Минеральный состав и генетические особенности месторождений фосфатсодержащих метаморфизованных высокоглиноземистых пород Юго-Западного Забайкалья

Избродин, Иван Александрович

Бесплатный автореферат и диссертация по наукам о земле на тему
Минеральный состав и генетические особенности месторождений фосфатсодержащих метаморфизованных высокоглиноземистых пород Юго-Западного Забайкалья
ВАК РФ 25.00.11, Геология, поиски и разведка твердых полезных ископаемых, минерагения

Автореферат диссертации по теме "Минеральный состав и генетические особенности месторождений фосфатсодержащих метаморфизованных высокоглиноземистых пород Юго-Западного Забайкалья"

СИБИРСКОЕ ОТДЕЛЕНИЕ РОССИЙСКОЙ АКАДЕМИИ НАУК ГЕОЛОГИЧЕСКИЙ ИНСТИТУТ

На правах рукописи

ИЗБРОДИН Иван Александрович

МИНЕРАЛЬНЫЙ СОСТАВ И ГЕНЕТИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ

МЕСТОРОЖДЕНИЙ ФОСФАТСОДЕРЖАЩИХ МЕТАМОРФИЗОВАННЫХ ВЫСОКО ГЛИНОЗЕМ ИСТЫХ ПОРОД ЮГО-ЗАПАДНОГО ЗАБАЙКАЛЬЯ

Специальность — 25.00Л 1-геология, поиски и разведка твердых полезных ископаемых, минерагеиия

Автореферат

диссертации на соискание ученой степени кандидата геолого-минералогических наук

Улан-Удэ - 2006 г.

Работа выполнена в Геологическом институте СО РАН

Научный руководитель: кандидат геолого-минералогических наук

Г.С. Рипп

Официальные оппоненты: доктор геолого-минералогических наук

Г.А. Юргенсои

кандидат геолого-минералогических наук Г. Д. Мальцева

Ведущая организация: Иркутский Государственный Университет

Защита диссертации состоится 26 декабря 2006 г.

В 14°° часов на заседании диссертационного совета Д 003.002.01

при Геологическом институте СО РАН, в конференц-зале, по адресу:

670047 г. Улан-Удэ, ул. Сахьяновой 6а., факс (3012) 43-30-24, е-таН

gin@bsc.burvatia.ru

С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке ГИН СО РАН, г. Улан-Удэ, ул. Сахьяновой 6а.

Автореферат разослан " 17 " ноября 2006 г.

Ученый секретарь

диссертационного совета,

кандидат геолого-минералогических наук

О.К. Смирнова

Введение

Актуальность исследования. На фоне большого объема исследований, посвященных метаморфизму высокоглиноземистых пород, осталась практически не изученной проблема фосфатного и сульфат-фосфатного минералообразования в процессе метаморфизма. Эти породы, нередко содержащие повышенные количества редкоземельных, редких и радиоактивных элементов, могут существенно расширить круг новых нетрадиционных источников полезных ископаемых.

Известно несколько изученных участков с алюмофосфатной и сульфат-фосфатной минерализацией в высокоглиноземистых породах. К ним относятся дистеновый комплекс Швеции (месторождение Хекенсос, Ек Roland et al., 1990), метаморфические пояса Заира (Lefevre et al., 1982) и кварц-кианитовые породы Полярного Урала (Попова и др., 1993; Силаев н др., 2001). Более распространены проявления высокоглиноземистых пород с незначительным количеством фосфатных минералов. Результаты изучения последних свидетельствуют о возможности оценки физико-химических условий метаморфизма с использованием фосфатной и сульфат-фосфатной минерализации. Это явилось основанием для изучения высокоглиноземистых пород Юго-Западного Забайкалья, сформировавшихся в различных РТ условиях, содержащих повышенные концентрации сульфатов и фосфатов.

Цели и задачи исследований. Основной целью исследований являлось выявление особенностей минерального состава и условий формирования фосфатсодержащих высокоглиноземистых пород Юго-Западного Забайкалья.

Предусматривалось решение следующих основных задач.

• Установление минерального состава пород, образовавшихся на различных стадиях метаморфизма.

• Изучение эволюции состава алюмофосфатных и сульфат-фосфатных парагенезисов в процессе метаморфического преобразования высокоглиноземистых пород.

