Iron-titanium mineralization of the Oshurkovsky Massif (Transbaikalia).pdf Введение Ошурковский щелочно-габброидный массив представляет интерес, прежде всего, как объект, с которым связано одно из крупнейших апатитовых месторождений Сибири. В многочисленных статьях и монографиях, посвященных геологии массива (в настоящее время число их приближается к шестидесяти), дается подробное описание апатита и основных породообразующих минералов, рассмотрены особенности размещения апатитового оруденения и его генезис. Практически неизученными остаются только присутствующие в породах рудные минералы, характеристика которых, в большинстве случаев, ограничивается простым перечислением их названий. Обычно в перечне их упоминаются титаномаг-нетит и титанит [Андреев и др., 1972], титаномагне-тит, ильменит, титанит [Литвиновский и др., 1998а; Рипп и др., 2000; Кислов, 2011]. Более подробная информация о характере и химическом составе рудных минералов Ошурковского массива, базирующаяся на результатах микрозондового анализа, содержится в работах [Занвилевич и др., 1999; Царев, Батуева, 2013]. Согласно этим авторам, основными типоморфными рудными минералами Ошурковской интрузии «являются ильменит и титаномагнетит, при разложении которых образуются титанит и гематит». Эти данные входят, однако, в противоречие с результатами минераграфического изучения ошурковских руд, выполненного автором, согласно которому одним из наиболее широко распространенных рудных минералов в них является гематит-ильменит [Шаба-шев, 1971]. Подобные расхождения в диагностике минералов имеют достаточно принципиальное значение, поскольку кардинальным образом влияют на интерпретацию физико-химических условий формирования массива. Поэтому представлялось актуальным проведение исследований по уточнению состава присутствующих в массиве железо-титановых рудных минералов, являющихся важнейшим источником информации при решении проблем, касающихся строения месторождения, механизма его формирования, генезиса связанного с ним апатитового оруденения, которые до сих пор остаются дискуссионными. Такие исследования вызывают интерес еще и потому, что условия образования гематит-ильменитовой ассоциации, из-за малой ее распространенности в щелочно-габброидных комплексах, изучены недостаточно. Остается также не выясненным вопрос практической значимости железотитанового оруденения Ошурковского месторождения, не установлены закономерности его распространения. С целью получения ответов на эти вопросы и было начато детальное изучение присутствующих в его пределах рудных минералов. Геологическая характеристика Ошурковского массива Ошурковский щелочно-габброидный массив находится на территории Бурятии в 15 км северо-западнее г. Улан-Удэ и занимает площадь около 12 км2. В плане массив имеет неправильную удлиненную в северозападном направлении форму. Северо-восточная, восточная и южная границы его перекрыты чехлом рыхлых четвертичных отложений. На севере и западе массив контактирует с метаморфическими породами позднепалеозойской итанцинской свиты, представленными мигматизированными биотитовыми и амфиболовыми гнейсами. Возраст слагающих его пород, согласно данным геохронологических исследований, соответствует интервалу 123-136 млн лет [Рипп и др., 2013; Царев, Батуева, 2013]. Геотектоническое положение массива определяется приуроченностью к зоне позднемезозойских грабенов, расчленяющих северо-восточную часть докембрийского Хамар-Дабанского антиклинория [Никифоров и др., 2000]. В пределах самой зоны размещение его контролируется долгоживущим субмеридиональным тектоническим разломом, секущим горстовый борт Удинского грабена. Данные о геологическом строении массива, взгляды различных исследователей на условия его формирования, результаты изучения минералогии, петрографии слагающих его пород, особенностей их химизма и генезиса связанного с ними апатитового оруденения рассмотрены в многочисленных публикациях [Ковальский, Костромин, 1968; Егорова, Новикова 1970; Костромина, 1971; Андреев и др., 1972; Залуцкий, 1979; Кузнецов, 1980; Смирнов, 1980; Яценко 1982; Тяже-лов, 1986; Кузнецова и др., 1995; Литвиновский и др., 1998а; Литвиновский и др., 1998b; Занвилевич и др., 1999; Ласточкин и др., 2011; Рипп и др., 2013; Царев, Батуева, 2013] и др. Большинство исследователей Ошурковского массива относят его к числу слабо дифференцированных многофазных образований, сформированных в два основных этапа. Породы первого главного этапа, занимающие около 90 % объема интрузии, по особенностям их химизма, минерального состава, структуры определены как щелочные габброиды, а точнее как бесфельдшпатоидные эссекситы [Шабашев, 1977] (рис. 1). В зависимости от содержания темноцветных минералов породы Ошур-ковского массива подразделяются на мезократовые -заметно преобладающие, мелано- и