 9 — габбро-диабазы, 10 — жилы карбонатных (а) и ультраосновных (б) пород (вне масштаба), 11 — разломы установленные (а), предполагаемые (б) и скрытые под четвертичными отложениями (в), 12 — проявления микроклинизации (а) и рибекитизации (б), 13 — элементы залегания, 14 — район работ.

 

Рассматриваемая территория сложена метаморфическими образованиями палеопротерозоя (рис. 1, б). На большей части площади — это биотитовые и биотит-амфиболовые гнейсы, слюдистые сланцы, кварцитосланцы, кварциты, гранито-гнейсы и мигматиты с пластовыми телами амфиболитов, карбонатно-актинолитовых и карбонатных пород, на северо-западе и северо-востоке территории — хлорит-серицитовые сланцы, филлитовидные сланцы и песчаники (Устинов, Рыбаков, 1983).

Метаморфические породы интрудированы синметаморфическими гранитоидами кочериковского комплекса. Они представлены лейкократовыми плагиогранитами, слагающими лейкосому в мигматитах, микроклин-плагиоклазовыми гранитами, образующими согласные и секущие тела мощностью от нескольких сантиметров до первых сотен метров в мигматитах и гнейсах, жилами мусковитовых пегматитов. Надежные датировки для пород комплекса отсутствуют.

На крайнем юго-западе территории обнажены постколлизионные граниты приморского комплекса. Это северо-восточное окончание выходов гранитов, общая протяженность которых в пределах Байкальского выступа составляет свыше 200 км при ширине до 20 км. В состав комплекса входят высококалиевые железистые гранитоиды нормальной и слабо повышенной щелочности; возраст гранитов 1.86 млрд лет (Донская и др., 2003). На рассматриваемой площади наблюдаются крупнозернистые лейкократовые граниты, сложенные, кварцем, калиевым полевым шпатом, подчиненными кислым плагиоклазом и биотитом. В зоне краевого шва Сибирского кратона граниты претерпели интенсивное разгнейсование и мусковитизацию.

Граниты и метаморфические породы прорваны многочисленными дайками габбро-диабазов северо-восточного простирания, возраст которых составляет 700—800 млн лет (Гладкочуб и др., 2012). Среди гнейсов и мигматитов отмечено тело размером 100 × 60 м нацело серпентинизированных ультраосновных пород, формационная принадлежность и возраст которых неясны.

МИНЕРАЛЬНЫЙ СОСТАВ ПОРОД ОНГУРЕНСКОГО КОМПЛЕКСА

Жилы карбонатного состава локализованы в пределах полосы северо-восточного простирания протяженностью около 20 км и шириной около 1 км, тянущейся вдоль оз. Байкал (рис. 1, б). Лучше всего строение жил видно в береговых обрывах; часть жил была вскрыта в 70-е годы прошлого века канавами и шурфами.

Жилы имеют мощность от 1—3 см до 0.3—0.4 м и лишь в редких случаях — до 1.5 м. Они характеризуются преимущественно крутопадающими контактами (55—90º) и простиранием 40—60, 95—110 и 150—180°; по отношению к мигматитам жилы занимают секущее положение (рис. 2, а, б). На дневной поверхности прослеживаются в виде гривок (рис. 2, в), которые проследить удается не более чем на 50 м. По нашим оценкам, количество жил не меньше 20. Контакты с вмещающими породами четкие, зоны закалки не наблюдаются. Часто жилы вместе с вмещающими породами несут следы наложенных деформаций, иногда весьма интенсивных (рис. 2, г). Породы, слагающие жилы, имеют желтовато-серую или бурую окраску и сложены на 70—95 % карбонатом. Структура пород мелкозернистая, неравномернозернистая, иногда порфировидная, текстура — массивная, нередко полосчатая, обусловленная послойным распределением темноцветных минералов (рис. 3, а).

 

Рис. 2. Взаимоотношения карбонатных жил с вмещающими породами.

а — фрагменты карбонатных жил в биотитовых гнейсах; б — доломитовая жила с вкрапленниками слюды в гранитах приморского комплекса; в — выходы карбонатной жилы на поверхность; г — деформированная карбонатная жила (К) с реакционной зоной кальцит-биотит-кварцевого состава (РЗ) в милонитизированном граните (Г).

 

Рис. 3. Особенности строения и минерального состава карбонатных жил.

а — бугорчатая поверхность метаморфизованной доломитовой жилы с полосчатым распределением темноцветных минералов и секущими тонкими прожилками кварца; б — реликты полевошпатового метасоматита в доломитовой жиле; в, г — кальцитовая жила северо-восточного участка: вкрапленники флогопита, апатита и титаномагнетита (в) и обломок гнейса (г) среди кальцита; д — метаморфизованная кальцитовая жила с вкрапленниками флогопита и титаномагнетита, центральный участок; е — метаморфизованная доломитовая жила юго-западного участка: деформированный и хлоритизированный вкрапленник титанистого биотита в мелкозернистой основной массе, состоящей из доломита, хлоритизированного биотита и рудных минералов. в—е — фотографии окрашенных прозрачных шлифов. Ap — апатит, Bt — биотит, Cal — кальцит, Chl — хлорит, Dol — доломит, Gn — гнейс, Gth — гётит, Mag — магнетит, Phl — флогопит, Ti-Bt — титанистый биотит, Ti-Mag — титаномагнетит, Tlc — тальк.

 

В пределах полосы проявлен калиевый метасоматоз (полевошпатизация, рис. 1, б). Некоторые жилы содержат фрагменты полевошпатовых метасоматитов (рис. 3, б). Кроме того, проявлена рибекитизация, которая накладывается как на метаморфические породы и граниты, так и на карбонатные жилы. Рибекитизация и полевошпатизация наблюдаются и за пределами полосы, что указывает на возможное присутствие невскрытых тел щелочных пород.

Большинство жил сложено железистым доломитом с содержанием СaFe(CO₃)₂ минала 20—30 %. Наблюдается замещение доломита кальцитом. Более редки жилы, в которых кальцит является главным породообразующим минералом. Темноцветный минерал представлен Fe-Mg слюдой; некоторые доломитовые жилы содержат эгирин. В катаклазированных жилах центрального участка присутствует магнезиорибекит, замещающий слюду. Наиболее распространенными акцессорными минералами жил являются магнетит, титаномагнетит, апатит, ильменит, рутил, монацит-(Се), барит, пирит, галенит. В целом жилы характеризуются непостоянством количественных соотношений между карбонатами и слюдой, сильно варьирует и количество магнетита. Есть жилы, практически не содержащие темноцветных минералов и магнетита, тогда как в других количество слюды достигает 30—35 %.

В большинстве жил присутствуют реликты вмещающих пород — гнейсов, сланцев или полевошпатовых метасоматитов, а также зерна микроклина, кварца, реже альбита. Реликты обычно имеют удлиненную форму, ориентированы субпараллельно контактам жил и частично замещены кальцитом, доломитом или апатитом.