• Определение РТ-условий формирования фосфатсодержащих высокоглиноземистых пород.

• Установление исходного состава пород и источника их вещества.

Объекты исследования. Исследования проведены в Юго-Западном

Забайкалье на участках, расположенных в пределах полосы субширотного простирания, протягивающейся от устьевой части р. Ичетуй до р.Чикой. Дня пород Ичетуйского и Лево-Чемуртаевского проявлений характерны преимущественно высокобарические условия образования, а для пород Кяхтинского месторождения - высокотемпературные. В породах обеих групп широко распространены минералы класса фосфатов, сульфат-

фосфатов и сульфатов, образовавшихся как на прогрессивной, так и на регрессивной стадиях метаморфизма.

Защищаемые положения.

Проведенные исследования позволили выявить генетические особенности формирования метаморфизованных фосфатсодержащих высокоглиноземистых пород. Результаты этих исследований легли в основу трех защищаемых положений.

I. Высокоглиноземистые породы с силлиманитом и кианитом сформировались в два этапа, соответствующие прогрессивному и регрессивному метаморфизму.

II. Высокая гпинозшистость пород обусловила активность алюминия на прогрессивном этапе метаморфизма, резко уменьшающуюся на регрессивном. Этим обусловлена смена фосфата кальция фосфатами алюминия на прогрессивном этапе и последующее образование фосфатов и алюмофосфатов Са, Sr, REE, Ва — на регрессивном.

III. Присутствующая в породах сера проявляет активность только на регрессивном этапе. В связи с этим фосфатные минералы сменяются сульфат-фосфатными и затем - сульфатными. В этом же направлении происходит образование более высоководных минералов.

Фактический материал и методы исследований. В основу работы положен материал, полученный автором в 2001-2006 году при изучении участков Ичетуйский, Лево-Чемуртаевский, Леоновский, КяхтинскиЙ, а также материалы лаборатории магматического рудообразования Геологического института СО РАН. Исследования включали петрохимическое, минералогическое, геохимическое изучение пород.

Большая часть анализов выполнена в лабораториях ГИН СО РАН. Химический состав пород и отдельных минералов определен атомно-абсорбционным методом и методом «мокрой химии», редких и рудных элементов - рентгено-флюоресцентным, редкоземельных - химико-спектральным. Состав и микроструктурные особенности минералов, а также твердых фаз включений изучены на электронном сканирующем микроскопе LEO-1430VP (LEO Electron Microscopy Ltd.) с энергодисперсионным анализатором INCAEnergy 300 (Oxford Instruments Analytical Ltd.). Анализы минералов выполнены на модернизированном микроанализаторе МАР-3, по методике, специально разработанной для изучения сложных по составу минералов и, в том числе, редкоземельных (Канакнн и др., 1998; Карманов и др., 2002). Диагностика минералов подтверждена рентгеноструктурными анализами (ДРОН-3). Дифференциальные дериватограммы минералов сняты на приборе МОМ-3.

Для термометрического изучения включений использована камера с снлитовым нагревателем в комплекте с микроскопом Биолам JI-211 и Pt/Pt-Rb термопарой, откалиброванной по точкам плавления шести химически чистых веществ и температуре гомогенизации двух флюидных включений, синтезированных при известных РТ-параметрах. Отклонение грздуировочной кривой от экспериментальных точек не превышало 4°С. Часть включений изучена на микроскопе Olympus VX-51, с термокамерой Lincam TS-1500 (Институт геохимии СО РАН).

Изотопный состав кислорода в оксидах, фосфатных и силикатных минералах, серы в алуните определены в лаборатории изотопных исследований ДВГИ ДВО РАН (г. Владивосток) на масс-спектрометре Finigan МАТ 252. Изотопный состав стронция в безрубидиевых минералах определен на масс-спектрометре МИ-1201Т в Геологическом институте СО РАН.

РТ-условия метаморфизма пород определены несколькими методами. На начальном этапе изученные минеральные парагенезнсы сопоставлялись с известными петрогенетическими сетками (Добредав, Соболев, 1972; Кориковский, 1979; Классификация и номенклатура..., 1992) и данными экспериментальных исследований по устойчивости минералов и ассоциаций. Количественная оценка температур метаморфизма проводилась с использованием мусковит-парагонитового (Eugster, Yoder, 1955; Comodi, Zanazzi, 1997), амфибол-плагиоклазового (Геря и др., 1997; Плюснина, 1996), биотит-гранатового (Перчу к, 1989) и других минеральных геотермобарометров. Кроме того, использованы термометры, основанные на изотопных отношениях кислорода в сосуществующих парах: кварц-магнетит, кварц-гематит, кварц-кианит, кварц-силлиманит (Zheng, Simon, 1991; Moecheri, Sharp, 1999; Vannay et al., 1999). Проведено также непосредственное определение температур гомогенизации включений, присутствующих в метаморфических минералах.