лейкократовые. К числу редких, но периодически встречающихся в разрезе месторождения пород относятся ультрабазиты (пироксениты, горнблендиты), биотититы, габбро-пегматиты, а также тела апатит-полевошпатовых и сливных железо-титановых руд. Все вышеперечисленные фациальные разновидности щелочных габброидов и рудных пород являются генетически родственными образованиями, возникшими в процессе кристаллизационной дифференциации внедрившегося магматического расплава. Контакты между ними обычно достаточно четкие, без сколько-нибудь заметных признаков температурного и химического воздействия одних пород на другие. Подобные взаимоотношения являются, как известно [Уэджер, Браун, 1970], характерной особенностью стратифицированных комплексов. На заключительном этапе становления пород первой фазы, вследствие тектонической активизации разлома, контролирующего размещение массива, происходило внедрение многочисленных сининтрузивных даек лампрофиров и мелкозернистых сиенитов. К числу достаточно редких жильных образований Ошурковского массива, предположительно связанных с заключительной фазой становления щелочных габброидов, относятся дайки карбонатитов [Рипп и др., 2000, 2011] и щелочных ангидритсодержащих сиенитов [Шабашев, Никифоров, 2019]. Второй этап формирования Ошурковского массива характеризуется внедрением относительно крупных (до 2 км2) штоко- и дайкообразных тел щелочно-полевошпатовых сиенитов, локализованных вблизи его юго-западного и западного флангов, и сингенетичных им жильных образований - лампрофиров и мелкозернистых сиенитов. В результате их воздействия на породы первой фазы имеет место проявление контактового метасоматоза, сопровождающегося преобразованием основных породообразующих и рудных минералов щелочных габброидов. Становление Ошурковского массива завершается внедрением жильных тел гранитоидов и мезозойских пегматитов. Их размещение контролируется обычно зонами разноориентированных тектонических нарушений и сопровождается отчетливо выраженными зеленокаменными изменениями вмещающих щелочных габброидов. Все перечисленные особенности строения Ошур-ковского массива свидетельствуют о том, что формирование его происходило в течение длительного времени в условиях существования активного магматического очага. Следствием многоактного развития интрузии являются локально наблюдающиеся признаки метасоматического и гидротермального преобразования слагающих ее пород. Материалы и методы исследования Проведенные автором исследования показали, что постоянными компонентами всех без исключения петрографических разновидностей пород, слагающих Ошурковский массив, являются рудные оксиды. С целью определения их состава, установления закономерностей распределения и оценки масштаба оруденения проведено минераграфическое изучение 115 аншлифов, характеризующих основные петрографические разновидности пород массива. Наиболее подробно исследован характер рудной минерализации образований первой магматической фазы, менее детально изучены связанные с ними дайки и щелочно-полевошпатовые сиениты II фазы. Диагностика оптических (цвет, отражательная способность, изо-тропнисть, двуотражение, поведение в иммерсии) и физических (форма, твердость, магнитные свойства) характеристик исследуемых минералов проводилась на микроскопах МИН-9 и Leica-DMRX (Германия). Оценка отражательной способности и цвета осуществлялась методом визуального сравнения с минералами-эталонами. При определении магнитных свойств рудных зерен использовался микромагнит. Твердость оценивалась по результату испытания стальной и медной иглами. Для получения дополнительной информации применялась методика травления рудных зерен кислотами. Предварительная диагностика минералов проводилась с помощью таблиц-решеток И. С. Волынского [Волынский, 1947] и определителя минералов П. Рамдора [Рамдор, 1962]. Рис. 1. Карта распределения основных петрографических разновидностей пород (а) и фрагмент геологического разреза (b) центральной части Ошурковского месторождения (составлены В.Я. Шабашевым с использованием материалов по разведке месторождения 1968, 1983 гг.) 1-3 - разновидности бесфельдшпатоидных эссекситов: 1 - биотит-пироксен-роговообманковая; 2 - биотит-роговообманковая; 3 - биотит-пироксеновая; 4 - дайки лампрофиров (наиболее крупные); 5 - сиениты, щелочно-полевошпатовые сиениты; 6 -пегматиты; 7 - мелкозернистые граниты; 8 - зоны наиболее крупных минерализованных тектонических нарушений; 9 - участки сиенитизации щелочных габброидов; 10 - внешний контур распространения четвертичных отложений мощностью более 3 м; 11 - линии разведочных профилей и их номера; 12 - скважины и их номера Fig. 1. The distribution scheme of the main petrographic species of rocks (a) and a fragment of eological section (b) of the central part of the Oshurkovskoye