Пегматиты с корундом, шпинелью, дравитом, флогопитом

Десилицированные пегматиты Рила Планины (Болгария) частично охарактеризованы выше на примере месторождения изумруда Рила. Ho более широким развитием здесь пользуются пегматиты с корундом, флогопитом, дравитом и другими, не характерными для обычных гранитных пегматитов минералами.

Слабо десилицированные пегматиты — обычные гранитные пегматиты, в эндоконтактовых частях которых появляются участки плагиоклазита, а на контакте с ультрабазитами образуются маломощные гибридные зоны. Обязательным минералом является флогопит, образующий тонкие (2-3 см) зоны. В некоторых случаях в экзоконтактах наблюдаются маломощные зоны актинолита и хлорита.

Собственно десилицированные пегматиты характеризуются резко подчиненной ролью либо отсутствием кварца, калишпата, а главными породообразующими минералами становятся плагиоклаз и флогопит. В качестве примера может служить одна из жил на южном склоне Зелени рид. Жила мощностью 0,5-0,6 м залегает в тальк-актинолит-хлоритовых сланцах. Центральная его часть (около 40 см) сложена среднезернистым плагиоклазом, в котором наблюдаются отдельные линзы флогопита, зерна кварца, кристаллы и агрегаты серо-зеленого апатита размером до 4-5 см. Отмечен также длиннопризматический алланит в виде кристаллов длиной до 10 см. Плагиоклазит окружен флогопитовой зоной мощностью 10-15 см, а та, в свою очередь, тонкими (2-5 см) зонками актинолита и хлорита.

Закономерности изменения состава и внутреннего строения пегматитов по мере возрастания степени их десиликации показаны также на примере пегматитов, залегающих в ультрабазитах массива Яковица. Практически неизмененные пегматиты сложены в основном пегматоидным кварц-мусковит-плагиоклазовым агрегатом, в котором отмечаются участки кварц-гранат-плагиоклазового комплекса, а в центральной части тел часто присутствуют кварцевые ядра размером до 0,3-0,4 м (рис. 8.9, а). На контактах таких тел с ультрабазитами развита маломощная (2-3 см) флогопитовая или вермикулитовая зона.

В телах с промежуточной степенью десиликации центральная кварц-мусковит-плагиоклазовая зона мощностью 0,2-1,5 м сменяется в направлении к контактам тел промежуточной кварц-плагиоклазовой зоной (0,15-0,3 м). Эндокон-тактовые зоны шириной от 2-3 см до 0,5 м сложены флогопитсодержащим плагиоклазитом. В экзоконтактах тел проявлены две зоны метасоматитов: тыловая — флогопитовая (или вермикулитовая) и внешняя (более широкая, до 0,6 м) — тальковая (рис. 8.9, б).

Интенсивно десилицированные тела почти нацело сложены мелкоблоковым плагиоклазитом (An10-15), в котором спорадически отмечаются лишь мелкие (<0,1 мм) зерна кварца. Как и в случае слабо десилицированных пегматитов, плагиоклазит окружен зональной колонкой измененных метасоматитов, с той лишь разницей, что между флогопитовой и тальковой зонами иногда развивается амфибол (рис. 8.9, в). Акцессорные минералы: гранат, титанит, апатит, магнетит, циркон, ортит, монацит, ксенотим, уранинит, рутил, шпинель, пирит, муассанит, эпидот.

По данным болгарских исследователей, плагиоклазиты с дравитом и корундом в Ихтиманском Среднегорье (Болгария) образовались в результате десиликации слюдоносных пегматитов. Будучи неизмененными, последние представлены альбит-микроклиновыми жилами с обильным шерлом, образующим крупные (до 15х5 см) кристаллы среди кварц-мусковитового комплекса, и акцессорными гранатом, апатитом, цирконом, магнетитом. Максимальная степень их десиликации установлена д ля мелких линзовидных тел в карьере Стипон, залегающих в ультрабазитах. Они сложены блоковым (до 10x20 см) белым или серо-голубым плагиоклазом (Аn42-68) c обильным дравитом в центральных частях линз. Плагиоклазиты окружены зональной колонкой метасоматитов. Дравит образует радиально-лучистые сферолиты до 15 см в диаметре и одиночные кристаллы до 4 см длиной коричневого цвета или зональные (коричневые с голубой каймой). В плагиоклазите присутствуют также кристаллы голубого корунда с розовой каймой, цоизит, клиноцоизит, пренит, серицит, графит и редкие зерна кварца (до 3-4 мм). Корунд развит в плагиоклазе, где образует зерна до 4 мм, а иногда и в турмалиновых агрегатах в виде плохо оформленных пирамидальных кристаллов размером до 2х1 см. В периферических частях корунд замещается серицитом. Плагиоклазиты окружены зональной колонкой метасоматитов. На контакте с плагиоклазитами развита вермикулитовая (с флогопитом) оторочка, за которой следуют актинолитовая и тальковая зоны (рис. 8.10).