Работа сопровождалась детальными петрографическими исследованиями пород и руд (57 прозрачных шлифов). Изучение взаимоотношений минералов и исследование их химического состава проведено в специально приготовленных полированных препаратах, шлифах и аншлифах. В процессе работы было выполнено свыше 900 микрозоцдовых и электронномикроскопических анализов, включая изучение твердых фаз во включениях. Определен изотопный состав кислорода в кианите, силлиманите, лазулите, кварце, магнетите, гематите (13 анализов), серы в натроалуните. Использовано 50 химических анализов и 10 анализов химико-спектрального определения РЗЭ в породах.

Изучение включений в метаморфических кварцах и лазулитах проведено в 14 пластинах.

Научная новизна.

1. Выявлены особенности эволюции минеральных парагенезисов и состава минералов в процессе метаморфического преобразования фосфатсодержащих высокоглиноземистых пород, позволяющие проводить оценку параметров прогрессивного и регрессивного метаморфизма.

2. Установлены типоморфные минеральные ассоциации фосфатных и сульфат-фосфатных минералов, образующихся в кнанитовых и силлиманитовых фациях метаморфизма, а также на регрессивной стадии преобразования фосфатсодержащих высокоглиноземистых пород.

3. Показано, что высокая активность А1, как на прогрессивной, так и на регрессивной стадиях обусловила нейтрализацию активности Са, Бг,

Ре, РЗЭ и связывание их в составе алюмофосфатов.

Практическая значимость. Обоснована возможность существования новых нетрадиционных типов оруденения, связанных с метаморфизованными фосфатсодержащими высокоглиноземистыми породами. Даны рекомендации по проведению оценки таких пород на редкоземельную и скандиевую минерализацию.

Апробация работы и основные публикации. Автором опубликовано 16 работ, включая 6 статей (5 в рецензируемых журналах) и 10 тезисов. Материалы по теме диссертации представлены в 3 статьях и 10 тезисах. Полученные результаты докладывались на Первой Сибирской международной молодежной конференции молодых ученых по наукам о Земле (Новосибирск, 2002), Региональной конференции «Проблемы геологии и географии Сибири» (Томск, 2003), XXI Всероссийской молодежной конференции «Строение литосферы и геодинамика» (Иркутск, 2005), Российской конференции «Благородные и редкие металлы Сибири и Дальнего Востока» (Иркутск, 2005), ежегодных научных сессиях Геологического Института СО РАН.

Объем и структура работы. Диссертация состоит из 5 глав, введения, заключения и списка литературы. Объем работы составляет 176 машинописных страниц, в том числе 69 рисунков, 61 таблица. Список литературы содержит 146 наименований, включая 72 публикации в зарубежных изданиях.

Работа выполнялась при финансовой поддержке гранта Лаврентьевского конкурса молодежных проектов СО РАН № 119, Фонда содействия отечественной науке, Фонда поддержки ведущих научных школ РФ (НШ - 2284.2003, НШ-2339.2006.5), проекта РФФИ № 03-0565270.

Автор выражает искреннюю признательность и благодарность научному руководителю к.г.-м.н. Г.С. Риппу за терпение, помощь и внимание в проведении исследований, советы и многочисленные дискуссии при подготовке диссертации. Автор считает своим приятным долгом поблагодарить А.Г. Дорошкевич за постоянную поддержку и помощь в проведении термометрических исследований и анализе полученных данных, H.H. Егорову за консультации при проведении петрографических исследований, а также А.Г. Булаха за ценные замечания, способствовавшие улучшению работы.

