Породообразующие минералы метасоматитов

Главными породообразующими минералами метасоматитов в полях редкометалльных пегматитов являются разнообразные слюды и амфиболы. Кроме того, часто встречаются турмалин, хлорит, эпидот, цоизит, реже кварц, плагиоклаз, апатит, кальцит, флюорит. Из рудных минералов отмечены арсенопирит, фергусонит-форманит, пирофаниг, сульфиды железа, сфалерит. К экзотическим следует отнести изумруд и хризоберилл.

Слюды — главные новообразованные минералы как экзоконтактовых, так и региональных метасоматитов. Наибольшим распространением пользуются слюды двух изоморфных рядов: биотит — железистый лепидолит (криофиллит) и фенгит-мусжовит—циннвальдит. Гораздо реже встречаются слюды, которые можно отнести к ряду мусковит — селадонит, а в экзоконтактах пегматитов, залегающих в ультраосновных породах, описаны также флогопит, Маргарит, вермикулит. В свое время большой интерес у исследователей вызвали цезиевые биотиты, являющиеся основой так называемых цезиевых слюдитов в полях пегматитов комплексного редкометалльного типа и содержащие до 5 % и более Cs2O. В экзоконтактах пегматитов Вишняковского месторождения развиты высокорубидиевые слюды, а в Завитинском поле сподуменовых пегматитов — слюдиты с высокими содержаниями Li, но относительно низкими — Rb и Cs.

Однако гораздо шире в этих и других полях распространены слюды со значительно меньшими, но аномальными концентрациями Li, Rb и Cs, которые могут использоваться как индикаторы для поиска и определения редкометалльной специализации жил. К ним относятся слюды (главным образом биотиты, в меньшей мере мусковиты) из зон регионального допегматитового метасоматоза. Данные по их составу для полей Кольского полуострова и Забайкалья приведены в табл. 9.8. Они показывают, что биотиты изученных региональных метасоматитов, как и биотиты метаморфических пород, по которым они развивались, относятся к ряду истонит — сидерофиллит с примесью аннит-флогопитовой составляющей (в зависимости от отношения Fe/Mg в исходных породах, колебания которого усилены более ранними метасоматическими процессами). Содержания редких щелочных элементов в биотитах из зон регионального метасоматоза невысоки. На расстоянии более 500 м от жил редкометалльных пегматитов они лишь незначительно (менее чем в 2 раза) выше уровня их содержаний в биотите метаморфических пород данных полей. Зато в радиусе первых сотен метров от крупных одиночных жил и еще более около жильных серий уровни содержаний редких щелочных элементов в биотитах в несколько раз превышают фоновые значения и, что очень важно, их соотношения отображают редкометалльную специализацию жил.

Вблизи контактов редкометалльных пегматитовых жил первичные слюды перекристаллизуются и постепенно замещаются новообразованными экзоконтактовыми слюдами. При этом главные направления их изоморфных замещений могут быть охарактеризованы следующими схемами: 1) 2R2+ + + AlIV3+ <—> R3+ + SiIV4+; 2) 2R2+ <—> Li+ + R3+; 3) K+ <—> (Rb+, Cs+); 4) ОН- <—> F-.

На щелочной стадии метасоматоза состав биотитов изменяется в сторону протолитионита (циннвальдита), а фенгит-мусковит исходных пород замещается литиевым фенгит-мусковитом. Если экзоконтактовому воздействию подвергались двуслюдяные породы, то в щелочную стадию по мере развития процесса каждая из слюд эволюционирует в своем ряду и их парные ассоциации устойчивы до уровня, ограниченного содержанием Li в протолитионитах 0,5 ф.ед. При дальнейшем еще более активном привносе фтора и редких щелочей (фация повышенной активности фтора) образуются анхимономинеральные протолитионитовые или циннвальдитовые слюдиты.

Инверсия условий минералообразования на стадии возрастания кислотности отражается в новом изменении состава слюд тыловых зон метасоматической колонки: протолитиониты и литиевые фенгиты замещаются все более низколитиевыми фенгит-мусковитами. При этом содержания Rb, Cs, F в них также снижаются (рис. 9.8). Главными факторами, влияющими на состав экзоконтактовых слюд и характер изоморфных замещений являются: 1) первичный состав вмещающих пород и 2) геохимическая специализация пегматитов. Первый определяет соотношение в слюдах Mg, Fe и Al, тогда как второй — щелочноредкометалльную специфику слюд.