Изменения вмещающих пород на контакте с жилами кальцитового состава не проявлены. Вокруг доломитовых жил в полевошпатовых метасоматитах проявлены доломитизация по границам зерен и зонкам катаклаза, местами флогопитизация и апатитизация.

Часто карбонатные жилы секутся кварцевыми, а иногда кварц-баритовыми прожилками (рис. 3, а). Встречаются также мономинеральные жилы мощностью до 10 см, сложенные крупнозернистым кальцитом. Метаморфизм жил сопровождается появлением талька, хлорита, актинолита.

В юго-западной части территории (рис. 1, б), в гранитах приморского комплекса, полевошпатизация и рибекитизация не проявлены. На контакте пологозалегающих или наклонных доломитовых жил с гранитами наблюдаются оторочки мощностью 0.1—0.15 м, сложенные биотитом, кальцитом и кварцем, в гранитах наблюдаются метасоматические прожилки кальцита, замещающего кварц и полевые шпаты.

Ультраосновные породы слагают несколько жил мощностью 0.2—2 м и штокообразное тело площадью около 50 м² в крайней северо-восточной и центральной частях территории. Жилы сложены серпентином (в т. ч. псевдоморфно заместившим оливин), флогопитом, тремолитом, хлоритом, доломитом и кальцитом; в одном из тел присутствует диопсид. Акцессорные минералы представлены магнетитом, ильменитом, апатитом, перовскитом. Штокообразное тело сложено породой кальцит-актинолит-хлорит-магнетит-апатитового состава.

В. С. Каменецким было выполнено датирование апатита из карбонатных жил методом ICP-MS на приборе Agilent 7500cs с лазерной приставкой Coherent (университет Тасмании, г. Хобарт, Австралия). По апатиту из кальцитовой жилы получен возраст 972 ± 21 млн лет, по апатиту из доломитовых жил — 929 ± 37 млн лет. Датирование биотита из кальцитовой жилы ⁴⁰Ar—³⁹Ar методом, выполненное А. В. Ивановым с использованием масс-спектрометра ARGUS VI в ЦКП «Геодинамика и геохронология» ИЗК СО РАН (г. Иркутск), дало значения возраста для двух аликвот 965 ± 9 и 975 ± 13 млн лет. В то же время, по магнезиорибекиту из щелочного метасоматита получен возраст 1017.4 ± 3.2 млн лет (Савельева и др., 2016). Если предположить, что произошло частичное омоложение ⁴⁰Ar—³⁹Ar датировок по биотиту и U—Pb датировок по апатиту, то можно считать, что последняя датировка соответствует верхнему пределу возраста образования карбонатных жил и щелочных метасоматитов.

ХРОМ В МИНЕРАЛАХ КАРБОНАТНЫХ ЖИЛ

Особенностью карбонатных жил является повышенное содержание хрома (от 20 до 500—1300 ppm), что значительно превышает средние содержания этого элемента в магнезиокарбонатитах (55 ppm, при разбросе значений в пределах 1—175 ppm согласно Woolley, Kempe, 1989; 23 ppm согласно Chakhmouradian et al., 2009; последнее значение рассчитано для 33 проявлений магнезиокарбонатитов по всему миру). Изучение химического состава минералов, слагающих жилы, показало, что главными концентраторами хрома в жилах являются шпинелиды.

Анализы минералов (EDS метод) были выполнены Е. А. Хромовой и С. В. Канакиным в Геологическом институте СО РАН на сканирующем микроскопе «LEO-1430VP» (Carl Zeiss) с использованием программы INCAEnergy 350 (Oxford Instruments Ltd.) и В. В. Шарыгиным в Институте геологии и минералогии СО РАН на сканирующем микроскопе MIRA 3 LMU (Tescan Ltd.), оснащенном программой INCA Energy 450.

По результатам анализа 144 зерна магнетита и титаномагнетита из трех кальцитовых и 12 доломитовых жил повышенное содержание Cr₂O₃ отмечено в 50 зернах, при этом в 25 анализах это содержание <1 мас. %. Магнетит и титаномагнетит с содержанием Cr₂O₃ 1—5 мас. % обнаружены в пяти жилах, хромшпинелиды с содержанием Cr₂O₃ 16—42 мас. % — в трех жилах.

Кроме того, в кальцитовых жилах повышенное содержание Cr₂O₃ отмечено в ильмените (0.23—1.8 мас. %), в доломитовых жилах — в рибеките (0.23—0.48 мас. %), эгирине (0.31—0.72 мас. %) и биотите (0.28—0.76 мас. %).

ПЕТРОГРАФИЯ ЖИЛ, СОДЕРЖАЩИХ ХРОМШПИНЕЛИДЫ

В северо-восточной части района (рис. 1, б) хромшпинелиды обнаружены в кальцитовой жиле мощностью около 10 см, прорывающей серицитизированные биотитовые гнейсы (обр. 126/12—133/12). Порода, слагающая жилу, имеет мелкопорфировидный, местами неотчетливо флюидальный облик, со следами слабого наложенного рассланцевания. Основная масса породы тонкозернистая, она сложена агрегатом зерен кальцита размером 0.10—0.15 мм с мозаичной структурой. В кальцитовом агрегате равномерно распределены зональные вкрапленники Fe-Mg слюды размером 0.3—0.7 мм (5—7 %), крупные (до 1.2—1.5 мм) зерна титаномагнетита, магнетита, короткопризматические зерна апатита, овальные и субромбоэдрические сегрегации мелкозернистого доломита размером до 2 мм (до 5 %) (рис. 3, в, г). Отдельные зерна кальцита содержат червеобразные вростки доломита.

Вкрапленники слюды деформированы, а по спайности и на краях замещаются хлоритом и тальком. Вкрапленники зональны (рис. 4, а): центральная их часть представлена флогопитом, а края биотитом; в краевых зонах вкрапленников присутствуют включения кальцита, монацита-(Се), апатита. Зерна титаномагнетита по краям сильно корродированы и часто сохраняются лишь в реликтах (рис. 4, а, в). В них наблюдаются вростки ульвошпинели или, чаще, ильменита; некоторые зерна содержат реликтовые ядра хроммагнетита (рис. 4, б). Зерна магнетита имеют более совершенную огранку, нередко несут следы хрупкой деформации, содержат включения кальцита, апатита и мелкого биотита, с поверхности замещаются гётитом. Краевые зоны зерен апатита содержат обильные включения кальцита, монацита-(Се) и кварца. Относительная распространенность и порядок кристаллизации минералов показаны на рис. 5.

 

Рис. 4. Взаимоотношения минералов в кальцитовых жилах северо-восточного (а—в) и центрального (г) участков. Изображения в обратно отраженных электронах.

а — зональные вкрапленник слюды и корродированное зерно титаномагнетита в основной массе, сложенной кальцитом, биотитом, апатитом, рудными минералами; б — зональное зерно титаномагнетита с реликтами титанистого хроммагнетита в центре и вростками ильменита; в — зональное зерно хромистого титаномагнетита; г — зерна титанистого хроммагнетита с вростками ильменита среди флогопита и кальцита. Ap — апатит, Bt — биотит, Cal — кальцит, Cr-Mag — хроммагнетит, Ilm — ильменит, Phl — флогопит, Ti-Mag — титаномагнетит, Tlc — тальк.