apatite field (compiled by V.Ya. Shabashev using exploration materials from the field of 1968, 1983) 1-3 - types of essexsit: 1 - biotite-pyroxene-hornblende; 2 - biotite-hornblende; 3 - biotite-pyroxene; 4 - lamprophyre dikes (largest); 5 - syenites, alkaline-feldspar syenites; 6 - pegmatites; 7 - fine-grained granites; 8 - zones of the largest mineralized tectonic disturbances; 9 - areas of syenitization of alkaline gabbroids; 10 - external contour of distribution of Quaternary deposits with a capacity of more than 3 m; 11 - lines of exploration profiles and their numbers; 12 - wells and their numbers При изучении 63 образцов в качестве контрольного метода диагностики рудных минералов и определения их химического состава использовался микро-зондовый анализ. Часть работы по определению состава оксидов выполнена в ИГЕМ РАН (аналитик Л.О. Магазина) на сканирующем электронном микроскопе JSM-5610LVc (Япония) рентгеновским энергодисперсионным спектрометром Oxford INCA 450 (Великобритания) (ускоряющее напряжение -25 кВ, диаметр зонда 2-3 мкм). Определение большей части минералов проведено в ВИМСе (аналитик И.Г. Быстров) на рентгеноспектральном микроанализаторе JeolJXA-8100 (JeolLtd., Япония), оснащенным тремя кристалл-дифракционными и энергодисперсионным (LinkPentafet, Oxford Inst., Великобритания, ПО INKAEnergy 400) спектрометрами. Энергодисперсионный анализ проводился при ускоряющем напряжении 20 кВ и токе зонда 30 нА, анализ волновой дисперсии - при ускоряющем напряжении 20 кВ (при определении фтора - 10 кВ) и токе зонда 30 нА. Поправки на матричный эффект рассчитывались методом трех поправок (ZAF). С целью контроля количественных показателей минеральных фаз, полученных при оптическом изучении богатых железотитановых руд, выполнен их рентгенофазовый анализ (аналитик М.С. Никольский). Работа проводилась на рентгеновском порошковом дифрактометре RigakuD/Max (Япония) (напряжение 40 кэВ, ток 20 мА, шаг сканирования 0,02) по методу Ритвельда с использованием программного пакета Profex. Фотографии аншлифов с нанесенными на них точками зондовых анализов сделаны на поляризационном микроскопе Leica-DMRX (Германия). Рудная минерализация щелочных габброидов В результате петрографического изучения Ошурковского месторождения установлено, что в составе слагающих его образований, наряду с неизмененными разновидностями щелочных габбро-идов, достаточно широко распространены породы с признаками постмагматических преобразований. Как следствие, наблюдаются заметные различия в характере присутствующей в массиве рудной минерализации. В составе неизмененных пород встречаются два основных морфологических типа рудных образований. Первый, пользующийся ограниченным распространением, представлен мелкими (диаметром не более нескольких микрометров) каплевидными включениями оксидов в полевых шпатах, реже в темноцветных минералах (рис. 2). Рис. 2. Каплеобразные включения гемоильменита в полевом шпате 1 - гематит; 2 - ильменит. Аншлиф 37-ош, х 25 Fig. 2. Droplet inclusions of hemoilmenite in feldspar 1 - hematite, 2 - ilmenite. Polished section 37-c>sh. х 25 Нередко подобные включения образуют сростки с пойкилитовыми кристаллами апатита. Данный морфологический тип рудных выделений наиболее характерен для пород ранней магматической стадии. Большинство наблюдающихся «капель» имеет двухфазное строение. Отдельные входящие в их состав минеральные фазы четко различаются по степени отражательной способности и характеру анизотропии. Среднее содержание TiO2 в составе одной из фаз составляет 48,45 мас. %, общего Fe -50,6 мас. %, MnO - 1,66 мас. % (табл. 1). Вторая рудная фаза представлена минералом, содержащим 88,11 мас. % общего Fe и 11,33 мас. % ТЮ2. По совокупности оптических, физических признаков и особенностей химического состава рассматриваемые рудные фазы могут быть диагностированы, соответственно, как ильменит и гематит, а образованные ими минеральные срастания есть не что иное, как структуры экссолюционного распада гемоильменита. В отдельных относительно крупных пластинках ильменита обычно содержатся тонкие пунктировидные вростки гематита, размер которых не превышает тысячных долей микрометра. В ламелях гематита присутствуют аналогичные структурные образования ильменита. Наряду с зернами распавшегося гемоильменита в породах достаточно часто присутствуют каплевидные образования собственно ильменита. В его составе, кроме основных минералообразующих компонентов TiO2 и общего Fe, установлена повышенная концентрация MnO (табл. 1). В большинстве случаев подобного типа ильменитовые выделения локализуются в пределах зерен темноцветных минералов. В целом содержание гемоильменитовых и ильменитовых «капель» в породах Ошурковского массива относительно общего количества присутствующих в них рудных минералов составляет не