Мария Алфёрова, Автореферат

Ахтарандит и самоцветные разновидности гранатов - производные низкоградного метаморфизма

Алфёрова Мария Сергеевна

Автореферат диссертации на соискание ученой степени кандидата геолого-минералогических наук

Часть 2. Самоцветные разновидности хром-содержащих гранатов и ассоциирующих с ними минералов родингитовой минеральной ассоциации.

Самоцветные разновидности хром-содержащего граната встречаются среди пиральспитов (пироп, пироп-альмандин, <умбалит>) и уграндитов (уваровит, <тсаворит>, <демантоид>). В работе рассмотрена последняя группа минералов, представленных хром-титан-содержащим гроссуляром Талнахского проявления ахтарандита, хром-содержащим андрадитом - демантоидом Ново-Каркодинского месторождения и уваровитом Сарановского месторождения хромититов.

2-1. Минералогия метаморфизованных магнезиальных скарнов с хром-содержащим гроссуляром, проявление г. Отдельная, Талнах

Проявление хром-содержащего гроссуляра у подножия г. Отдельной (Талнах) представляет собой измененные роговики и скарны среди лейкогаббро, состоящие из гроссуляра, везувиана, ахтарандита, хромшпинелида, фассаита, кальцита, стильбита, хлоритовых минералов, ангидрита, гидроокислов железа. Нередко породы не сцементированы. Сцементированные измененные роговики и скарны можно разделить по преобладанию в них одного из главных породообразующих минералов; встречены преимущественно гранатовые, везувиановые и ахтарандитовые породы. Главная минеральная ассоциация гранат-везувиан-ахтарандит Талнахского проявления и Вилюйского месторождения ахтарандита подобны; различия, вероятно, являются отражением процесса образования ахтарандита и сопряженной с ним самоцветной минерализации.

Гранат. Кристаллы граната растут в трещинах в измененных лейкогаббро, на 60-80% слагают объем гранатовых апоскарновых родингитов, где образуют скопления до десятков сантиметров. Минерализация граната также развита в пирротин-пентландитовых рудах.

 
Рисунок 3. Кристаллы хром-титан-содержащего гроссуляра г. Отдельная
а) в шлифе (проходящий свет, николи Х), б)-в) изображения в обратно-отраженных электронах.

Гранат представлен хорошо ограненными, как правило, тонкозональными кристаллами зеленого до белого цвета размером от 0.5-1 до 8-10 мм. Гранат оптически анизотропен: секториален и тонкозонален (рис.3а). По составу гранат неоднороден. Центральные части зональных кристаллов и зеленые зерна отвечают Ti-содержащему хром-гроссуляру, а краевые - гроссуляру (табл.2).

По расчетным данным содержание (OH)-групп снижается от центра к периферии зонального кристалла граната. В бесцветной зоне кристалла граната потеря веса составила 1.1%, в светло-зеленой - 1.6%.

Включения в гранате. Хромгроссуляр содержит флюидные и минеральные включения - метаморфогенного алюмомагнезиохромита (рис. 3б), нередко с вростками макинавита - типичного образования низкоградного метаморфизма; четко ограненных агрегатов везувиана (рис. 3в) и амезита - возможно, псевдоморфозы, подобной ахтарандиту, включения которого в гроссуляре широко развиты на Вилюйском месторождении; а также стильбита, халькопирита и флюидные включения.

Гроссуляр Вилюйского месторождения ахтарандита образует более крупные кристаллы (до 5-7 см в поперечнике), изотропен оптически, однороден химически и не содержит хром. Это свидетельствует о более высоких температурах образования - не ниже 352^oС по термобарогеохимическим данным. Включения в гроссуляре также представлены микроагрегатами минералов, слагающих ахтарандит.

Везувиан в родингитоподобных породах г Отдельная встречается в виде хорошо образованных кристаллов желтовато-зеленого до фисташково-зеленого цвета размером до 7х5 мм. Кристаллы по морфологии напоминают вилюит. Кристаллы везувиана оптически тонкозональны и секториальны.