 

Рис. 5. Относительная распространенность и порядок кристаллизации минералов в кальцитовых жилах.

1, 2 — породообразующие минералы (1 — главные, 2 — второстепенные) 3, 4 — акцессорные минералы (3 — распространенные, 4 — редкие). Звездочкой отмечены минералы, образующиеся при распаде твердого раствора титаномагнетита ранней генерации (титаномагнетита I).

 

В основной массе породы среди зерен кальцита присутствуют мелкий (0.06—0.20 мм) интерстициальный биотит, хлорит и тальк (вторичные по биотиту), длиннопризматический апатит, мелкие (0.05—0.15 мм) зерна магнетита и пирита, замещаемые гематитом и гётитом, редкие мелкие (около 50 мкм) зерна хромшпинелида, корродированные зерна титаномагнетита с вростками ильменита, агрегаты зерен ильменита и рутила. В срастании с ильменитом часто присутствует монацит-(Се); рутил замещает ильменит. Более редкими являются пирит, барит, ксенотим-(Y), циркон, бадделеит; к границам зерен кальцита приурочены скопления водных оксидов железа.

Порода содержит овальные и удлиненные включения гнейсов величиной до 5 мм (до 10 %), частично замещенные доломитом или кальцитом, а также скопления зерен кварца среди кальцита, являющиеся, вероятно, реликтами замещенных карбонатом обломков гнейсов. Кроме того, в породе наблюдаются прожилки мощностью 0.1—0.7 см более крупнозернистого (0.6—1.3 мм) сдвойникованного кальцита. Флюидальность породы обусловлена преимущественной ориентировкой зерен слюды, сегрегаций доломита, включений гнейсов и кальцитовых прожилков параллельно контактам тела.

В центральной части района хромшпинелиды обнаружены в рассланцованной карбонатной жиле мощностью 1.0—1.5 м, прорывающей биотитовые мигматиты (обр. 205/13). Жила (рис. 3, д) сложена кальцитом (55—60 %), хлоритизированным биотитом, тальком и содержит крупные (размером до 2 см) деформированные вкрапленники хлоритизированного флогопита (12—15 %). Зерна рудных минералов (0.02—1.0 мм) представлены титаномагнетитом, магнетитом и хроммагнетитом, содержащими вростки ильменита (рис. 4, г). Прочие акцессорные минералы — это апатит, монацит-(Се), гётит. По своему минеральному составу эта жила сходна с рассмотренной выше (обр. 126/12—133/12), от которой отличается бо́льшим содержанием слюды и размером вкрапленников, а также интенсивным метаморфизмом.

В юго-западной части площади хромшпинелиды наблюдались в жиле доломитового состава (обр. 60/17). Эта и подобные жилы мощностью 5—20 см прорывают лейкократовые граниты приморского комплекса и совместно с ними претерпели метаморфизм в зоне краевого шва. Текстура пород, слагающих жилы, полосчатая, гнейсовидная, сланцеватая, в отдельных жилах порфировидная (рис. 3, е; рис. 6, а). Главным минералом является доломит, замещаемый кальцитом. Темноцветный минерал представлен биотитом, количество которого составляет от 2—3 до 15—20 % в разных жилах. В количестве 1—3 % присутствует кварц, рассеянный среди доломита. Отмечается калиевый полевой шпат.

 

Рис. 6. Взаимоотношения минералов в доломитовой жиле. Изображения в обратно отраженных электронах.

а, б — хроммагнетит, магнетит и ильменит среди доломита и биотита, хроммагнетит содержит реликтовое ядро субферриалюмохромита; б — зерно хроммагнетита с каймой магнетита; в — зерно феррихромита с ядром субферриалюмохромита и каймой магнетита. Al-Chr — субферриалюмохромит, Chl — хлорит, Cr-Mag — хроммагнетит, Dol — доломит, Fe-Chr — феррихромит, Ilm — ильменит, Mag — магнетит, Rt — рутил.

 

Биотит представлен двумя генерациями. Ранняя образована деформированными вкрапленниками слюды величиной до 3 см, ориентированными как субпараллельно, так и косо по отношению к контактам жил. Поздняя генерация представлена мелкими зернами (0.05—0.2 мм) биотита, располагающегося в интерстициях между зернами доломита или слагающего прерывистые слойки, ориентированные параллельно контактам жил. Деформированные вкрапленники по краям также преобразуются в мелкозернистый биотит с обильными включениями ильменита и рутила. Биотит замещается хлоритом.

Магнетит распределен неравномерно, в отдельных жилах отсутствует, а в других его количество составляет до 2 %. Он представлен зернами размером от 0.02 до 2 мм. Часть крупных зерен несет следы хрупкой деформации; изредка в магнетите наблюдается небольшое количество вростков ильменита и рутила. Магнетит содержит включения биотита, циркона, доломита, кальцита, монацита-(Се); некоторые зерна имеют структуру снежного кома. Среди доломита и хлоритизированного биотита наряду с магнетитом присутствуют зерна хромшпинелидов размером 0.05—0.20 мм (рис. 6, а, б).

Распространенным рудным минералом жил является ильменит, который вместе с мелким биотитом слагает слойки среди доломита, в ассоциации с монацитом-(Се) и рутилом образует агрегаты, вытянутые параллельно гнейсовидности, а также обильные включения в краевых перекристаллизованных зонах вкрапленников слюды. Проявлено замещение ильменита рутилом.

Апатит представлен призматическими зернами размером до 0.15 мм и их вытянутыми параллельно гнейсовидности агрегатами, реже хрупко деформированными более крупными зернами. Циркон слагает вытянутые агрегаты зерен размером 0.05—0.07 мм и ассоциирует с монацитом и апатитом. Среди доломита отмечаются редкие зерна эшинита-(Се) и алланита-(Се), присутствует пирит, замещаемый гётитом, наблюдается обрастание рутила титанитом (рис. 7).

 

Рис. 7. Относительная распространенность и порядок кристаллизации минералов в доломитовых жилах.

Условные обозначения см. на рис. 5.

 

ХИМИЧЕСКИЙ СОСТАВ ГЛАВНЫХ МИНЕРАЛОВ ЖИЛ

Анализ кальцита из кальцитовых жил показал присутствие примесей (мас. %): MgO — до 2.64, FeO — до 1.84, MnO — до 0.65, SrO — до 1.51. Доломит из сегрегаций и вростков в кальците характеризуется низким содержанием примесных компонентов (мас. %): FeO 0.99—1.67, MnO 0.32—1.28.