более десятых долей процента. Таблица 1 Химический состав каплеобразных рудных включений эссекситов, мас. % Table 1 Chemical composition of drop-like ore inclusions essexites, wt. % Номер образца Компо- 37ош 8/85 С-1/ош 182/86 181/86 150/86 189/86 46/70 нент Hm-Ilm Timag Mag Ilm 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 13 TiO2 11,33 47,45 45,47 0,01 - - - - - 41,26 41,18 43,84 44,43 Feoбщ 88,11 50,06 50,67 98,47 98,55 99,95 96,58 98,42 97,78 54,96 54,84 53,99 53,65 MnO - 1,66 2,45 - - - - - - 0,75 0,76 - - V2O5 - - - - 1,14 - 1,05 - 0,59 - - - - Сумма 99,44 99,17 98,59 98,48 99,69 99,95 97,63 98,42 98,37 96,97 96,78 97,83 98,08 Примечание. Hm-Ilm - гемоильменит; Timag - титаномагнетит; Mag - магнетит; Ilm - ильменит; «-» - наличие компонентов не определялось; Обр. 37-ош - гематитовая (1) и ильменитовая (2) фазы (рис. 2); Обр. 8/85 - биотит-роговообманковый ксенолит (Скв. 266, глубина 285 м): ильменитовая (3) и магнетитовая (4) фазы. Note: Hm-Ilm - hemoilmenite; Timag - titanomagnetite; Mag - magnetite; Ilm - ilmenite; «-» - the presence of components was not determined; Arr. 37-ош - hematite (1) and ilmenite (2) phases (fig. 2); Arr. 8/85 - biotite-hornblende xenolith (Borehole 266, depth 285 m); ilmenite (3) and magnetite (4) phases. Характер взаимоотношения подобных образований с главными породообразующими минералами однозначно свидетельствует об их раннемагматическом происхождении. Аналогичной формы включения рудных минералов установлены также в составе ксенолитов кровли. Большая часть встречающихся в них зерен по совокупности физических признаков (изотропии, маг-нитности, реакции на воздействие кислоты) и результатам микрозондовых анализов определена как магнетит (табл. 1, обр. С-1/ош). Реже встречаются каплеобразные выделения магнетита, содержащие тонкие пластинчатые выделения ильменита, возникшие в результате распада твердых растворов. В данном случае мы уже имеем дело с титаномагне-титом (табл. 1, обр. 8/85). Рудные образования второй генерации являются главным компонентом основных петрографических разновидностей щелочных габброидов Ошурковско-го массива и чаще всего представлены агрегатами неправильной формы. Как показало их микроскопическое изучение, наиболее широким распространением здесь пользуется рудный минерал, в структуре которого наблюдается чередование различных по отражательной способности субпараллельных поло-со- и линзообразных ламелей, возникших в результате распада твердого раствора (рис. 3). В составе ламелей, характеризующихся относительно низкой отражательной способностью (Ro = 19,0-19,5 %), установлено повышенное содержание диоксида титана (до 46,01-48,13 мас. %) и общего железа (48,2652,59 мас. %). В составе выделений, имеющих более высокую отражательную способность (Ro = 25,026,0 %), содержание диоксида титана варьирует в пределах 13,36-14,78 мас. %, а суммарное количество общего Fe достигает 74,25-86,53 мас. % (табл. 2). Судя по описанию, именно подобного рода образования диагностировались большинством исследователей как титаномагнетит [Занвилевич и др., 1999]. Следует, однако, заметить, что наблюдающиеся в рудах Ошурковского месторождения взаимоотношения между различными по составу минеральными фазами внутри отдельных зерен, в общем, не характерны для структур распада титаномагнети-та. Ильменит, присутствующий в индивидах магнетита, в большинстве случаев встречается в виде решетчатых, пластинчатых, эмульсионных и неправильной формы обособлений [Карпова, 1974]. Рассматриваемые субпараллельные выделения являются характерными для ильменита и гематита - минералов, связанных изоструктурными отношениями. Известно, что при высоких температурах (600°С и более) эти минералы представляют изоморфную смесь. При понижении температуры происходит разрыв смесимости, приводящий к распаду, на Fe2O3-содержащий ильменит и FeTiO3-содержащий гематит с образованием характерной пертитовой структуры [Рамдор, 1962; Prevot et al., 2001; McEnroe et al., 2002]. При дальнейшем снижении температуры понижается растворимость Fe2O3 в ильмените и FeTiO3 в гематите, следствием чего является образование в ранее выделившихся минеральных фазах ламелей второй генерации. Именно подобного рода двойные структуры распада наблюдаются в зернах окисно-рудного минерала, распространенного в породах Ошурковского массива. Как показали проведенные минераграфические исследования, обе входящие в его состав минеральные фазы характеризуются резко выраженной анизотропией и высокой твердостью (стальная игла следа не оставляет). Компоненты минерала не реагируют на воздействие соляной кислоты и не притягивают микромагнит. Совокупность перечисленных диагностических признаков однозначно свидетельствует об отсутствии в составе данного минерала магнетита и позволяет сделать вывод, что основным