По данным микрозондового анализа химический состав исследуемого везувиана отличается низким содержанием Fe, значительным содержанием Cl и F, повышающемся от центра кристалла к периферии; содержание Ti, Cr, B по этому профилю уменьшается. По данным ИК-спектроскопии талнахский везувиан подобен вилюиту - бор-содержащему везувиану; в спектрах наблюдаются полосы колебаний групп [ВО₃] и [ВО₃], расчетное содержание бора - до 3.42 ф.е. По данным химического анализа талнахский везувиан содержит до 1.5 мас. % F, что является промежуточным значением по сравнению с везувианом скарнов (до 2 мас. %) и родингитов (до 0.6 мас. %) (Allen & Burnham, 1992; Armburster & Gnos, 2000). Наличие пика 3610-3620см^-1 в ИК-спектре, типичного для низкотемпературных условиий образования (родингитов), наряду с высокотемпературными характеристиками спектра в целом, свидетельствует о промежуточном типе везувиана.

Включения в везувиане. Кристаллы везувиана содержат минеральные включения, представленные фассаитом, преимущественно в центральной зоне, являющимся реликтом высокотемпературной стадии образования кристалла; с ним же в тесном срастании встречен перовскит. К относительно низкотемпературным включениям относятся титанит, замещающий фассаит и перовскит, хромгроссуляр, встречающийся в периферийных частях везувиана. Подобно кристаллам хромгроссуляра, кристаллы везувиана содержат хорошо ограненные включения агрегатов везувиана и гидрогроссуляра, предположительно - псевдоморфозы, подобной ахтарандиту, срастания которого с вилюитом типичны для Вилюйского месторождения.

Условия образования хром-содержащего гроссуляра Талнахского проявления

Проявление поделочного хром-содержащего гроссуляра и ахтарандита г. Отдельной (Талнах) и Вилюйское месторождение гроссуляра, вилюита и ахтарандита относились ранними исследователями к скарнам (Рябов, 1996; Ляхович, 1954), однако минеральные парагенезисы, данные ИК-спектроскопии, термобарогеохимические и экспериментальные исследования свидетельствуют о более сложном процессе их образования, состоявшем как минимум из двух стадий: высокотемпературной скарновой и низкотемпературной апоскарновой.

К высокотемпературной, скарновой стадии процесса образования упомянутых минеральных ассоциаций относятся фассаит и перовскит, находящиеся в виде отдельных фаз и в виде включений в центральных частях кристаллов везувиана, а также сами центральные зоны <высокого> везувиана, отличающиеся разупорядоченной структурой.

Гидрогроссуляр с 10 и более мас. % Cr₂O₃ и TiO₂ и парагенезис гидрогросууляр, гроссуляр, борсодержащий везувиан (краевые части кристаллов), амезит, диопсид, алюмо-магнезиохромит, титанит, хлорит, антигорит являются типичными образованиями пренит-пумпеллиитовой фации, макинавит - цеолитовой фации низкоградного метаморфизма.

Хорошо ограненные включения агрегатов везувиана, амезита и гидрогроссуляра, встреченные в кристаллах гроссуляра и везувиана, напоминают псевдоморфозу, обладающую четкой формой и представляющую собой тонкое срастание минералов, подобную ахтарандиту, находящемуся в данной минеральной ассоциации. Исходя из предположения, что эти включения - суть ахтарандит, можно утверждать, что, будучи капсюлированным, протоминерал ахтарандита претерпел изменения, подобно отдельным кристаллам.

Вероятно, образование такой специфической минеральной ассоциации происходило следующим путем: на заключительном этапе высокотемпературной скарновой стадии происходило образование высокотемпературных минералов, ядер кристаллов везувиана, протоминерала ахтарандита - хлор-окси-гранатоида ряда майенит-вадалит. На апоскарновой стадии образовались более низкотемпературные образования, в той или иной степени заместившие минералы высокотемпературной стадии: гроссуляр - по плагиоклазу, титансодержащий хром-гроссуляр и алюмомагнезиохромит - по первичному хромшпинелиду, низкотемпературный везувиан - по высокотемпературному везувиану, ахтарандит - по майенит-вадалиту, титанит - по перовскиту. Завершился процесс образованием метаморфогенно-гидротермальных прожилков с халькопиритом, троилитом, макинавитом, стильбитом цеолитовой фации.