Xлориты по сравнению со слюдами менее характерны для метасоматитов полей редкометалльных пегматитов, но иногда они играют роль главного породообразующего минерала, например в экзоконтактовых хлоритолитах Вишняковского поля. Существенна также роль хлоритов в составе допегматитовых метасоматитов и разнообразных постпегматитовых новообразований в некоторых полях.

Состав околожильных хлоритов по классификации Хея соответствует диабантиту, а хлоритов из допегматитовых метасоматитов — шериданиту-рипидолиту. Первые гораздо более железисты и содержат на порядок больше Li (до 0,46 %), а также Rb и Cs (табл. 9.9). Кроме того, они резко различаются по отношению AlVI/AlIV, которое варьирует соответственно в интервалах 3,0—3,6 и 0,8—1,0. Хлорит из постпегматитовых жильных образований в Вишняковском поле соответствует по составу псевдотюрингиту.

Амфиболы являются породообразующими минералами метасоматитов, развитых по амфиболовым исходным породам.

Роговая обманка преобладает в краевых зонах метасоматитов, ее реликты в разных количествах присутствуют и в тыловых зонах. Состав ее подробно изучался в ряде полей редкометалльных пегматитов Кольского полуострова и Восточной Сибири. Судя по этим данным (табл. 9.10), амфибол обычно соответствует ряду гастингсит — феррогастингсит (в метасоматитах, развитых по некоторым разновидностям габброферроэденит). Наблюдается изоморфизм по следующим основным схемам: 1) 2R2+ + AlIV3+ <—> R3+ + SiIV4+ 2) 2R2+ <—> Li+ + R3+; 3) Ca2+ <—> 2(К+, Na+); 4) ОН- <—> F-; 5) Mg2+ <—> Fe2+. Отношение Mg2+/Fe2* определяется составом исходных пород. Воздействие пегматита наиболее сильно обусловливает изменения по 1,2 и 4-й схемам (рис. 9.9).

С переходом от одной минеральной ассоциации к другой, по мере приближения к контакту пегматита, в роговой обманке среди катионов октаэдрической группы усиливается замещение R2+ (Mg2+, Fe2+) на R3+ ( AlIV3+, Fe5+). При этом в минерале постепенно возрастает содержание фтора — до 0,96 %. Количество Li сначала также возрастает, но, достигнув максимума (порядка 0,3 %) в гольмквистит-роговообманковых породах, снижается в роговой обманке слюдитов. Таким образом, в метасоматитах, развитых по амфиболовым породам, перекристаллизованная роговая обманка как наиболее распространенный минерал является одним из главных носителей Li и F.

Гольмквистит известен в основном как специфический экзоконтактовый минерал литиевых пегматитов. Необходимое условие для его образования — достаточно интенсивный привнос Li в амфиболовые вмещающие породы.

В околожильных ореолах гольмквистит начинает кристаллизоваться раньше биотита, затем вместе с ним, после чего формируются зоны биотитовых слюдитов и турмалинитов, в которых гольмквистит неустойчив. Кристаллизация гольмквистита, таким образом, ограничена не только фактором состава исходных пород (содержание амфиболов), но и изменением активности летучих и щелочных элементов в метасоматических растворах. В ассоциации с разными минералами можно выделить по крайней мере две его генерации: более раннюю (I) из гольмквистит-роговообманковых и биотит-гольмквистит-роговообманковых пород и более позднюю (II), образующуюся при наложении на эти породы высокофтористых слюдитов. Они имеют различный габитус и оптические свойства.

Состав гольмквистита из метасоматитов различных полей редкометалльных пегматитов варьирует в довольно широких пределах (табл. 9.11). Изоморфные изменения происходят по следующим схемам: 1) Mg2+ + AlIV3+ <—> Li+ + SiIV4+; 2) AlIV3+ <—> Fe3+; 3) Mg2+ <—> Fe2*.