окисно-рудным минералом щелочных габброидов Ошур-ковского массива является не титаномагнетит, а гемоильменит. Фиксирующееся при рентгеноспектральном анализе повышенное содержание в экссо-люционном гематите диоксида титана обусловлено присутствием в его структуре многочисленных тончайших телец ильменита, возникших вследствие распада вторичных твердых растворов. Таким образом, в результате диагностических исследований рудной минерализации, присутствующей в различных петрографических разновидностях породах, не затронутых глубокими постмагматическими преобразованиями, установлено, что основным рудным оксидом в их составе является гемоильменит, с характерными структурами распада твердых растворов гематита в ильмените. Доля его в общем объеме рудных минералов составляет около 95 %. В качестве попутных, ассоциирующих с ним минералов встречаются ильменит и магнетит. Представлены они как самостоятельными гомогенными зернами, по размеру не превышающими десятых долей миллиметра, так и сростками с гемоильменитом. Содержание этих минералов в суммарном объеме железо-титановых оксидов оценивается в 3-5 %. Проведено детальное изучение структуры минеральных агрегатов и особенностей их распределения в массиве. Особое внимание уделено изучению гемоильменита как наиболее распространенного потенциально полезного компонента, встречающегося во всех основных петрографических разновидностях щелочных габброидов. Находится он в породах преимущественно в виде вкрапленности, реже образует практически мономинеральные залежи. Судя по взаимоотношениям с основными породообразующими минералами, кристаллизация гемоильменита связана с позднемагматической стадией становления интрузии. Обычно он встречается в тесном парагенезисе с апатитом. Имеются признаки того, что кристаллизация последнего начиналась раньше образования оксидов. На это указывают наличие каплевидных включений гемоильменита в зернах апатита и цементация идиоморфных кристаллов апатита рудными агрегатами, что свидетельствует о позднемагматический генезисе. Содержание гемоильменита, присутствующего в породах в виде вкрапленности, значительно варьирует и, в определенной степени, является функцией процесса кристаллизационной дифференциации. Так, в лейкократовых разновидностях бесфе-льдшпатоидных эссекситов доля минерала обычно не превышает 2-3 %, в мезократовых меняется в пределах 4-5 %, в меланократовых достигает 6-8 %. В породах по составу близких ультрабазитам отмечается наиболее высокая (до 20-25 %) концентрация гемоильменита, следствием чего является образование в них сиде-ронитовой структуры. Размеры зерен гемоильменита в зависимости от их принадлежности к определенной структурной разновидности пород, слагающих месторождение, варьируют в пределах 0,2-4 мм. Различные по размерам индивиды характеризуются специфичными особенностями внутренней структуры. Основа большей части относительно крупных (десятые доли миллиметра и более) зерен представлена ильменитом, включающим ламели гематита двух генераций. Первая, более высокотемпературная генерация гематита, характеризуется относительно широкими (20-50 мкм) полосо- и линзовидными ламелями, включающими тонкие пунктироподобные выделения ильменита. В плоскостях зерен ильменита, перпендикулярных базальному изотропному сечению (Ro), они имеют обычно неправильную, лепешкообразную форму и содержат округлые или сложной формы обособления ильменита (рис. 3). Гематит второй генерации находится в ильмените в промежутках между ламелями гематита ранней генерации. Обособляется в виде линзо- и штриховидных телец распада твердых растворов, толщина которых не превышает долей микрометра, а длина - сотых и десятых долей миллиметра. Содержание диоксида титана в ильменитовой матрице варьирует в пределах 45,55-46,36 мас. %, на долю оксидов железа приходится 50,97-52,59 мас. % (табл. 2), а в качестве примесей установлены MnO, V2O5 и MgO. Рис. 3. Характерные структуры распада твердых растворов гемоильменита, образующего вкрапленность в неизмененных биотит-роговообманковых эссекситах Гематит - светлый, ильменит - светло-серый. Темное поле -нерудные минералы. Аншлиф 385/80 Fig. 3. Typical structures of the decomposition of solid solutions of hemoilmenite forming dissemination in unchanged biotite-hornblende essexites Hematite - light, ilmenite - light gray. Darkfield - non-metallicminerals. Polished section 385/80 В щелочных габброидах, содержащих гемоильменит преимущественно в виде редкой вкрапленности, встречаются его небольшие практически моно-рудные шлиро- и линзообразные залежи. Протяженность наиболее крупных из них не превышает 2,5 м, мощность - 30-35 см. Содержание диоксида титана в такого рода образованиях достигает 30 мод. %, суммарное содержание оксидов железа - 65,3 мод. %. Рис. 4. Две генерации структур распада