2-2. Проблема образования демантоида

Демантоид - прозрачная самоцветная разновидность хром-содержащего андрадита зеленого цвета, с алмазным блеском и включениями агрегатов нитевидных кристаллов, известных как <конский хвост> (Ферсман, 1923). В отличие от андрадита, демантоид крйне редок, что вызвано особыми условиями его образования. В настоящее время основная масса демантоида добывается из коренного Ново-Каркодинского месторождения на Среднем Урале, месторождений Ирана и Мадагаскара. Некоторое количество демантоида поступает из россыпей Среднего Урала и Чукотки. Месторождения демантоида также известны в Северной Италии, Эфиопии (Эритрее), Китае (Тибете), Монголии, Швейцарии, Венгрии, США, Конго (Киевленко и др., 1974; Чернавцев, 1985; Schmetzer et al., 1975; Gramaccioli, 1978; Stockton & Manson, 1984; Rouse, 1986; Lind et al., 1997; Milisenda et al., 1999).

Минерализация с демантоидом, как правило, представлена метаморфогенно-гидротермальными жилами, содержащими минералы родингитовой ассоциации. В серпентинитах Северных Альп (Пьемонте) - это андрадит и хром-содержащий андрадит, прозрачный титанит и хром-содержащий титанит, прозрачный везувиан; на Урале (в серпентинитах Ново-Каркодинского месторождения) - это андрадит и хром-содержащий андрадит (демантоид). Подобные метаморфогенно-гидротермальные жилы в серпентинитах на Сарановском, Баженовском месторождениях не содержат демантоид, но содержат лишь уваровит, хромгроссуляр, хромтитанит, и гроссуляр с небольшими количествами хром-содержащего андрадита соответственно.

Причина уникальности и редкости демантоида обусловлена геологическими, петрологическими и минералогическими условиями его образования.

Минералогия метаморфизованных базитов среди гипербазитов с хром-содержащим андрадитом (демантоидом), Ново-Каркодинское месторождение демантоида, Средний Урал

Ново-Каркодинское месторождение размещено в мощной тектонической зоне среди антигоритовых аподунитовых серпентинитов Каркодинского гипербазитового массива (Кропанцев, 1997; Поляков, 1999). В центральных частях зоны меланжа проходит крутопадающая полоса интенсивно рассланцованных и будинированных пород, маломощных зон милонитов, в том числе по хромититам, которые, как правило, замещены агрегатами хром-содержащего граната. Тела с демантоидом размещены большей частью в полосах интенсивно рассланцованных антигоритовых серпентинитов и актинолит-антигоритовых пород. Демантоидсодержащие зоны обычно выполняют трещины отрыва в серпентинитах, возникающие, по-видимому, из-за присутствия менее пластичных тел габбро и кварцевых диоритов.

Аподунитовые и апогарцбургитовые серпентиниты Каркодинского массива сложены антигоритом с примесью брусита, магнезита (вероятно, псевдоморфозы по бруситу), реликтовыми хромшпинелидами серпентинизированных оливиновых хромититов. Здесь отмечен кулкеит (смешанно-слойный тальк-хлорит 1:1). Аполерцолитовые серпентиниты также нередко содержат актинолит.

Ново-Каркодинское месторождение демантоида представляет собой сеть ранних и поздних прожилков различного состава, развитых в общей массе серпентинитов. Ранние прожилки сложены агрегатами клинохризотила, брусита, граната; в отдельных участках развит Cr-пеннин. Поздние прожилки представлены агрегатами зерен граната-демантоида, выполняющими трещины отрыва и полости растворения. Повсеместно развиты карбонаты, образующие поздние просечки.

Минеральные ассоциации ранних прожилков

Клинохризотил и хризотил образуют длинноволокнистые, пластинчатые агрегаты и параллельно-шестоватые агрегаты 2 рода совместно с бруситом в антигоритовых серпентинитах. Формула типичного хризотила следующая: (Mg_2,701Fe²⁺_0,137Zn_0,011Al_0,148Cr_0,003)₃[(Si_1,980Al_0,020)₂O₅]((OH)_3,869O_0,131)₄.