Внутренняя часть вкрапленников слюды в кальцитовой жиле северной части территории представлена флогопитом [X_mg = Mg/(Mg + Fe_общ) 0.74—0.85, Al 1.01—1.10 к. ф.]. В краевой части зерен магнезиальность снижается до 0.51—0.63 (табл. 1; рис. 8). Содержание TiO₂ во внутренних частях вкрапленников составляет 1.2—3.2 мас. %. Слюда из основной массы представлена биотитом (X_Mg 0.50—0.60, Al 0.97—1.24 к. ф.) и содержит примеси TiO₂ (1.2—3.5 мас. %), ВаО (до 1.3 мас. %) и СаО (до 0.6 мас. %). В кальцитовой жиле центральной части территории неизмененная слюда не сохранилась.

Апатит относится к ряду фторапатит-гидроксилапатит и содержит примеси F (1.7—4.5 мас. %), SrO (до 1.8 мас. %), Ln₂O₃ (до 1.6 мас. %). В ильмените отмечаются примеси MnO (до 0.93 мас. %), Nb₂O₅ (до 2.93 мас. %), содержание MgO ниже предела обнаружения. Рутил содержит примесь Nb₂O₅ (2.2—4.2 мас. %).

 

Рис. 8. Корреляционные диаграммы состава для Fe-Mg слюд.

1, 2 — слюда из кальцитовой жилы Северо-Восточного участка (1 — центр, 2 — край); 3, 4 — из доломитовых жил Юго-Западного участка (3 — центр, 4 — край). Сплошными стрелками на рис. б показано изменение состава слюды в кальцитовой жиле, пунктирными стрелками — в доломитовых жилах.

 

В доломитовых жилах юго-западной части района доломит содержит 7.3—13.8 мас. % FeO [21—37 мол. % CaFe(CO₃)₂] и до 2.7 мас. % MnO [до 7.5 мол. % CaMn(CO₃)₂]. В кальците присутствуют примеси (мас. %): MgO (0.6—3.2), MnO (до 0.80), FeO (0.4—3.5), SrO (до 0.64). Слюда из центральных частей вкрапленников представлена титанистым биотитом (TiO₂ 4.3—5.8 мас. %, X_Mg 0.51—0.58). Краевые зоны вкрапленников и слюда из основной массы менее титанистые и более магнезиальные (TiO₂ 1.6—2.5 мас. %, X_Mg 0.57—0.66) (табл. 1; рис. 8). Апатит представлен фторапатитом (F 4.1—5.2 мас. %); содержание SrO в нем достигает 1.2 мас. %. Содержания MgO и Nb₂O₅ в ильмените ниже предела обнаружения, MnO >1.2 мас. %.

 

Таблица 1

Химический состав (мас. %) вкрапленников Fe-Mg слюд

Chemical compositions (wt %) of Fe-Mg mica phenocrystals

Компонент	Кальцитовый карбонатит Северного участка
	126/12-1		126/12-2		128/12		129/12-1		129/12-2		133/12-1		133/12-2
	Ц	Кр	Ц	Кр	Ц	Кр	Ц	Кр	Ц	Кр	Ц	Кр	Ц	Кр
SiO2	38.04	35.66	38.21	36.35	39.66	37.89	38.64	35.68	38.87	35.30	38.73	35.62	38.62	36.26
TiO2	3.19	3.00	2.44	2.70	1.20	1.15	1.73	2.99	1.77	3.07	1.32	2.42	0.43	1.93
Al2O3	11.66	12.89	11.85	11.96	11.37	11.07	11.54	12.64	12.02	12.41	12.51	12.89	12.15	13.36
Cr2O3	—	—	—	—	—	—	—	—	—	—	—	—	—	—
FeO	7.38	19.39	9.07	20.17	7.68	16.63	7.90	20.35	9.30	18.37	7.23	18.77	12.08	19.28
MgO	21.06	12.06	20.48	12.87	21.61	15.64	21.24	11.84	20.08	12.57	22.50	13.61	19.19	13.47
Na2O	—	—	—	—	—	—	—	—	—	0.40	—	—	—	—
K2O	10.67	10.01	10.94	10.68	10.47	8.22	10.49	10.29	10.38	10.07	10.52	9.44	10.53	10.59
BaO	—	—	—	—	—	—	—	—	—	0.82	0.68	—	—	—
F	1.31	—	—	—	1.17	—	—	—	1.50	—	—	—	—	—
–O(F)	0.55				0.49				0.63
Сумма	92.76	93.01	92.99	94.73	92.67	90.60	91.54	93.79	93.29	93.01	93.48	92.75	93.00	94.89
Коэффициенты в формуле (O = 11)
Si	2.87	2.82	2.88	2.84	2.98	2.99	2.93	2.81	2.93	2.81	2.88	2.81	2.93	2.80
Ti	0.18	0.18	0.14	0.16	0.07	0.07	0.10	0.18	0.10	0.18	0.07	0.14	0.02	0.11
Al	1.04	1.20	1.05	1.10	1.01	1.03	1.03	1.18	1.07	1.16	1.10	1.20	1.09	1.22
Cr	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00
Fe	0.47	1.28	0.57	1.32	0.48	1.10	0.50	1.34	0.59	1.22	0.45	1.24	0.77	1.25
Mg	2.37	1.42	2.30	1.50	2.42	1.84	2.40	1.39	2.25	1.49	2.49	1.60	2.17	1.55
Na	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.06	0.00	0.00	0.00	0.00
K	1.03	1.01	1.05	1.06	1.00	0.83	1.01	1.04	1.00	0.02	1.00	0.95	1.02	1.04
Ba	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.03	0.02	0.00	0.00	0.00
F	0.31	0.00	0.00	0.00	0.28	0.00	0.00	0.00	0.36	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00
XMg	0.84	0.53	0.80	0.53	0.83	0.63	0.83	0.51	0.79	0.55	0.85	0.56	0.74	0.55

Таблица 1 (продолжение)