твердых растворов зерна гемоильменита, нарушенного микродеформациями Ильменит - серый, гематит - светлый). Аншлиф 366 - ош Fig. 4. Two generations of structures of decay of solid solutions of hemoilmenite grain disturbed by microdeformations Ilmenite - gray, hematite - light. Polished section 366 - osh Таблица 2 Химический состав Fe-Ti минералов из неизмененных бесфельдшпатоидных эссекситов, мас. % Table 2 Chemical composition of Fe-Ti minerals from unaltered non-feldspathic essexites, wt. % Номер образца Компо 272/83 438/80 46/70 150/86 189/86 нент Ilm Hm Ilm Hm Ilm Hm Mag-Rt Ilm 1 2 3 4 1 2 3 1* 2* 3* 4* 1 2 Feo6in 51,70 50,97 79,79 80,22 51,59 51,34 76,10 52,22 84,85 60,05 30,62 52,70 52,12 MnO 1,38 1,51 0,59 0,21 1,43 1,64 0,55 - - - - - 0,52 MgO 0,68 0,79 - - - - - - - - - - - CaO 0,10 - - - - 0,61 0,61 - - - - - - V2O5 0,77 0,94 0,38 0,80 - - - - - - - - - Cr2O3 - - - 0,35 - - - - - - - - - Сумма 99,66 99,76 94,70 95,71 99,38 99,60 91,61 98,85 99,63 97,17 98,74 99,33 99,04 Примечание. Ilm - ильменит; Hm - гематит; Mag-Rt - магнетит-рутиловые образования; * - номера точек на рис. 9; «-» -наличие компонентов не определялось. Note. Ilm - ilmenite; Hm - hematite; Mag-Rt - magnetite-rutile formations; * - point numbers in Figure 9; «-» - the presence of components was not determined. Рис. 5. Характер автометасоматического преобразования гемоильменита из сливных железо-титановых руд 1, 2 - шпинель; 3, 4 - рутил; 5, 6 - ильменит; 7, 8 - гематит; 9, 10 - магнетит. Аншлиф 366 - ош. Протравлен HCl Fig. 5. The nature of the autometasomatic transformation of hemoilmenite from merged iron-titanium ores 1, 2 - spinel; 3, 4 - rutile; 5, 6 - ilmenite; 7, 8 - hematite; 9, 10 - magnetite. Polished section 366 - osh. Etched HCl Таблица 3 Химический состав минералов из сливных гематит-ильменитовых руд, мас. % Table 3 Chemical composition of minerals from drained hematite-ilmenite ores, wt. % Образец 366/ош Компо нент Spl Rt Ilm Hm Mag 1* 2* 3* 4* 5* 6* 7* 8* 9* 10* TiO2 0,13 - 98,08 97,93 47,70 48,13 13,36 14,02 - - Al2O3 61,22 61,61 - - 0,19 - 0,23 0,19 0,18 0,05 Fe общ 20,27 19,83 0,96 1,21 48,82 48,26 83,53 82,85 97,05 98,13 MnO - - - - 0,44 0,50 - - - - MgO 12,72 12,77 - - 2,02 2,22 0,36 0,70 - - CaO - - - - - 0,15 - - - - V2O5 - - 1,42 1,16 0,07 - 0,95 0,46 0,45 0,57 Cr2O3 0,44 0,29 - - - - - - - - Сумма 94,78 94,50 100,46 100,30 99,24 99,26 98,43 98,22 97,68 98,75 Примечание. Spl - шпинель; Rt - рутил; Ilm - ильменит; Hm - гематит; Mag - магнетит; * - номера точек на рис. 5; «-» - наличие компонентов не определялось. Note. Spl - spinel; Rt - rutile; Ilm - ilmenite; Hm - hematite; Mag - magnetite; * - numbers of points in Figure 5; «-» the presence of components was not determined. Из-за незначительной распространенности они представляют интерес, главным образом, как источник генетической информации. Центральные части таких залежей сложены преимущественно гемоильменитом с характерными для него структурами распада твердых растворов, часто нарушенных микродеформациями (рис. 4). В зонах эндоконтакта рудных тел в повышенном количестве присутствует апатит, зерна которого обычно располагаются в промежутках между агрегатами гемоильменита, иногда образуют включения в последних. Гемоильменитовые руды имеют массивную текстуру и гипидиоморфнозернистую структуру. Ильменит, включающий экссолюционные ламели гематита, представлен в них относительно идиоморфными зернами размером 0,35-4,0 мм. Содержание TiO2 в минерале находится в пределах 47,70-48,13 мас. %, Fe общего - 48,26-48,82 мас. % (табл. 3). В качестве примесей в составе его зафиксированы МпО (0,44-0,50 мас. %) и MgO (2,02-2,22 мас. %). В виде вростков в зернах ильменита присутствует гематит, представленный двумя генерациями. Гематит ранней генерации образует пластинчатые и линзовидные относительно крупные - толщиной 0,01-0,25 мм и длиной 0,1-2 мм - тельца распада в ильмените и, в свою очередь, содержит мелкие пунктироподобные включения последнего (рис. 5). Рентгеноспектральным анализом в составе его установлено присутствие диоксида титана в количестве от 13,36 до 14,02 мас. %, V2О5 - от 0,44 до 0,94 мас. %, МдО - от 0,36 до 0,70 мас. % и А12О3 -от 0,19 до 0,23 мас. %. Гематит более поздней генерации обособляется в ильмените в виде «штрихоподобных» включений, толщиной не превышающих десятых долей микрометра, а в длину достигающих 0,01-0,12 мм. В промежутках между зернами гемоильменита местами встречаются мелкие (десятые доли миллиметра), идиоморфные, реже неправильной формы агрегаты магнетита и железистой шпинели (табл. 3). Характерной особенностью строения данных образований является присутствие в них наряду с первичным магнетитом, представленным самостоятельными зернами, магнетита, развивающегося по гемоильмениту в качестве вторичного