Особую признательность автор выражает Н.С. Карманову и C.B. Канакину за выполнение электронно-микроскопических исследований и высококачественных микрозондовых анализов, а также A.A. ЦыреновоЙ, Л.А. Гусевой, Б.Ж. Жалсараеву, Т.И. Казанцевой, А.М. Огурцову и В.Ф. Посохову за проведение различных видов аналитических работ. Автор благодарен A.A. Цыганкову, A.B. Татаринову, ДА. Орсоеву, H.A. Дорониной за просмотр рукописи и ценные замечания. Хочу также поблагодарить геологов ГФУП «Бурятгеоцентр» Г.П. Патрахина, В.В. Кошкина, B.C. Платова, А.А.Савченко, С.Г. Патрахина за оказанную помощь и поддержку на различных этапах выполнения работы.

Глава 1. СОСТОЯНИЕ ПРОБЛЕМЫ

Термин «высоко глиноземистые породы» часто встречается в литературе, но его общепринятое определение отсутствует. В ряде публикаций предлагается называть этим термином порода (остаточные, осадочные, гидротермальные, метаморфические), в которых Al203>K20+Na20+Ca0 и содержатся значительные количества минералов глинозема (Кулиш, 1973; Михайлов, 1988). В работе к ним отнесены метаморфические породы, содержащие полиморфные модификации AhSiOj (андалузит, кианит и силлиманит). Эти минералы широко распространены среди метаморфических образований средне- и высокотемпературных степеней метаморфизма (Фации метаморфизма, 1970). РТ-область устойчивости кианита соответствует фациям высоких давлений (Фации метаморфизма, 1970). Андалузит и силлиманит отмечаются в фациях как малых, так и средних давлений. При этом в первых преобладает андалузит, а во вторых - силлиманит. Высокоглиноземистые породы Юго-Западного Забайкалья слагают различные парагенетические ассоциации (силлиманитовая — Кяхтинское месторождение, с иллиман ит-к нанято вал — Хоронхойское и Лево-Чемуртаевское проявления; кианитовая - Ичетуйское и Леоновское проявления).

Региональный метаморфизм, сопровождающийся миграцией породо- и рудообразующих элементов, в ряде случаев приводит к возникновению промышленных месторождений (Белевцев, 1979). Собственно высокоглиноземистые породы относятся к числу промышленно ценных образований (корунд, кианит и силлиманит), С ними генетически связаны также проявления железных и марганцевых руд, титана, бора и редких элементов (Кулиш, 1973). Пока не востребованными в России являются месторождения минералов группы силлиманита (Каргополое и др., 2005). К этому типу относится Кяхтинское рутил-силлиманитовое месторождение, расположенное в Забайкалье и Кейвское существенно кианитовое с рутилом и ильменитом - на Кольском полуострове. Рассмотренная группа пород, содержащая редкоземельные или радиоактивные элементы, могла бы существенно расширить нетрадиционные источники этих элементов (Dill, 2001). Кроме того, в ряде проявлений высокоглиноземистых пород присутствует лазулит, скопления которого представляют интерес в качестве ювелирного сырья (Смит, 1980).

Проблема фосфатного и сульфат-фосфатного минералообразования в процессе метаморфизма высокоглиноземистых пород до настоящего времени остается еще слабо изученной. Из общего числа известных минералов фосфора, несколько десятков минеральных видов относятся к фосфатам и сульфат-фосфатам алюминия (Jambor, 1999). Большая часть этих минералов образует твердые растворы между собой. Фосфаты и сульфат-фосфаты алюминия, такие как лазулит, аугелит, троллеит, вагнерит, варднт, флоренснт, гояцит, крандаллит, сванбергнт, вудхаузеит и ряд других минералов, описаны в метаморфических породах некоторых регионов (Lefevre et al., 1982; Ek Roland, Nysten, 1990; Rusmussen, 1996; Morteani, Ackermand, 1996, 2004; Dill, 2001; Избродин, 2004). В высокоглиноземистых породах Кяхтинского месторождения и Ичетуйского проявления выявлено разнообразие минеральных видов и вариации их составов, зависящие от РТ-параметров метаморфических процессов. В силлиманитовых и кнанитовых породах установлено и описано более 40 минеральных видов, большая часть которых относятся к группе фосфатов и сульфат-фосфатов.