Компонент	Доломит-анкеритовые карбонатиты Южного участка
	63/17-1		63/17-2		63/17-3		60/17		62/17-1		62/17-2		62/17-3
	Ц	Кр	Ц	Кр	Ц	Кр	Ц	Кр	Ц	Кр	Ц	Кр	Ц	Кр
SiO2	34.61	34.96	35.11	34.25	35.15	38.66	35.32	38.38	36.11	38.42	34.55	36.43	36.35	37.08
TiO2	5.54	6.47	5.82	5.87	5.67	1.82	4.34	1.50	4.55	1.90	5.05	3.70	4.35	2.99
Al2O3	13.85	13.64	15.00	13.38	13.19	12.34	12.47	11.22	14.21	11.24	12.87	12.22	12.57	12.51
Cr2O3	—	—	—	—	—	—	—	—	—	—	0.61	—	—	—
FeO	18.51	18.73	19.17	18.18	19.17	17.19	17.97	15.80	19.57	19.31	19.79	19.67	20.56	20.55
MgO	12.35	12.65	11.69	12.21	12.50	14.49	14.00	16.55	11.77	13.86	11.48	12.37	12.25	12.24
Na2O	—	—	—	—	—	—	—	—	—	—	—	—	—	—
K2O	10.32	10.70	9.90	10.43	10.07	10.67	9.00	10.28	10.40	10.72	10.11	9.73	10.54	10.81
BaO	—	—	—	—	—	—	—	—	—	—	—	—	—	—
F	—	—	—	—	—	1.53	—	—	1.38	—	—	1.51	—	—
–O(F)						0.64			0.58			0.64
Сумма	95.18	97.15	96.69	94.32	95.75	96.06	93.10	93.73	97.41	95.45	94.46	94.99	96.62	96.18
Коэффициенты в формуле (O = 11)
Si	2.67	2.65	2.66	2.67	2.70	2.94	2.76	2.95	2.74	2.95	2.71	2.84	2.78	2.85
Ti	0.32	0.37	0.33	0.34	0.33	0.10	0.25	0.09	0.26	0.11	0.30	0.22	0.25	0.17
Al	1.26	1.22	1.34	1.23	1.19	1.11	1.15	1.02	1.27	1.02	1.19	1.12	1.13	1.13
Cr	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.04	0.00	0.00	0.00
Fe	1.19	1.19	1.21	1.19	1.23	1.09	1.17	1.01	1.24	1.24	1.30	1.28	1.32	1.32
Mg	1.42	1.43	1.32	1.42	1.43	1.64	1.63	1.89	1.33	1.59	1.34	1.44	1.40	1.40
Na	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00
K	1.02	1.03	0.96	1.04	0.99	1.04	0.90	1.01	1.01	1.05	1.01	0.97	1.03	1.06
Ba	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00
F	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.37	0.00	0.00	0.33	0.00	0.00	0.37	0.00	0.00
XMg	0.54	0.55	0.52	0.54	0.54	0.60	0.58	0.65	0.52	0.56	0.51	0.53	0.51	0.51

Примечание. Ц — центр зерна, Кр — край. Прочерк — содержание компонента ниже предела обнаружения. X_Mg = Mg²⁺/(Mg²⁺ + Fe²⁺).

 

ОСОБЕННОСТИ СОСТАВА ШПИНЕЛИДОВ

В кальцитовой жиле в северо-восточной части площади хромшпинелиды представлены титанистыми феррихромитом и хроммагнетитом (TiO₂ 4.6—5.9 мас. %, Cr₂O₃ 16—29 мас. %) и хромистым титаномагнетитом (Cr₂O₃ 7.3—10.3 мас. %, TiO₂ 12.5 мас. %) (табл. 2, зерна 1—3; рис. 9). Высокохромистые ядра заключены в оторочку, не содержащего хром титаномагнетита (TiO₂ 15.2—16.4 мас. %), при этом содержание Cr₂O₃ снижается от центра зерен к краям. Хромсодержащий титаномагнетит (Cr₂O₃ 0.5—1.3 мас. %, TiO₂ 5.2—19.4 мас. %) встречается в виде крупных корродированных зерен и вростков в ильмените (табл. 2, зерна 4—6).

Рис. 9. Состав шпинелидов из кальцитовых жил (а) и доломитовой жилы (б) на классификационной диаграмме Н. В. Павлова (Павлов, 1949). Цифрами на графиках обозначены поля хромита (1), субферрихромита (2), алюмохромита (3), субферриалюмохромита (4), ферриалюмохромита (5), субалюмоферрихромита (6), феррихромита (7), хромпикотита (8), субферрихромпикотита (9), субалюмохроммагнетита (10), хроммагнетита (11), пикотита (12), магнетита (13).

1—3 — шпинелиды из кальцитовой жилы Северо-Восточного участка (1), кальцитовой жилы Центрального участка (2) и доломитовой жилы Юго-Западного участка (3). Черные пунктирные стрелки показывают изменение состава в отдельных зернах, серые стрелки — общую направленность изменения состава шпинелидов в породах.

 

Таблица 2

Химический состав (мас. %) Fe-Ti оксидов

Chemical compositions (wt %) of Fe-Ti oxides

Компонент	Кальцитовая жила Северо-Восточного участка
	Зерно 1	Зерно 2			Зерно 3			Зерно 4		Зерно 5		Зерно 6	Зерно 7		Зерно 8		Зерно 9	Зерно 10
	128/12 Fe-Chr	126/12 Т. 1 (Ц) Cr-Mag	126/12 Т. 2 (Кр) Ti-Mag	126/12 Т. 3 Ilm	129/12 Т. 1 (Ц) Ti-Mag	129/12 Т. 2 (Пр) Ti-Mag	129/12 Т. 3 (Кр) Ti-Mag	127/12 Ilm	127/12 Ti-Mag	128/12 Ilm	128/12 Ti-Mag	133/12 Ti-Mag	205/12 Сr-Mag	205/12 Ilm	205/12 Сr-Mag	205/12 Ilm	205/12 Ti-Mag	205/12 Mag
SiO2	—	—	1.56	—	—	—	0.86	—	—	—	2.50	0.73	—	—	—	1.95	—	2.42
TiO2	4.57	5.90	16.38	46.29	12.23	12.53	15.15	47.02	19.37	53.46	5.20	18.00	6.87	52.11	6.89	50.08	3.44	0.62
Al2O3	2.44	—	—	—	2.48	1.70	2.15	—	—	—	—	—	1.00	—	0.60	—	0.36	0.45
Cr2O3	29.29	16.09	—	—	10.26	7.29	—	0.82	1.26	—	0.95	0.45	24.57	—	20.24	—	13.40	0.86
Fe2O3	26.03	41.43	32.57	14.77	32.72	36.40	34.99	11.38	29.16	0.00	48.64	32.92	28.29	0.00	33.33	0.77	47.08	59.48
FeO	31.04	35.81	46.42	40.90	42.09	43.77	46.56	41.40	48.79	45.22	37.85	49.14	35.02	46.43	36.12	44.90	33.26	33.03
MnO	—	—	—	0.72	—	—	—	0.87	—	0.83	—	—	0.62	1.11	0.34	1.36	—	—
MgO	—	—	0.80	—	—	—	—	—	—	—	—	—	0.28	—	—	0.61	—	0.76
CaO	0.56	—	—	—	—	—	—	—	—	—	—	—	—	—	—	—	—	—
ZnO	4.64	1.42	—	—	1.39	—	—	—	—	—	—	—	1.64	—	1.24	—	1.06	—
V2O3	0.74	0.43	—	—	—	0.44	—	0.62	0.51	—	0.38	—	0.40	—	0.37	—	0.50	—
Сумма	99.31	101.08	97.72	102.68	101.17	102.13	99.71	102.11	99.09	99.51	95.52	101.24	98.69	99.65	99.13	99.67	99.10	97.62
Коэффициенты в формуле (A + B = 3)
Si	0.00	0.00	0.06	0.00	0.00	0.00	0.03	0.00	0.00	0.00	0.10	0.03	0.00	0.00	0.00	0.05	0.00	0.09
Ti	0.13	0.17	0.47	0.86	0.34	0.35	0.43	0.88	0.56	1.01	0.16	0.51	0.20	0.99	0.20	0.94	0.10	0.02
Al	0.11	0.00	0.00	0.00	0.11	0.07	0.10	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.04	0.00	0.03	0.00	0.02	0.02
Cr	0.87	0.48	0.00	0.00	0.30	0.21	0.00	0.02	0.00	0.00	0.03	0.01	0.74	0.00	0.61	0.00	0.41	0.03
Fe3+	0.74	1.17	0.94	0.28	0.91	1.01	0.99	0.21	0.84	0.00	1.45	0.92	0.81	0.00	0.96	0.01	1.36	1.73
Fe2+	0.98	1.13	1.49	0.85	1.30	1.35	1.46	0.86	1.56	0.95	1.25	1.53	1.12	0.98	1.15	0.94	1.07	1.07
Mn	0.00	0.00	0.00	0.02	0.00	0.00	0.00	0.02	0.00	0.02	0.00	0.00	0.02	0.02	0.01	0.03	0.00	0.00
Mg	0.00	0.00	0.05	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.02	0.00	0.00	0.02	0.00	0.04
Ca	0.02	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00
Zn	0.13	0.04	0.00	0.00	0.04	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.05	0.00	0.04	0.00	0.03	0.00
V	0.02	0.01	0.00	0.00	0.00	0.01	0.00	0.01	0.02	0.00	0.01	0.00	0.01	0.00	0.01	0.00	0.02	0.00
Cr#	0.89	1.00			0.74	0.74	0.00		1.00		1.00	1.00	0.94		0.96		0.96	0.56
Fe#	0.43	0.71	1.00	1.00	0.69	0.78	0.91	0.91	0.96	0.00	0.98	0.99	0.51	0.00	0.60	1.00	0.76	0.97
Fe2+/Fe3+	1.3	1.0	1.6	3.0	1.4	1.3	1.5	4.1	1.9		0.9	1.7	1.4		1.2	0.9	0.8	0.6