минерала. При этом процесс избирательного замещения ламелей ильменита магнетитом сопровождается образованием мелких (размером от долей до 50-60 мкм) неправильной формы агрегатов рутила, содержащих 97,93-98,08 мас. % TiO2 (табл. 3). В качестве примесей в минерале присутствуют V2O5 (1,16-1,42 мас. %) и FeO (0,96 -1,21 мас. %). Вторичный магнетит, образующий псевдоморфозы по гематиту, также содержит микровключения рутила, возникшие вследствие изменения ильменитовых ламелей, присутствующих в гематите. В составе магнетита содержится 0,45-0,57 мас. % V2O5, 0,21 мас. % SiO2 и 0,05-0,18 мас. % Al2O3. Общая картина охарактеризованного процесса особенно четко проявляется при травлении зерен рудного минерала соляной кислотой (рис. 5). Известно, что переход ильменита в магнетит и рутил чаще всего происходит вследствие окислительных процессов. Не исключая их важной роли в преобразовании руд, локализованных в зоне гипергенеза, автор считает, что вышеохарактеризованное преобразование гемоильменита есть следствие автометасоматоза, широко проявленного в позднемагматическую стадию формирования Ошурковской интрузии. Косвенным подтверждением этого является тот факт, что замещение отдельных зерен гемоильменита магнетитом и рутилом наблюдается повсеместно в породах, не имеющих каких-либо признаков постмагматических преобразований. В результате выполненного рентгенофазового исследования пробы сливных железо-титановых руд получены следующие соотношения присутствующих в пробе минеральных фаз: ильменит - 48,8 %, гематит - 28,4 %, магнетит - 15,7 %, рутил - 7,1%. Эти данные подтверждают состав и картину соотношения основных компонентов, установленных в руде при микроскопических наблюдениях. Присутствие в гемоильменитовых рудах характерных для них двухгенерационных структур распада твердых растворов является однозначным свидетельством их магматического генезиса. Встречающиеся в ассоциации с гемоильменитом магнетит и ильменит обычно представлены редкой вкрапленностью неправильной формы или относительно идиоморфных зерен. Их размещение в массиве, в целом, соответствует закономерностям, установленным для гемоильменита. Имеются, однако, и некоторые отличия: в лейкократовых разностях эссекситов заметно возрастает роль магнетита, а в меланократовых биотит-пироксеновых породах доминирующее положение занимает ильменит, не содержащий включений гематита либо содержащий редкие его ламели. В отдельных его зернах наблюдается локальное развитие магнетита, сопровождающееся новообразованием рутила. Последний в виде мелких игольчатой формы включений достаточно часто встречается также в зернах полевых шпатов. Рудная минерализация постмагматически измененных габброидов Наряду с имеющими место автометасоматическими преобразованиями пород, в пределах Ошурковского массива достаточно широко проявлен метасоматоз, обусловленный воздействием на бесфельдшпатоидные эссекситы щелочно-полевошпатовых и щелочных сульфатсодержащих сиенитов. В породах, имеющих признаки влияния контактового метасоматоза, отмечается замещение плагиоклаза калиевым полевым шпатом, пироксена - амфиболом и биотитом. Входящие в их состав железо-титановые минералы также испытывают заметные преобразования. В одних случаях наблюдается незначительное изменение гемоильменита, проявляющееся в локальном замещении отдельных ильменитовых ламелей магнетитом и рутилом. Подобного рода преобразования обычно сопровождаются появлением в качестве вторичного минерала титанита. В одних случаях последний представлен самостоятельными неправильной формы зернами. Чаще он развивается по гемоильмениту в виде широких каемок с сохранением характерной структуры распада твердых растворов минерала (рис. 6). При более интенсивном развитии метасоматического процесса магнетит замещает ламели ильменита часто практически нацело. При этом на месте ильменита образуются мелкие (от 2-3 до 30 мкм) округлой и неправильной формы высокотитанистые агрегаты, предположительно определенные как рутил и анатаз. Ламели гематита изменениями почти не затрагиваются (рис. 7). Рис. 7. Зерно гемоильменита с признаками интенсивного метасоматического преобразования 1 - ильменит, 2 - гематит, 3 - рутил в поле магнетита, 4 -титанит (каемка по гемоильмениту). Аншлиф 189/86 Рис. 6. Начальная стадия метасоматического преобразования гемоильменита 1 - магнетит (первичный), 2 - гематит, 3 - ильменит, 4 - титанит (в связи с микротрещиной), 5 - ильменит, частично замещенный магнетитом и рутилом, 6 - титанит (каемка по гемоильмениту). Аншлиф 110/86. *25 Fig. 6. The initial stage of the metasomatic transformation of hemoilmenite 1 - magnetite, 2 - hematite, 3 - ilmenite, 4 - titanite (due to a microcrack), 5 - ilmenite, partially replaced by magnetite and rutile, 6 - titanite (border along hemoilmenite). Polished section 