Изучая литолого-стратиграфические, минералогические и другие особенности высокоглиноземистых метапород, исследователи во многих случаях приходят к выводу о первичноосадочном происхождении большинства силлиманитовых, кианнтовых и андалузитовых сланцев и гнейсов. Источником некоторых высоко глиноземистых месторождений, обогащенных алюмофосфат-сульфатными минералами и рутилом, могли быть бокситы (Dill, 2001). Возможность образования силлиманита под

действием гидротермальных растворов в условиях изменения режима кислотности-щелочности отмечается в работах Д.С. Коржинского, B.C. Соболева, С. П. Кори ков ского и многих других исследователей (Горошников, 1971).

Глава 2 и 3. ВЫСОКО ГЛИНОЗЕМИСТЫЕ ПОРОДЫ ИЧЕТУЙСКОГО ПРОЯВЛЕНИЯ И КЯХТИНСКОГО МЕСТОРОЖДЕНИЯ

Геологическое строение

В Юго-Западном Забайкалье известно более 20 проявлений высокоглиноземистых пород. Часть из них приурочена к полосе, протягивающейся в бассейнах рек Джиды и Чикоя (Ичетуйское, Кяхтинское, Леоновское, Харанхойское, Лево-Чемуртайское). Часть этих пород сформировалась в высокотемпературных условиях, другая - в высокобарических. В направлении с запада на восток отмечается смена кианитовой ассоциации (Ичетуйское) через кианит-силлиманитовую (Харанхойское) к силлиманитовой (Кяхтинское). В первой группе (Кяхтинское) минеральные парагенезисы соответствуют суб фации силлиманит-биотитовых гнейсов. Породы представлены силлим анитсодержащими кварцитами, с илл иманит-му сковитовым и и силлиманит- поле вошпат- кварцевыми сланцами с повышенным содержанием рутила. В высокобарической (Ичетуйское) обстановке (субфация днстен-мусковитовых сланцев) породы представлены мусковит-кианитовыми и кманит-андалузнтовыми сланцами.

Площадь Ичетуйского проявления сложена останцами биотит-полевошпатовых, кварц-мусковит-полевошпатовых, гранат- и кианитсодержащнх сланцев (рис. IA), расположенных среди граносиенитов и гранитов. Краткую характеристику пород можно найти в работах Ф. В. Кузнецовой (1971) и Г.А. Юргенсона (2001).

Кианитовые, мусковит- к ианитовые и ква р ц- му с ковит-кианито вые породы представлены несколькими разобщенными будинами (рис. 1А), залегающими среди кварц-мусковитовых сланцев. Они состоят из переменного количества беспорядочно расположенных удлиненных порфировидных, часто деформированных зерен кианита (20-60 %}, неправильно-изометричных зерен кварца (30-60%) и чешуек мусковита (020%). Структура пород порфиробластовая, нематогранобластовая, основной ткани - ле пи дограноб ластовая и микропойкилитовая. Сланцеватая текстура подчеркивается ориентированным расположением чешуек мусковита, а также мелкими цепочечными выделениями рутила.

|__| Рьгип*с отлсженн»

(Мусвомтт-ымрцинесликиы

ша Ким«»

взП Грвдисодокииме

тзри-слкиисти« рсзииы Г^тюснеянш

Киаидт>мусиймто»нг <панцы

ГнрИсофшнл* Г1"' ^! АСм^нцпы

[у*| Скмиюнщти! СЛ1НЦЦ £7Г| слтмыгП «КГТеМ

- «КПШДОМШПФ*

|.I КнтпгМшЕ К рДОн»-[■; ' «бншацшсе Пар*гщ№:и Пр<дг№1щдеим> гршиши

Учи:Тс« лрмедснны* ИФСЛСЛОПНКЙ

Рис. 1. Схема геологического строения Ичетуйского проявления (А) и Кяхтииского

МССТОрОЖДСЕШЯ (Б)

В числе второстепенных и акцессорных минералов присутствуют лазулит, гематит, рутил и топаз. Минералы групп бедантита (вудхаузеит-сванбергит), плюмбогуммита (флоренсит, горсейкит, гояцит* крандашшт).

алунита составляют менее 1 %■ Кианнтовые порода обогащены титаном (до 2,02 мае, % ТЮ2).