Таблица 2 (продолжение)

Компонент	Доломитовая жила Юго-Западного участка
	Зерно 11		Зерно 12						Зерно 13			Зерно 14	Зерно 15	Зерно 16	Зерно 17	Зерно 18	Зерно 19
	60/17 Ц Al-Chr	60/17 Кр Cr-Mag	60/17 Т. 1 (Ц) Al-Chr	60/17 Т. 2 (Ц) Al-Chr	60/17 Т. 3 (Пр) Fe-Chr	60/17 Т. 4 (Пр) Fe-Chr	60/17 Т. 5 (Кр) Mag	60/17 Т. 6 (Кр) Mag	60/17 Т. 1 (Ц) Cr-Mag	60/17 Т. 2 (Пр) Mag	60/17 Т. 3 (Кр) Mag	60/17 Cr-Mag	60/17 Cr-Mag	60/17 Cr-Mag	60/17 Cr-Mag	60/17 Cr-Mag	60/17 Mag
SiO2	—	—	—	—	—	—	—	—	—	—	—	—	—	—	—	—	—
TiO2	3.20	—	3.75	4.07	0.71	0.55	—	0.94	—	0.32	—	—	—	—	0.60	—	0.75
Al2O3	10.58	—	14.40	13.76	2.17	2.46	—	—	0.62	—	—	0.45	—	0.60	0.55	—	—
Cr2O3	41.63	13.21	36.92	38.37	36.36	36.90	1.26	1.16	26.95	9.15	0.70	27.27	26.82	27.36	22.27	26.97	0.73
Fe2O3	8.66	56.32	8.18	7.34	28.76	28.09	68.64	62.17	41.59	59.98	68.78	40.35	41.92	41.37	44.33	42.51	67.79
FeO	31.86	30.94	32.39	34.46	30.70	30.75	31.64	32.46	30.09	31.89	31.28	29.87	30.37	29.72	30.28	30.08	32.19
MnO	0.64	—	1.14	0.75	0.53	—	—	—	—	—	—	—	—	—	—	—	—
MgO	0.52	—	—	—	—	—	—	—	—	—	—	—	—	—	—	—	—
CaO	—	—	—	—	—	—	—	—	—	—	—	—	—	—	—	—	—
ZnO	3.78	0.93	5.08	3.67	2.17	2.33	—	—	2.34	—	—	1.69	1.51	2.55	2.08	2.04	—
V2O3	—	0.38	—	—	0.49	—	0.34	—	0.57	—	—	—	0.34	—	0.37	—	—
Сумма	100.87	101.78	101.86	102.42	101.89	101.08	101.88	96.73	102.16	101.34	100.76	99.63	100.96	101.60	100.48	101.60	101.46
Коэффициенты в формуле (A + B = 3)
Si	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00
Ti	0.09	0.00	0.10	0.11	0.02	0.02	0.00	0.03	0.00	0.01	0.00	0.00	0.00	0.00	0.02	0.00	0.02
Al	0.44	0.00	0.59	0.56	0.09	0.11	0.00	0.00	0.03	0.00	0.00	0.02	0.00	0.03	0.03	0.00	0.00
Cr	1.16	0.39	1.01	1.04	1.06	1.08	0.04	0.03	0.79	0.27	0.02	0.82	0.80	0.81	0.67	0.80	0.02
Fe3+	0.23	1.60	0.21	0.19	0.80	0.78	1.95	1.91	1.16	1.71	1.98	1.16	1.19	1.16	1.26	1.20	1.94
Fe2+	0.94	0.97	0.94	0.99	0.94	0.95	1.00	1.03	0.94	1.01	1.00	0.95	0.96	0.93	0.96	0.94	1.02
Mn	0.02	0.00	0.03	0.02	0.02	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00
Mg	0.03	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00
Ca	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00
Zn	0.10	0.03	0.13	0.09	0.06	0.06	0.00	0.00	0.06	0.00	0.00	0.05	0.04	0.07	0.06	0.06	0.00
V	0.00	0.01	0.00	0.00	0.01	0.00	0.01	0.00	0.02	0.00	0.00	0.00	0.01	0.00	0.01	0.00	0.00
Cr#	0.73	1.00	0.63	0.65	0.91	1.00	1.00	1.00	0.97	1.00	1.00	0.98	1.00	0.97	0.96	1.00	1.00
Fe#	0.13	0.80	0.12	0.11	0.41	0.40	0.98	0.98	0.59	0.86	0.99	0.58	0.60	0.58	0.65	0.60	0.99
Fe2+/Fe3+	4.1	0.6	4.4	5.2	1.2	1.2	0.5	0.5	0.8	0.6	0.5	0.8	0.8	0.8	0.8	0.8	0.5