Аналогичная колонка метасоматитов характерна и для корундсодержащих десилицированных пегматитов штатов Мэриленд и Пенсильвания в США. Здесь дайки пегматитов залегают среди серпентинитов. Многие из них почти полностью сложены плагиоклазитом альбит-олигоклазового состава с небольшим количеством роговой обманки, биотита, мусковита и локально граната. Иногда в значительных количествах присутствует турмалин, отмечается молибденит. В альбитовом плагиоклазите карьера Виант обнаружены миаролы с кристаллами альбита, на которые иногда нарастают кристаллы берилла. При неполной десиликации центральная часть даек представляет собой аплитовидную породу, сложенную в примерно равных соотношениях кварцем, олигоклазом и микроклином, с примесью биотита и мусковита. В направлении от центра к боковым частям тел количество кварца уменьшается, порода приобретает двуполевошпатовый состав, а затем сменяется олигоклазовым плагиоклазитом с небольшим количеством турмалина. Далее следует экзоконтактовая оторочка измененных пород, представленных вермикулитовой, амфиболовой и тальковой зонами.

Корундсодержащие пегматиты Остраваарагебитес в Финляндии, секущие тремолит-серпентиновые породы, сопровождаются биотитовыми слюдитами с турмалином, за которыми следуют актинолитовая и хлоритовая зоны метасоматитов. В крупных дайках центральная часть представлена кварц-микроклиновым пегматитом, а боковые зоны сложены олигоклазом. Мелкие тела практически лишены кварца и состоят в основном из зернистого олигоклаза с бесцветной слюдой (мусковит?) и примесью турмалина, хлорита и клиноцоизита.

В Трансваале (ЮАР) широко развит марундитовый тип связанной с пегматитами корундовой минерализации, одним из наиболее ярких примеров которой является месторождение Бёрд-Кэйдж Кемп, первоначально описанное Холлом. Месторождение представлено субвертикальным телом пегматита мощностью от 3 до 9 м, имеющим форму полукруга, внедрившимся в средне- и крупнозернистые роговообманковые амфиболиты, которые залегают среди гранитогнейсов (рис. 8.11). Пегматит в целом аналогичен слюдоносным пегматитам, характерным для района Селати Лайн. Это незональное тело, состоящее в основном из грубозернистого агрегата кварца и микроклин-пертита с подчиненными количествами плагиоклаза и мусковита. Марундиты наблюдаются преимущественно вдоль контакта пегматита с амфиболитами, и лишь западное маломощное окончание пегматитового тела на всю его мощность преобразовано в крупнозернистый марундит. Последний состоит из гексагональных кристаллов преимущественно рубинового корунда и пластинчатого белого Маргарита, среди которых спорадически присутствуют также биотит и турмалин. На границе с вмещающими породами марундитовый «риф» окружен каймой темно-зеленого волокнистого талька, развивающегося по амфиболитам.

Гораздо меньшим распространением в Трансваале пользуется плюмазитовый тип корундовой минерализации. При этом плюмазитовые зоны в пегматитовых телах могут занимать различное положение. Обычно наблюдается следующая смена зон (от контактов к центру): плюмазитовая — полевошпатовая (без корунда) — кварц-полевошпатовая собственно пегматитовая. Описаны случаи, когда центральная зона плюмазита окаймлена обычным пегматитом, между которыми располагается тонкий «прослой» биотита. Иногда в теле с одного бока развит пегматит, а с другого — плюмазит, причем пегматитовая зона отделена биотитовой каймой и от плюмазита, и от вмещающего пироксенита.