Гранат ярко-зеленого цвета широко развит в ранних прожилках в парагенезисе с клинохризотилом и бруситом. В слаботектонизированных участках серпентинизированных оливиновых хромититов наблюдается замещение магнезиохромита и хромита каймами и неориентированными агрегатами зеленого граната. Состав граната непостоянен и колеблется от 23 до 35% уваровитового компонента и от 65 до 77% андрадитового. Формула (Ca_2,92Fe²⁺_0,04Mg_0,03Mn_0,01)_3,00(Fe³⁺_1,50Cr_0,48Ti_0,01Al_0,01)_2,00[(Si_2,91(O₄H₄)_0,09)_3,00O₁₂].

Cr-пеннин развит в ассоциации с Cr-андрадитом, замещающим хромшпинелид. Типичная формула минерала: (Mg_5,045Fe²⁺_0,120Fe³⁺_0,067Al_0,457Cr_0,221)₆ [(Si_3,255Al_0,745)₄O₁₀](OH)₈.

Минеральные ассоциации поздних прожилков

Поздние прожилки представлены гранатом - демантоидом и карбонатами. Демантоид наблюдается как в клинохризотил-карбонатных (апогарцбургитовых серпентинитах), так и в актинолит-брусит-антигоритовых породах (аполерцолитовых серпентинитах). Как правило, демантоид образует зерна округлой формы и их скопления от первых мм до 3-5 см. По химическому составу это андрадит с содержанием Cr₂O₃ 0.57-0.03 мас. %, типичная формула Ca_3,00(Fe³⁺_1,93Cr_0,05Ti_0,01Al_0,01)[Si_3,00O₁₂].

Обычно зерна демантоида содержат пучки нитевидных включений, известные как включения <типа конский хвост>. В зависимости от типа вмещающих пород, они могут быть представлены разными минералами. Включения клинохризотила (типичная формула (Mg_2,863Fe²⁺_0,125Al_0,006Cr_0,002Mn_0,002Ni_0,002)3 [(Si_1,887Al_0,112)₂O₅](OH)_3,922) характерны для демантоида из родингитов среди апогарцбургитовых серпентинитов, тремолита-актинолита (<биссолита>) - для демантоида из родингитов среди аполерцолитовых серпентинитов. Среди других включений в демантоиде наиболее часты диопсид, образующий прозрачные столбчатые кристаллы (Krzeminski, 1999); магнетит в виде рассеянных октаэдрических кристалликов; а также флюидные включения.

На поздней стадии происходит повсеместное образование карбонатов - кальцита, доломита, магнезита, развитых в виде многочисленных тонких прожилков во всех ранних образованиях.

Условия образования демантоида

Структурная позиция демантоидсодержащих тел - локализация в трещинах отрыва в зоне тектнического меланжа указывает на относительно позднее их происхождение, не связанное с процессами минералогенеза гипербазитов, как принято считать. Как отмечалось выше, появление трещин отрыва, вероятно, стало возможным благодаря наличию небольших тел габброидов - своеобразных <ребер жесткости> в пластичных серпентинитах.

Минеральный состав пород Каркодинского массива также был изменен в результате поздних процессов; алюмо-магнезиохромит и алюмохромит частично замещены хромитом, феррихромитом и хром-содержащим гранатом, оливин и ромбопироксен замещены антигоритом и бруситом, клинопироксены - актинолитом и хлоритами. Минеральные ассоциации с демантоидом Ново-Каркодинского месторождения принадлежат к родингитовым по парагенезису хлорит (Cr-пеннин) + гранат (демантоид) + пироксен (диопсид). По результатам термокриометрии минимальная температура образования демантоида 234^oС, что сопоставимо с экспериментальными температурами образования граната из родингитов (Плюснина и др., 1993).

И характер локализации демантоидсодержащих зон, и типичный минеральный состав пород Ново-Каркодинского месторождения свидетельствуют в пользу образования демантоида в результате позднего, наложенного процесса - низкоградного метаморфизма пумпеллиит-актинолитовой фации, первые предположения о котором изложены в работах (Спиридонов и др., 2000; Спиридонов & Плетнев, 2002; Spiridonov, 1998).