Примечание. Зерно 1 — титанистый феррихромит; 2 — титаномагнетит с вростками ильменита и реликтовым ядром титанистого хроммагнетита (рис. 4, б); 3 — зональное зерно хромистого титаномагнетита (рис. 4, в); 4, 5 — ильменит c вростками Cr-содержащего титаномагнетита; 6 — крупное зерно Cr-содержащего титаномагнетита; 7—10 — мелкие зерна титанистого хроммагнетита с вростками ильменита (7, 8), хромистого титаномагнетита (9) и Cr-содержащего магнетита (10) (рис. 4, г); 11 — зерно хроммагнетита с реликтовым ядром субферриалюмохромита (рис. 6, а); 12 — зерно феррихромита с реликтами субферриалюмохромита (рис. 6, в); 13 — зерно хроммагнетита с каймой магнетита (рис. 6, б); 14—19 — мелкие зерна хроммагнетита (14—18) и Cr-содержащего магнетита (19) среди доломита и хлоритизированного биотита. Прочерк — содержание компонента ниже предела обнаружения. Al-Chr — субферриалюмохромит, Cr-Mag — хроммагнетит, Fe-Chr — феррихромит, Ilm — ильменит, Mag — магнетит, Ti-Mag — титаномагнетит. Fe²⁺ и Fe³⁺ рассчитаны по балансу зарядов (Droop, 1987). Cr# = Сr³⁺/(Cr³⁺+Al³⁺), Fe# = Fe³⁺/(Cr³⁺+Al³⁺+Fe³⁺).

 

В рассланцованной кальцитовой жиле в центральной части площади хромшпинелиды также представлены корродированными зернами титанистого хроммагнетита (TiO₂ 6.9 мас. %, Cr₂O₃ 20—24 мас. %), хромистого титаномагнетита (Cr₂O₃ 13.4 мас. %, TiO₂ 3.4 мас. %) и хромсодержащего магнетита (Cr₂O₃ 0.9 мас. %, TiO₂ 0.6 мас. %) (табл. 2, зерна 7—10).

В доломитовой жиле мелкие зерна хромшпинелидов встречаются среди доломита и хлоритизированного биотита и представлены феррихромитом и хроммагнетитом (Cr₂O₃ 13—36 мас. %) (табл. 2, зерна 11—18; рис. 9). Содержание TiO₂ низкое — до 0.7 мас. %. Зерна хромшпинелидов окружены каймами магнетита (рис. 6, б, в); содержание Cr₂O₃ снижается от центра к краю зерна (табл. 2, зерно 13). Магнетит из каемок и основной массы породы содержит Cr₂O₃ в количестве 0.70—1.3 мас. % (табл. 2, зерна 12, 13, 19). Магнетит преимущественно низкотитанистый, лишь в редких зернах из основной массы породы, содержащих небольшое количество вростков ильменита, содержание TiO₂ составляет около 3 мас. %.

Реликтовые ядра, наблюдаемые в отдельных зернах феррихромита и хроммагнетита, представлены субферриалюмохромитом с содержанием Cr₂O₃ 36.9—41.6 мас. % (табл. 2, зерна. 11, 12; рис. 6, а, в; рис. 9). Ядра имеют неправильные извилистые и угловатые очертания, что обусловлено их замещением с поверхности и по трещинам.

В целом феррихромит и хроммагнетит из карбонатных жил характеризуются очень низким содержанием MgO (≤0.3 мас. %) и Al₂O₃ (≤2.5 мас. %). Их магнезиальность и хромистость составляют Mg# ≤0.04, Cr# 0.91—1.00 (табл. 2, рис. 10). Кроме того, они содержат повышенное количество ZnO (1.2—4.6 мас. %). Наблюдается положительная корреляция между содержанием хрома и цинка, указывающая на изначальную обогащенность хромшпинелидов цинком и снижение содержания цинка в зональных зернах в направлении от центра к краю (рис. 11, а).

Рис. 10. Корреляционные диаграммы состава для шпинелидов из кальцитовых жил (а) и доломитовой жилы (б).

Условные обозначения на рис. 9.

 

В субферриалюмохромите (табл. 2, зерна 11, 12) содержание Al₂O₃ составляет 10.6—14.4 мас. %, хромистость — 0.63—0.73. Субферриалюмохромит отличается от других хромшпинелидов высоким отношением Fe²⁺/Fe³⁺ (рис. 10) и низким значением Fe#, равным 0.11—0.13. Он имеет также низкое содержание MgO (≤0.52 мас.%) и повышенные содержания ZnO (3.7—5.1 мас. %), TiO₂ (3.2—4.1 мас. %) и MnO (0.6—1.1 мас. %). Проявлена положительная корреляция между одержаниями Zn и Al (рис. 11, б).

 

Рис. 11. Диаграммы Zn—Cr (а) и Zn—Al (б) для шпинелидов из кальцитовых жил и доломитовой жилы.

Условные обозначения на рис. 9.

 

В зональных зернах шпинелидов как из кальцитовых, так и из доломитовой жил от центра к краю величина Cr# снижается (рис. 10), а Fе# — возрастает (табл. 2). В кальцитовых жилах феррихромит и хроммагнетит содержат повышенное количество TiO₂, тогда как феррихромит и хроммагнетит из доломитовой жилы имеют низкое содержание TiO₂ и в целом более низкое отношение Fe²⁺/Fe³⁺ (рис. 10, а, б; табл. 2).

ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ

В кальцитовой жиле северо-восточной части территории титанистые феррихромит и хроммагнетит встречаются как в виде индивидуальных зерен, так и в виде реликтовых ядер в титаномагнетите. Это показывает, что первыми образовались хромшпинелиды, а затем происходила кристаллизация титаномагнетита ранней генерации (титаномагнетит I), который при субсолидусном окислении распадался на менее титанистый магнетит (титаномагнетит II) и ульвошпинель или ильменит (рис. 5). Повышенное содержание Cr₂O₃ в титаномагнетите (табл. 2) свидетельствует о вероятном замещении ранней хромсодержащей фазы. Расчет температуры и фугитивности кислорода, при которых происходил распад твердого раствора титаномагнетита, на основе данных о содержании ульвошпинелевого минала в магнетите и гематитового минала в сосуществующем ильмените (Ghiorso, Sack, 1991), дал значения 970—1000 °С и f_O2 около +0.5 ÷ +0.7 QFM (Савельева и др., 2016). Соответственно, температура кристаллизации титаномагнетита I и титанистого хроммагнетита была около или выше этих значений.

При дальнейшем снижении температуры начинали кристаллизоваться флогопит и апатит, образующие в породе вкрапленники, а затем карбонат. В то же время происходило растворение титаномагнетита (рис. 4). Температуру начала кристаллизации вкрапленников флогопита можно оценить, основываясь на зависимости между содержанием Ti и отношением Mg/(Mg + Fe) в слюде от температуры (Henry et al., 2005): согласно расчетам, эта температура заключена в пределах от 710 до 790 °С. 