Как видно из рис. 9.10, варьирование содержания Fe в гольмквистите обусловлено в основном составом исходных пород. В ходе эволюции мета-соматического процесса в гольмквистите, как и в сосуществующей с ним роговой обманке, двухвалентные катионы октаэдрической группы (Mg2+, Fe2+) постепенно вытесняются трехвалентными (AlIV3+, Fe3+)- Количество Li в гольмквистите-I достигает 1,8 % (3,88 % Li2O), в гольмквистите-11 оно меньше. В большинстве образцов гольмквистита анализ показал отсутствие F, хотя в сосуществующей с ним роговой обманке содержание его достигает 0,96 %. Ho в некоторых полях в гольмквистите наблюдается до 1,6 % F (см. табл. 9.11).

Влияние исходных пород больше сказывается на раннем гольмквистите-1, а гольмквистит-Н, встречающийся в основном в экзоконтактах цезиеносных жил, характеризуется в разных полях очень похожим составом. Исследования на микрозонде показали, что у гольмквистита-Н зерна однородны, а у гольмквистита-I нередко содержат микровключения роговой обманки.

Турмалин — характерный (но не обязательный) минерал тыловых зон региональных и экзоконтактовых метасоматитов редкометалльных пегматитовых полей. Обычно он встречается в парагенезисе с кварцем и относительно низколитиевым мусковитом — минералами, фиксирующими снижение щелочности растворов. Эта минеральная ассоциация, а с ней и турмалин, шире развита по глиноземистым вмещающим породам (до 3—5 м от контакта, в виде ин фильтрационных прожилков по трещинам — значительно дальше). Необычно широко турмалин развит на выклинивании жилы 16 Александровского поля в Восточном Саяне, где наблюдается весьма специфический комплекс метасоматитов, представленный апатит-циннвальдитовыми с турмалином. слюдатами, вторичными кварцитами, зелеными анхимономинеральными турмалинитами и турмалин-хлорит-цоизитовыми породами с реликтами амфиболита.

Большинство турмалинов из метасоматитов относятся к ряду шерл-дравит с незначительной примесью эльбаита (табл. 9.12). Соотношение Mg и Fe в них определяется в основном составом исходных пород, а обогащение Li — воздействием редкометалльнощелочного метасоматоза (см. рис. 9.10). Наиболее магнезиальные турмалины характерны для апогипербазитовых метасоматитов. Турмалины из отмеченных выше метасоматитов Александровского поля, а также из некоторых наиболее интенсивно переработанных ксенолитов в других полях относятся к ряду шерл — эльбаит с преобладанием литиевого минала и существенной примесью дравитового компонента (до 18 %). Как в шерл-дравитах, так и в шерл-эльбаитах может присутствовать примесь оленита (до 15 % и более).

Замещения осуществляются главным образом по двум схемам: 1) Mg2+ <—> Fe2+ и 2) 2Mg2+ <—> Li+ + АlIV3+. Отношение Mg2+/Fe2+ определяется в основном влиянием исходных пород (см. рис. 9.9), а вхождение Li+ на место Mg2+ — воздействием редкощелочно-металльного метасоматоза (см. рис. 9.10). В турмалинах непосредственно на контакте наиболее крупных поллуцитоносных жил содержание Li2O достегает 0,19 %, F — 1,3 %.

Итак, изменения состава основных породообразующих минералов из зон регионального метасоматоза и из экзоконтактовых ореолов редкометалльных жил подчиняются некоторым общим закономерностям. Установлено, что в региональных метасоматитах и в краевых частях ореолов на них сильнее влияют исходные породы, особенно на соотношение Mg2+/Fe2+. Отражением воздействия пегматитового процесса на минералы переменного состава является усиление в них по мере приближения к контактам жил замещения R2+ (Mg2+, Fe2+) на Li+ и R3+ (AlIV3+, Fe3+), K+ на Rb+ и Cs+, ОН- — на F-. Доказательство однонаправленности этих процессов в экзоконтактах разных редкометалльных жил — практически тождественный состав минералов из тыловых зон их ореолов на участках с одинаковым внутренним строением жил. Наиболее полную информацию об эволюции метасоматического процесса и характере редкометаллъной минерализации в жиле дает изучение экзоконтактовых слюд, являющихся проходящими минералами почти всех зон минеральных ореолов и характеризующихся самым широким диапазоном изоморфизма.