Демантоид, содержащий включения типа <конский хвост>, образует нехарактерные для граната округлые зерна в трещинах отрыва, по-видимому, в результате многократного растворения и переотложения раннего высокохромистого граната, поглотившего почти весь реакционный хром. Округлые формы уральского демантоида связывались многими исследователями со сферолитовым ростом (Кисин и др., 1997). Наблюдения в шлифах показали, что в зернах демантоида всегда присутствуют элементы слабого расщепления. Одной из причин расщепления, по-видимому, является гетерометрия секторов роста. Другая причина - в совместном росте расщепленных агрегатов демантоида и клинохризотила / актинолита. По нашим наблюдениям, обособления нитевидных индивидов являются обязательными спутниками расщепленных зон граната; они маркируют расщепление, а визуально выглядят как включения, <пронизывающие> демантоид (рис. 4).

Рисунок 4. Демантоид - расщепленный агрегат андрадита и клино-хризотила.

Зарождение расщепленных агрегатов андрадит-клинохризотил или андрадит-биссолит (актинолит-тремолит) нередко происходит на новообразованных кристаллах магнетита, высвободившегося при превращениях алюмо-магнезиохромит - хромит - хром-магнетит - магнетит в условиях повышенного окислительного потенциала и, следовательно, щелочности (Жариков, 1993). Вследствие повышенного окислительного потенциала в составе демантоида полностью отсутствует Fe²⁺, придающее коричневый цвет минералам, и самоцвет приобретает чистый ярко-зеленый, <хромовый> цвет. Повышенная щелочность среды и, как следствие, развитие карбонатов, привела к частичному растворению минеральных включений типа <конский хвост> и образованию на их месте полых канальцев (Кисин, 1997).

На Ново-Каркодинском месторождении также описаны огранённые кристаллы <демантоида> ромбододекаэдрического и тетрагонтриоктаэдрического габитуса (Кропанцев, 1998). Такие кристаллы являются хромсодержащим андрадитом, не содержащим нитевидных включений тремолита или серпентина.

Итак, хром-содержащий андрадит - демантоид коренного Ново-Каркодинского месторождения на Среднем Урале принадлежит родингитовой минеральной ассоциации, возникшей в условиях пумпеллиит-актинолитовой фации. В метагипербазитах магматические алюмомагнезиохромиты замещены метаморфогенными феррихромшпинелидами и далее богатым хромом андрадитом. Демантоид, представленный расщепленными кристаллами хромсодержащего андрадита с пучками сингенетичных волокнистых включениями хризотила или актинолита, развивается позднее при ограниченных ресурсах реакционно-способного хрома.

2-3. Метаморфогенно-гидротермальная самоцветная минерализация Сарановского хромитового месторождения

Минералогия метаморфогенно-гидротермальых образований Сарановского хромитового месторождения

Докембрийский стратиформный троктолит-гарцбургит-дунитовый Сарановский гипербазитовый массив расположен на западном склоне Урала. Массив содержит 30 горизонтов хромититов мощностью 0.5-12 м и рассечен телом габбро-долеритов и множеством даек долеритов и пикритов (Зимин, 1954; Иванов, 1997). Горизонты хромититов представляют собой выдержанные по простиранию пласты оливин-хромитовых и бронзит-оливин-хромитовых кумулятов, которые ранее залегали горизонтально. В дальнейшем интрузивное тело гипербазитов было поставлено <на голову> (пласты хромититов залегают близ вертикально) и заметно тектонизировано - раздавлено и будинировано. Секущее тело габброидов в придонной части содержит расслоенные ликвационные сульфидные капли. Современное положение расслоенности этих капель свидетельствует, что тело габброидов развёрнуто почти на 90°, аналогично телу хромитоносных гипербазитов. Самоцветная минерализация наложена на тектонизированные гипербазиты и базиты.

Хром-содержащие самоцветы инкрустируют стенки карбонатных жил альпийского типа среди метахромититов, являющихся источником Cr, близ контакта с метабазитами, являющимися источником титана, алюминия, кальция. По фазовым взаимоотношениям метаморфогенных минеральных ассоциаций выделено 5 стадий процесса, большинство которых содержит самоцветную минерализацию.

Минерализация метаморфогенно-гидротермальных жил альпийского типа

Среди метаморфитов Сарановского массива и вмещающих его пород развито множество жил альпийского типа, в том числе представленных параллельно-шестоватыми агрегатами 2 типа по Д.П. Григорьеву (Григорьев и др., 1975).