Кяхтинское силлиманитовое месторождение представлено серией пластообразных линз силлиманитсодержащих сланцев мощностью до 40 м, залегающих в толще биотитовых и биотит-амфиболовых гнейсов раннепротерозойского возраста (рис. 1 Б). Сланцы переспаиваются с биотитовыми, биотит-силлиманитовыми гнейсами и постепенно переходят во вмещающие порода. Они подразделены на силлиманит-кварцевые и силяиманит-полевошпатово-кварцевые с переменными содержаниями слюд. Породы характеризуются тонкополосчатой текстурой, обусловленной чередованием слойков, обогащенных силлиманитом и кварцем. В породах также отчетливо выражена сланцеватая текстура, которая проявляется в параллельной ориентировке зерен силлиманита и кварца. Средний состав пород: кварц - 50-80 %, силлиманит - 15-50 %, мусковит до 5 %, рутил 1-3 %. Акцессорные минералы представлены биотитом, магнетитом, лазулитом и апатитом. В составе силлиманитсодержащих пород установлено более 30 минеральных видов, большая часть которых относится к числу высокоглиноземистых. По химическому составу рассматриваемые породы являются высокоглиноземистыми и кремнистыми.

Минеральный состав

Изученные высокоглиноземистые породы являются полиметаморфическим и образованиями, в которых на минеральные ассоциации прогрессивного этапа наложены парагенезисы регрессивного метаморфизма.

Ассоциации прогрессивного этапа представлены в основном кианитом, силлиманитом, полевым шпатом, кварцем, мусковитом и, в меньшей степени, - вагнеритом, лазулитом и троллеитом. Минералы регрессивной стадии представлены как оксидами и алюмосиликатами, так и фосфатами, сульфат-фосфатами и сульфатами. Изученные взаимоотношения между минералами позволяют представить следующую схему последовательности их образования (табл.1).

При этом отчетливо прослеживается смена фосфатных минералов сульфат-фосфатными, сульфатными, а также более водными алюмофосфатными минералами.

Важной особенностью выявленных минералов является широко проявленный изовалентный и гетеровале нтный изоморфизм в группах бедантита, плюмбогуммнта и алунита, а также случаи постепенного перехода минералов одной группы в другую. Ранее, исходя из химической конституции и изотипности между минералами групп крандаплнта,

Таблица 1. Последовательность образования минералов Ичетуйского _проявления (А) и Кяхтинского месторождения (Б)_

А Сг«аи« чипе Б Мкисри СмиН* ыявн

<м«ри П^иутятн Рк ртнркяя П|ш рпгснмн Р«1Ж4 Ш1ПН

Кишит Сагллнммнт

Мус к он г ■ -—— . А'чйним — .

Кмрц Микоян?

Кодой — П&ллм>й шпат ■.......

Рутк.1 Кдери

Теня* Ругт

Лиулмт Цнркоц

Тряядстп — — Лиулет-

Аидалуигг Трлллеит

Диаспор КврунЛ —

£яшгм — ' Бмотят

Пирефиялнт Тнт аи&генати* ■■ ■ -

Олмт ** Топаз

Цирюм Мйгисшт _

Флор&гсиж —— , В отмерит —

Монвцнл — — Андалузит —

Ксепятим Мипацкт —. #

Аужию —— Ляятит

ГЪжцят —

Гэрсейхенм - 4^/шяшт Дяасдор

/Срмн&иишм —

Ияр4игм Луа*о/дем» - Гпнцмт

— {Ьрсеиясит

СняАукт* — КранЛоллыж

Еврн* Гемнгкт _ _

АгТГ*ит — - — -

И а т¡нтлун ип Сшямбгргшя — -

Варят _

х, * Скврцалигн — *

« х,

Примечание. Выделенные курсивом минералы на изученных объектах установлены впервые автором. Толщина линий соответствует интенсивности (масштабам) проявления минералов.

бедантита и алунита, М.Я. Сомина и А.Г. Булах (Сомина, Булах 1966) указали на возможную принадлежность этих минералов к единой группе.

Изучение включений

Наиболее информативными минералами для изучения включений в высокоглиноземистых породах являются кварц как прогрессивного, так и регрессивного этапа, а также лазулит, образовавшийся на регрессивном этапе.

В кварце прогрессивного этапа Ичетуйского проявления при комнатной температуре установлены твердые, трехфазовые (углекислотные?), двухфазовые жидкие (углекислотные?), жидкие и газово-жидкие включения (табл. 2).