Десилицированные пегматиты Юго-Западного Памира описаны в работах K.Н. Россовского и С.И. Коноваленко, В.И. Киселева, но наиболее детально и всесторонне охарактеризованы С.А. Ананьевым в диссертационной работе, из которой заимствована большая часть приведенных ниже материалов. В пределах Ишкашимского хребта известно пять месторождений десилицированных пегматитов с корундом, турмалином, шпинелью: Дарай-Стаж, Сары-Сангоб, Гондарв, Авдж, Сумджин (см. рис. 7.6). Ниже наибольшее внимание уделено тем их них, где обычные кварц-полевошпатовые пегматиты присутствуют в качестве неотъемлемых составных частей десилицированных тел, что однозначно указывает на принадлежность последних к пегматитам.

На месторождении Дарай-Стаж в верховьях одноименного правого притока р. Пяндж обнаружено восемь тел в различной степени десилицированных пегматитов. Некоторые из них целиком сложены корундовыми (часто со шпинелью или дравитом) плагиоклазитами.

Жилы 1 и 2 залегают среди форстерититов и мигматизированных гранат-биотитовых гнейсов. При переходе из одних вмещающих пород в другие состав жил резко меняется. В гнейсах жилы представлены неравномерно-зернистым пегматитом, имеющим следующий минеральный состав: олигоклаз № 20-22 (50 %), ортоклаз (20), кварц (15-20), биотит и шерл (около 10 %), акцессорные — апатит и циркон. При переходе жил в форстерититы в них исчезают кварц и калишпат, биотит сменяется флогопитом, а плагиоклаз представлен двумя разновидностями — серым олигоклазом № 25-30 и белым андезином № 30-35. На контактах с форстерититами в жилах присутствуют маломощные (до 5 см) флогопитовые оторочки с тонкой вкрапленностью графита. Вблизи контактов в ассоциации с плагиоклазом и флогопитом иногда появляются мелкие кристаллы голубовато-серого корунда.

Жила 4 представлена дравит-корундовым плагиоклазитом: серый олигоклаз (30-40 %), белый андезин (10), корунд (30-40), флогопит (10), коричневый дравит (5-6 %). Жильные тела 7 и 8 имеют корунд-флогопит-плагиоклазо-вый состав с примесью шпинели (до 5 %). Для всех этих тел характерна малая мощность (до 1 м).

Месторождение Сары-Сангоб. Жила Переходная длиной около 10 м имеет линзовидную форму при максимальной мощности 1,2 м, почти целиком залегает в амфиболизированных форстерититах (рис. 8.12). Жила падает на север под углом 60°. Интенсивной десиликации подверглись лишь фланги жилы. В своей большей неизмененной части жила имеет зональное строение. В направлении от ее контактов к центру мелкозернистый кварц-олигоклазовый пегматит сменяется неяснографическим пегматитом того же состава, но с биотитом и шерлом. В центральной части жилы имеются изометричные участки блокового ортоклаза, в которых отмечаются обособления кварц-шерлового симплектита. На контакте пегматита с вмещающими породами развита узкая (2-5 см) оторочка мелкочешуйчатого флогопита. На флангах жилы зональность проявлена более отчетливо. В направлении выклинивания жил мелкозернистый кварц-олиго-клазовый пегматит сменяется зоной пористого бескварцевого плагиоклазита, сложенного сахаровидным олигоклазом (Аn28-30) c вкрапленностью тонкочешуйчатого графита и очень мелких кристалликов амфибола. Далее плагиоклазит переходит в плагиоклаз-амфиболовую с графитом и флогопитом породу, за которой непосредственно на выклинивании жилы следует зона сливного средне- и крупнокристаллического амфибола кофейного цвета с вкрапленностью бурого дравита и синего корунда, а на западном фланге — еще и серовато-белого андезина (An45-50). Вмещающие форстерититы и амфиболовые породы на флангах жилы флогопитизированы.

Еще один пример неполной десиликации гранитных пегматитов — жила Олигоклазовая протяженностью более 20 м при мощности 1-3 м, залегающая в форстеритизированных магнезитовых мраморах, анхимономинеральных и амфиболизированных форстерититах (рис. 8.13). Северный фланг жилы представлен практически неизмененным кварц-олигоклазовым пегматитом мелкозернистой и неяснографической структур. В южной части жилы такой пегматит слагает центральную прерывистую зону, окруженную мономинеральным олигоклазитом, в котором ближе к контактам появляются амфибол, флогопит и корунд. Последний образует кристаллы размером до 5 см.