110/86. Increase. * 25 Fig. 7. Grainof hemoilmenite with signsof intense metasomatic transformation 1 - ilmenite, 2 - hematite, 3 - rutile in the magnetite field, 4 -titanite (border along hemoilmenite). Polished section 189/86 Процесс преобразования рудных минералов сопровождается отчетливо выраженным изменением их химического состава (табл. 4). Возможным следствием этого является имеющее место снижение отражательной способности и интенсивности анизотропии ильменита и гематита. Нередко отмечается более существенное преобразование агрегатов гемоильменита с появлением в них своеобразной зональности: периферические зоны большей части зерен представлены титанитом, внутренние магнетит - рутиловой массой, в которой присутствуют реликтовые включения гематита и ильменита. Каемки титанита развиваются также по периферии присутствующих в породе зерен ильменита. Отмеченные изменения имеют, несомненно, метасоматическую природу, поскольку в породах, содержащих рудную минерализацию, отсутствуют однозначные признаки проявления гидротермальной деятельности. В то же время в пределах Ошурковского массива встречаются участки щелочных габброидов, существенно преобразованных под воздействием непосредственно гидротермальных растворов и имеющих четко выраженную связь с крупными тектоническими нарушениями. Полевые шпаты пород, затронутых гидротермальными изменениями, как правило, серицитизи-рованы, пелитизированы, карбонатизированы. Характерными вторичными минералами, развивающимися, главным образом, по клинопироксену и роговой обманке, являются хлорит, актинолит, эпидот. Постоянно присутствуют также карбонаты, цеолиты, флюорит, кварц, гидроксиды железа. В качестве новообразований отмечаются сульфиды - пирит, халькопирит, реже пирротин и пентландит. Чаще всего они представлены редкой вкрапленностью или выполняют микротрещины в породообразующих минералах, иногда образуют достаточно крупные неправильной формы скопления. Здесь же имеет место переотложение апатита с образованием прожилков, а также небольших неправильной и линзовидной формы залежей. Присутствующие в щелочных габброи-дах железо-титановые минералы также испытывают существенные преобразования, интенсивность которых зависит от степени гидротермальной переработки рудовмещающих пород. В относительно слабо измененных породах агрегаты гемоильменита часто разбиты трещинами, являющимися путями проникновения минерализованных растворов. Вследствие воздействия последних на рудный минерал наблюдается его замещение непосредственно вблизи трещин магнетитом, хлоритом, гидроксидами железа. Имеются также признаки переотложения гематита с образованием неправильной формы обособлений вблизи микротрещин или непосредственно внутри них. В отличие от гематита, выделившегося в процессе распада твердых растворов, в составе переотложенного гематита отмечается более низкое (4,59-4,72 мас. %) содержание диоксида титана, присутствующего, вероятно, в виде изоморфной примеси (табл. 4, обр. 83/86). Характерным рудным минералом пород, затронутых гидротермальными изменениями, является титанит. Содержание его варьирует в пределах 3-10 %. Титанит представлен самостоятельными, обычно неправильной и округлой формы агрегатами, а также развивается в виде каемок по гемоильмениту и микротрещинам в зернах последнего. В зонах наиболее интенсивного воздействия гидротермальных растворов происходит полное замещение гемоильменита титанитом, хлоритом и агрегатами минералов с высоким (86,07-87,37 мас. %) содержанием TiO2. Исходя из наличия у них шагреневой поверхности и характерной окраски цвета охры, эти образования определены как лейкоксен. При этом сохраняется общая картина структуры распада твердых растворов, характерная для гемоильменита (рис. 8, табл. 4). Нередко в виде каемок по реликтовым зернам гемоильменита и по микротрещинам в них отлагается пирит. В зоне гипергенеза по темноцветным и рудным минералам развиваются гидроксиды железа. Содержание диоксида титана в породах затронутых гидротермальными преобразованиями варьирует в пределах 3,50-4,60 %. Преобразования эссекситов, аналогичные вышеописанным, отмечаются и в экзоконтактовых зонах даек аплитов и гранитоидов. Здесь в качестве вторичных минералов также присутствуют зеленый амфибол, хлорит, биотит, карбонат. В составе рудных минералов наиболее широко развит титанит в виде каемок по гемоильмениту, биотиту и по трещинам спайности последнего. В поле развития измененных темноцветных минералов присутствуют мелкие неправильные выделения магнетита. Отдельные их зерна переполнены многочисленными точечными и игольчатыми включениями гетита (?). В зоне гипергенеза рудные минералы практически нацело замещаются гидрооксидами железа. Рудная минерализация пород дайкового комплекса Исследование минерального сост

Скачать электронную версию публикации