Состав жил следующий: (1) среди метагипербазитов - антигорит (Варлаков и др., 1970), карбонат, брусит, магнетит; (2) среди метахромититов - кальцит / доломит, зеленый корундофиллит (с 3-11 мас. % Cr₂O₃), титанит, хром-содержащий гранат (гроссуляр-гидрогросуляр, уваровит), Cr пумпеллиит (до шуйскита (Иванов и др., 1981)); (3) среди метабазитов - карбонат, клиноцоизит-эпидот, хлорит (корундофиллит и рипидолит), альбит, магнетит, титанит (или рутил), сульфиды Fe-Cu.

Особенности формирования высокохромовой минерализации

Стадии минералообразования выделены по тектоническим и минералогическим признакам. Каждая стадия начинается с этапа дробения и заканчивается повышением фугитивности CO₂, потерей устойчитвости силикатов Ti и замещением их оксидами Ti. Минеральные ассоциации каждой стадии отвечают той или иной фации метаморфизма. Набор минералов 1 стадии типичен для пренит-пумпеллиитовой фации (пумпеллиит, лизардит); 2 стадии - для пренит-пумпеллиитовой фации высокого давления: 6 - 6.5 кб, (по эпидот-пумпеллиитовому термобарометру T.Arai, 1983), T=300-340^oС; 3 стадии - пренит-пумпеллиитовой фации (T=480-387^oС по наличию диаспора) повышенного давления; 4 стадии - пренит-пумпеллиитовой фации умеренного давления (~3 кб); 5 стадии - цеолитовой фации. Тренд метаморфизма для района Сарановского месторождения: цеолитовая фация - пренит-пумпеллиитовая фация - цеолитовая фация соответствует стандартной петле Л.Л. Перчука (Perchuk & Aranovich, 1981). При процессах низкоградного метаморфизма магматический алюмо-магнезиохромит в отдельных участках превращен в хромит, далее в феррихромит и хроммагнетит, которые были источником хрома для самоцветов.

Важнейшие самоцветные минералы метаморфогенно-гидротермальных жил среди метахромититов

Гранат пренит-пумпеллиитовой фации высокого давления. Уваровит и хром-содержащий гроссуляр образуют ромбододекаэдрические кристаллы размером до 8-12 мм, темно-зеленого цвета в метахромититах или в кальцитовых жилах среди них. Кристаллы оптически анизотропны, обнаруживают четкую оптическую зональность и секториальность, что связано с гетерометрией роста (Штукенберг, 1997). В составе граната содержится от 17 до 92% уваровитового минала, от 40 до 70% гроссулярового минала и до 0.5% андрадитового минала; до 2 мас.% TiO₂, ~0.5мас.% Fe, следы Zn, Ni, V, Cu, Mg, Mn.

Уваровит и хром-содержащий гроссуляр образуют сплошные щетки на метахромититах, развиты в зонах дробления. Тонко-мелкокристаллические агрегаты анизотропного хромграната интенсивно замещают метахромититы в зонах милонитизации и вдоль зеркал скольжения. Гранат нередко находится в парагенезисе с хлоритом и/или непрозрачным хром-титанитом, шуйскитом, хром-пумпеллиитом и апатитом.

Хром-содержащий титанит пренит-пумпеллиитовой фации повышенного давления находится в ассоциации с хром-содержащим амезитом и кальцитом. В кальцитовых жилах образует прозрачные таблитчатые кристаллы темно-зеленого цвета размером до 35х22х14 мм. В полостях растворения встречается благородная разновидность хром-титанита изумрудно-зеленого цвета в виде прозрачных пластинчатых кристаллов и плоских двойников размером до 45x25x3 мм, которая является продуктом перекристаллизации непрозрачного хром-содержащего титанита ранних стадий (рис. 5). Типичная формула самоцветного хром-титанита (Ca_0,97Mg_0,01Fe_0,02)_1,00(Ti_0,90Al_0,04Cr_0,02)_0,96[Si_1,02O₄][O_0,88(OH)_0,10F_0,02]_1,00. Для хром-титанита характерен гетеровалентный изоморфизм по схеме: Ti+O→Cr+F, OH.

Рисунок 5. Двойники хром-содержащего титанита.

Из данных, приведенных в части 2, следуют третье и четвертое защищаемые положения.

данные о работе
данные о Марии Алфёровой