Присутствие сегрегаций доломита среди кальцита и вростков доломита в кальците позволяет предполагать, что кристаллизовавшийся на ранней стадии карбонат представлял собой магнезиальный кальцит (Эпштейн, 1994). Одновременно с кальцитом продолжалась кристаллизация вкрапленников апатита и слюды, причем рост концентрации Fe в расплаве вследствие растворения титаномагнетита привел к тому, что вместо флогопита кристаллизовался биотит. На заключительной стадии кристаллизовались интерстициальный биотит, монацит-(Се), длиннопризматический апатит, барит, магнетит, пирит. При охлаждении породы происходил распад магнезиального кальцита на кальцит и доломит. Наложенные деформации сопровождались перекристаллизацией кальцита и доломита с образованием сегрегаций доломита, образованием кальцитовых прожилков, частичным замещением биотита хлоритом и тальком, а ильменита рутилом. Гипергенные изменения выражаются в замещении оксидов железа и пирита гематитом и гётитом.

Присутствие в кальцитовой жиле в центральной части территории среди рудных минералов срастаний титанистого хроммагнетита с ильменитом также позволяет предполагать кристаллизацию на ранней стадии хромсодержащего титаномагнетита, возможно, заместившего хромшпинелид. Оценки температуры, полученные по Fe-Ti оксидному геотермометру (Ghiorso, Sack, 1991), не превышают 550°С и указывают на процессы окисления, связанные с динамометаморфизмом жилы.

Особенностью доломитовых жил юго-западной части территории является присутствие в них вкрапленников титанистого биотита и низкое содержание TiO₂ в магнетите, что указывает на повышенную f_O2 на ранней стадии кристаллизации (Buddington, Lindsley, 1964; Arima, Edgar, 1981). Температура кристаллизации вкрапленников биотита, согласно оценкам, полученным с помощью геотермометра Д. Генри и соавторов (Henry et al., 2005), составляла 775—758 °С. 

Петрографическое изучение показывает, что в формировании минерального состава и облика жил в юго-западной части территории важную роль играл наложенный метаморфизм, сопровождавшийся воздействием флюидов. С деформациями ранней стадии связаны послойное замещение железистого доломита кальцитом с высвобождением Fe и Mg, перекристаллизация высокотитанистого биотита с образованием низкотитанистого более магнезиального биотита, некоторого количества титаномагнетита, магнетита, ильменита. Температура кристаллизации биотита краевых зон вкрапленников, оцененная с помощью геотермометра Д. Генри и соавторов (Henry et al., 2005), составляла 685—610 °С. Более поздние деформации и флюидное воздействие на породу в условиях зеленосланцевой фации обусловили частичное замещение биотита хлоритом, ильменита — рутилом, образование титанита, алланита-(Се), эшинита-(Се).

Выделяется три генерации хромшпинелидов (рис. 6, в). Наиболее поздняя, представленная каймой магнетита с вростками рутила и хлорита, образовалась при наложенном метаморфизме и флюидном воздействии на породу в условиях зеленосланцевой фации. Промежуточная генерация представлена сравнительно хорошо ограненными феррихромитом или хроммагнетитом, которые замещают субферриалюмохромит ранней генерации. Замещение связано с привносом Fe и сопровождается выносом Al и Ti (табл. 2, зерно 12). Возможно, что эта генерация образуется на ранней стадии метаморфизма жилы, в условиях амфиболитовой фации.

Более проблематичен генезис субферриалюмохромита. С учетом высокой температуры кристаллизации вкрапленников биотита (>750 °С) можно предположить, этот хромшпинелид кристаллизовался непосредственно из карбонатно-силикатного расплава. С другой стороны, субферриалюмохромит, в отличие от феррихромита и хроммагнетита из кальцитовой жилы, характеризуется высоким отношением Fe²⁺/Fe³⁺ (рис. 10), указывающим на восстановительные условия, что не согласуется со стабильностью в породе титанистого биотита. Можно допустить, что реликты субферриалюмохромита представляют собой ксеногенный материал, возможно, мантийный, захваченный доломитовым расплавом.

От обычных хромшпинелидов из мантийных перидотитов (Barnes, Roeder, 2001; Kamenetsky et al., 2001; Arai et al., 2011) субферриалюмохромит отличается крайне низкой магнезиальностью, а также обогащенностью ZnО, MnO и TiO₂. Такие изменения состава первичного магнезиального хромшпинелида могли произойти либо в результате реакций с высокотемпературным флюидом (Johan, Ohnenstetter, 2010), либо в результате наложенных гидротермальных процессов (Fanlo et al., 2015). Хромшпинелиды с повышенным содержанием Zn и низкими содержаниями Mg и Al были обнаружены во включениях в алмазах из кимберлитов (Meyer, Boyd, 1972). По мнению одних исследователей, они являются свидетельством метасоматических процессов в литосферной мантии (Силаев и др., 2008), согласно другой модели (Arai, Ishimaru, 2011), Zn-содержащий хромит, образовавшийся в процессе низкотемпературного изменения перидотитов, в составе серпентинитов погружался в зонах субдукции в мантию; при этом субдуцируемый СаСО₃ препятствовал взаимодействию Zn-содержащего хромита с богатыми Mg мантийными минералами.

Повышенное содержание Zn (до 4.6 мас. %) характерно и для хромшпинелидов из кальцитовых жил. Это обращает на себя внимание, поскольку в карбонатитах цинк обычно входит в состав сфалерита, образующегося чаще всего на поздней стадии сульфидной минерализации (Кухаренко и др., 1965; Карбонатиты, 1969). Возможно, повышенная концентрация Zn в хромшпинелидах указывает, что хромшпинелиды в жилах являются ксеногенными минералами.

Дополнительным критерием в пользу мантийного происхождения хромшпинелидов в карбонатных жилах Западного Прибайкалья могло бы быть присутствие в них других высокохромистых мантийных минералов. Имеющийся в настоящее время фактический материал не позволяет однозначно решить вопрос о генезисе хромшпинелидов.

 

Работа выполнена при поддержке РФФИ (грант 17-05-00819) и РНФ (РНФ-18-17-00101).

Авторы выражают искреннюю признательность рецензенту, критические замечания которого позволили существенно улучшить качество статьи.

About the authors

Valentina B. Savelyeva

Institute of the Earth's Crust SB RAS

Author for correspondence.
Email: vsavel@crust.irk.ru
ORCID iD: 0000-0002-9238-4763
SPIN-code: 7732-3485
Scopus Author ID: 55038714000

Candidate of Geological and Mineralogical Sciences, Senior Researcher, Laboratory of Petrology, Geochemistry and Ore Genesis

Russian Federation, 664033, Irkutsk, Lermontov St., 128

Ekaterina P. Bazarova

Institute of the Earth's Crust SB RAS

Email: bazarova@crust.irk.ru
ORCID iD: 0000-0002-6644-2659
SPIN-code: 2613-5874
Scopus Author ID: 36701080300

Candidate of Geological and Mineralogical Sciences, Junior Researcher, Laboratory of Petrology, Geochemistry and Ore Genesis

664033, Irkutsk, Lermontov St., 128

Elena A. Khromova

Geological Institute of the Siberian Branch of the RAS

Email: lena.khromova.00@mail.ru
Scopus Author ID: 56971248000

Junior Researcher, Laboratory of Instrumental Methods of Analysis

670047, Ulan-Ude, Sakhyanova st., 6a

References

Supplementary files