Таблица 2. Типы включений в минералах из высокоглиноземистых

пород Юго-Западного Забайкалья

Ичетуйское проявление

Минерал Тип включений Колич. соотношения, об.% Т,°С гомогенизации

я 3 Твердые (рутил)

Первичные(?) трехфазные углекислоты ые 1-5 - газовая фаза до 45-60 - уплотненная жидкость; до 50 - жидкость Газовой фазы 28-30

Двухфазовые жидкие углекислотные 60 - уплотненная жидкость,40 - жидкость

Жидкие 100 - жидкость

Вторичные трехфазные ■углекислотные 1-10- газовая фаза; до 40-80- уплотненная жидкость; до 60 - жидкость Газовой фазы 28-30

Первичные газово-жидкие 15 -20 - газовая фаза; 80-85 — жидкость 300-310 (декрепнтацин)

Газово-жидкие не выясненной природы от 5-10 до 40 газовая фаза; 60-95 жидкость Or 100 до 230

Вторичные газово-жидкие 10-газовая фаза; 80-90 — жидкость 150. (декрепнтацин)

Ь 3 Первичные газово-жидкие 5-10-газовая фаза; 90-жидкость 185-205

Вторичные газово-жидкие 10-20- газовая фаза; 80-90 жидкость

Кятшское месторождение

S. я £ Твердые (рутил, силлиманит)

Первичные полифазные 5-10 - газовая фаза; до 85 -твердая фаза; 5 • жидкость 680-710 (декрепитацнн)

Газово-жидкие неясной природы 20-40 - газовая фаза; 60-80 -жидкость 300-325

Вторичные газово-жидкие 10 -50- газовая фаза 60-90 - жидкость 200-225-240

Первичные газово-жидкие включения в кварце регрессивного этапа декрепитируют при 300-310 °С. Вероятно, декрепитация включений обусловлена высоким внутренним давлением во включениях. Температура гомогенизации первичных газово-жидких включений в лазулите составляет при 185-205 "С.

На Кяхтинском месторождении в кварце прогрессивного этапа установлены твердые, полифазные и двухфазовые газово-жидкие включения (табл. 2). Твердые включения представлены силлиманитом и рутилом.

Полученные результаты показали, что первичные полифазные включения не достигают состояния гомогенизации и декрепитируют при температурах 680-710°С. При этом во включениях остается часть не растворенной газовой н твердой фазы. Дочерние фазы в декрепетнрованных включениях имеют следующий состав (мас.%): S1O2 (49.76-74,85), А1203 (П.59-32,53), К20 (5.39-6.37), Na20 (4.38-6.15), FeO (0.87-3.16), ТЮ2 (до 1.5), S03 (до 4.72). Повышенные количества S03 во включениях отражают специфические условия метаморфизма и указывают на высокий потенциал кислорода при образовании высокоглиноземистых пород.

Газово-жидкие включения представлены двумя группами. Гомогенизации в одной группе происходит в интервале температур 300 -325 °С, при этом часть включений декрепитирует. В другой группе включения образуют многочисленные шлейфы и гомогенизируются при температуре 200-240°С.

Температуры декрепитации включений согласуются с температурами, полученными по мусковит-парагонитовому термометру для мусковитов регрессивной стадии.

Среди твердых включений в лазулите установлены альбит, недиагностированный фосфат и сильвин.

Изотопная характеристика высоко глинозем истых пород

Изотопный состав кислорода определен в кварце, гематите, лазулите, кианите и силлиманите из пород ИчетуЙского, Леоновского, Лево-Чемуртаевского проявлений и Кяхтинского месторождения. Изотопный состав сульфатной серы анализировался в натроалуните ИчетуЙского проявления. Основной целью этих исследований было решение трех задач: 1 - оценка равновесности в парах минералов; 2 - оценка температур метаморфизма пород; 3- решение вопроса об источнике вещества высокоглиноземистых пород. Результаты анализов (табл. 3) свидетельствуют об обогащенности всех изученных минералов легким изотопом кислорода, что указывает на участие метеорных вод при формировании высоко глиноземистых пород. Исследования подтвердили также равновесность изученных пар минералов, что позволило использовать их для расчета температур (см, табл. 4).

Сопоставление изотопного состава сульфатной серы натроалунита из кианит-андалузитовых сланцев ИчетуЙского проявления (10,9 %о 5м S(CDT)) с известными данными по алунитам различных регионов мира (Dill, 2001; Rainbow et al., 2005; Juliani et al., 2005, Bethke et al., 2005) свидетельствует о ее смешанном источнике с преобладающей ролью метеорных вод (б34 S +2,0 + +8,5 %о).