Жила Дравитовая — пример интенсивной десиликации пегматита. Она сложена на 60-70 % кофейным амфиболом, андезином (Аn45-50), присутствующим только в центре тела (20 %) и бурым дравитом (10 %), образующим кристаллы до 10 см в поперечнике. Приконтактовые зоны представлены флогопитом (рис. 8.14).

Жила Промежуточная месторождения Сумджин сечет форстеритизированные мраморы и форстерититы. По простиранию жилы с северо-востока на юго-запад, пегматит, сложенный грубозернистыми (до пегматоидных) кварц-олигоклазовым и кварц-ортоклазовым комплексами с биотитом и шерлом, на расстоянии 1,5-2 м постепенно переходит в дравитовый плагиоклазит с кофейным амфиболом и синевато-фиолетовым корундом. На контакте с вмещающими породами развита амфибол-флогопитовая зона (рис. 8.15).

Основные закономерности изменения минерального состава пегматитов в процессе их десиликации сводятся к нижеследующему. «В начальные этапы десиликации происходит растворение и вынос свободного кварца, вследствие чего иногда образуются своеобразные ячеистые текстуры... В дальнейшем процесс десиликации усиливается: ранний олигоклаз (№ 25—30) замещается поздним плагиоклазом (№ 30-40), начинается выделение корунда. Последующее возрастание интенсивности десиликации приводит к увеличению основности плагиоклаза (до № 60-80) и содержания корунда (до 50 %) — образуются породы, близкие по составу кыштымиту. Максимальное проявление десиликации представляют плагиоклаз-корундовые породы, в которых количество корунда достигает 60-70 %. Содержание SiO2 в этих породах составляет 6,7-17,1 %, Al2O3 — 84,2-75,5 %, а отношение Al2O3/SiO2 варьирует в пределах 1,08-4,43. Сравнительно редко по всему объему пегматитовых тел образуются флогопит-шпинель-дравитовые породы с диаспором и реликтами битовнита... или флогопитовые корундиты... Контактовые зоны (амфиболовая, флогопитовая с корундом и корунд-флогопитовая) развиваются по плагиоклазитам на контакте с форстерититами. Избыток глинозема при образовании флогопита выделяется в форме корунда. При широком развитии корунда образуется зональность: корунд-флогопитовая зона всегда является внутренней по отношению к чисто флогопитовой зоне».

Пегматиты в районе Куранахских месторождений флогопита на Алдане, подвергшиеся интенсивным метасоматическим преобразованиям на контактах с карбонатными породами, близки по особенностям состава, внутреннего строения и генетической природе десилицированным пегматитам Юго-Западного Памира, отличаясь от них наличием скаполита и кальцита. Пегматиты образуют многочисленные жильные тела до 20 м длиной при мощности до 3-5 м. Выделены два типа пегматитов — серые олигоклазовые и красные микроклиновые. Микроклиновые пегматиты образуются при метасоматическом замещении олигоклазовых пегматитов. При неполном замещении пегматитовые тела имеют кварц-двуполевошпатовый состав.

Неизмененные пегматиты — кварц-олигоклазовые крупно- либо грубозернистые породы с примесью роговой обманки, реже диопсида. Количество темноцветов достигает 5-7 %. Акцессорные минералы — магнетит, титанит, циркон, ортит, чевкинит, апатит, гематит, пиролюзит, иногда торит, ксенотим, рутил, турмалин, гранат, разнообразные сульфиды. Пегматиты часто обладают зональным строением. Олигоклазовые пегматиты, как правило, имеют внешнюю мелкозернистую оторочку мощностью 3-10 см; за ней следует крупнокристаллическая зона (кварц + олигоклаз + роговая обманка), сменяющаяся в центральной части жил крупноблоковой полевошпатовой зоной. Последняя иногда содержит кварцевые линзы. Для красных пегматитов характерна внешняя кварц-калишпатовая зона письменной структуры. За ней следуют крупноблоковая зона и кварцевое ядро мощностью 30-50 см. Характерным темноцветным минералом этих пегматитов является биотит.

В карбонатных породах месторождений Тунгусское, Трудное, Структурное, Колтыкон-1, Террасное, Предвиденное и Угольное развиты пегматиты, содержащие шпинель, скаполит, андрадит, кальцит и другие не свойственные обычным пегматитам минералы. Наибольший интерес представляют жилы пегматитов, на контактах которых с карбонатными породами образуются диопсидовые породы. Типичный пример внутреннего строения таких пегматитов показан на рис. 8.16. В их строении выделяются следующие зоны: 1) неизмененный пегматит, 2) измененный пегматит (на рис. не показан), 3) скаполит-дипсидовая (2-10 см), 4) шпинель-диопсидовая (0,3-1,0 м), 5) мономинеральная диопсидовая (0,3-1,0 м) зоны. Далее следуют кальцифир или доломитовый мрамор. Границы между зонами резкие, но неровные.

В центре даек пегматит сложен розовым микроклином, кварцем и редкими зернами клинопироксена (салита). В микроклине встречаются реликты олигоклаза. Примеси — сфен, магнетит, апатит. Скаполит-диопсидовая зона представлена стебельчатыми симплектитовыми срастаниями белого скаполита (около 40 %) и серо-зеленого диопсида (около 60 %) с примесью сфена и кальцита. Следующая зона сложена темно-зеленой среднезернистой породой гранобластовой структуры, состоящей из диопсида и шпинели с примесью флогопита и паргасита. Количество шпинели в ней составляет в среднем 10-14 %. Мономинеральная диопсидовая зона отличается светло-зеленым цветом и панидиоморфнобластовой структурой. В качестве примесей в ней встречаются кальцит и серпентин (псевдоморфозы по форстериту). Иногда между шпинель-диопсидовой и мономинеральной диопсидовой зонами присутствует флогопит-диопсидовая или паргасит-диопсидовая зона переменной мощности. Диопсидовая зона развивается по карбонатным породам, а остальные зоны являются апопегматитовыми, т.е. граница между диопсидовой и шпинель-диопсидовой зонами фиксирует собой бывший контакт между пегматитом и вмещающей карбонатной породой. Флогопит-диопсидовая и паргасит-диопсидовая зоны накладываются на шпинель-диопсидовую зону (породу), а по скаполит-диопсидовой зоне иногда развиваются «корковые» оторочки пластинчатого флогопита и паргасита, ориентированные перпендикулярно границам зон.

В участках инъекций многочисленных пегматитовых тел масштабы описанных метасоматических преобразований существенно возрастают. В таких участках шпинель-диопсидовая зона достигает 7-10 м в длину при мощности до 3 м. Протяженность же диопсидовых пород на участках обильных пегматитовых инъекций может достигать 400-600 м при ширине до 30-50 м.

Отдельные пегматитовые тела на месторождениях «Трудное» и «Угольное» и других нацело замещены крупнокристаллической пятнистой диопсид-скаполитовой породой, а карбонатные вмещающие породы вокруг них — массивным серпентинитом. Центральная часть в большинстве таких даек сложена массивным скаполитом белого, зеленоватого или яркого сиренево-розового цвета. Розовые участки такого скаполита замещены мелкочешуйчатым мусковитом. В некоторых телах в скаполите присутствуют участки неправильной формы, сложенные симплектитовым агрегатом синевато-зеленой шпинели и оранжевого кальцита.

В Финляндии, вблизи Траскбёле (Traskbole), описаны богатые сульфидами шпинельсодержащие пегматиты, предположительно генетически связанные с микроклиновыми гранитами. Пегматиты секут лептитовые гнейсы. На рис. 8.17 показано строение пегматитового тела, в котором наблюдается крупное (примерно 3х1 м) обособление сульфидов, представленных в основном сфалеритом и пирротином с подчиненными количествами пирита и халькопирита.

Сульфидное «ядро» окружено кварцем с вкрапленностью сульфидов и ганита (цинковой шпинели). Все эти минералы встречаются также и в других зонах пегматита. Пегматит сложен в основном микроклин-пертитом, олигоклаз-андезином и кварцем с размером минеральных индивидов до 5 см. Наибольший идиоморфизм свойствен плагиоклазу. Во всех породообразующих минералах обнаружены включения рудных минералов. Наиболее обогащена ганитом кварцевая зона вблизи обособления сульфидов, но в самом обособлении этот минерал не обнаружен, хотя в кварце и полевом шпате он образует срастания с сульфидами. На границе ганита с другими минералами всегда фиксируется тонкий слой бесцветного минерала (возможно, каламина) с примесью мусковита и хлорита. Ганит стекловидный, слабо прозрачный, серый, до черного, в тонких зернах — голубовато-зеленый. Предполагается, что пегматитовая магма, проходя через рудоносные горизонты, ассимилировала некоторое количество рудных компонентов.