Таблица 3. Изотопный состав кислорода (8|80 %о, ЭМОХУ) в минералах

из высокоглиноземистых пород Юго-Западного Забайкалья

Проявление Минерал

Лазулит Кварц Кнанлт Силлиманит Гемэгшт

Ичетуйское -5.7 -5,1 -5,6 -8,1 - -12.0

Кяхтннское -1,8 •1,1 -0,4 - -2,0 -7,2

Леоновское -0,2 -1,4 - • •

Лево-Чеыуртаевское - -8,1 - - -

Глава 4. ГЕНЕТИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ ФОСФАТСО ДЕРЖАЩИХ МЕТАМОРФИЗОВАННЫХ ВЫСОКОГЛИНОЗЕМИСТЫХ ПОРОД ЮГО-ЗАПАДНОГО ЗАБАЙКАЛЬЯ

На происхождение высоко глиноземистых пород как Кяхтинского месторождения, так и Ичетуйского проявления существует несколько точек зрения. По мнению одних исследователей (Беренгилов, 1957; Дембо, 1958; Кошкин, 2002), силлиманитсодержащие породы образовались в результате регионального или контактового метаморфизма богатых глиноземом осадочных пород. Другие исследователи (Шергин, 1958; Хлестов, Ушакова, 1963) предполагают образование этих пород в результате контактово-метасоматических процессов, предлагая различные механизмы их протекания. Природа киаиитсо держащих пород Ичетуйского проявления рассматривалась с позиции их образования при гидротермальной проработке вмещающих пород (Казаков, 1961; Холод, 1971).

Восстановление источника метаморфических пород обоих участков с использованием диаграммы А. А. Предо веко го (1980) показало, что наиболее плотный рой точек химических составов фиксируется в поле высокоглиноземистых пород, начиная с продуктов глубокого выветривания основных пород, переходя в поле граувакков и заканчивая полем аркозов. Их минеральный состав соответствует биотитовым, биотит-амфиболовым, гранат-биотитовым и роговообманковым гнейсам Кяхтинского месторождения, лазулит-кианитовым, кварц-кианит-пирофиллитовым, биотит-полевошпатовым и гранат-биотитовым сланцам Ичетуйского проявления. В поле аркозов расположены силлиманит-полевошпатовые и сил лиманит-бйотитовые гнейсы, а также кварц-мусковитовые сланцы. Собственно высокоглиноземистые породы (кварц-силлиманитовые, кварц-киан итовы е сланцы и силлиманит-, кианитсодержащне кварциты) образуют вторую группу точек,

попадающих в поле полевошпатовых, серны итовых и глинистых кварцитов.

Согласно петрохимической классификации НИ. Неелова (Неелов, 1980), источником высокоглиноземистых пород Ичетуйского проявления были осадочные породы, относящиеся к надгруппе алевролитов и пелитов. По классификации Я.Э. Юдовича и М.П. Кегрис (2000), высокоглиноземистые породы этих участков относятся к сиаллитам. Гидролизный модуль пород нх варьирует от 0,31 до 0,48. Существенно кианитовые породы Ичетуйского проявления относятся к типу гидролизатов (нормогидролизатам - ГМ = 1,8- 2,1) и являются продуктами кор выветривания.

Таким образом, наиболее вероятным источником силлиманит-, кианитсодержащих сланцев и кварцитов были полевошпатовые песчаники, обогащенные каолинитом. На первичноосадочную природу этих пород указывает слоистость, обусловленная перемежаемостью слойков различного минерального состава.

Кроме того, резкая обогащенность легким изотопом кислорода (отрицательные значения величин б'8 О) минералов из высокоглиноземистых пород (табл. 3) также указывает на участие исключительно вадозового и атмосферного кислорода в образовании пород кор выветривания (Избродин, 2006).

Проведенный комплекс исследований позволил выявить главные генетические особенности формирования метаморфизованных фосфатсодержащих высокоглиноземистых пород, которые легли в основу трех защищаемых положений работы.

/, Высокоглиноземистые породы с силлиманитом и кианитам сформировались в два этапа, соответствующие прогрессивному и регрессивному метаморфизму.

В высокоглиноземистых метаморфических породах на минеральные ассоциации прогрессивного этапа метаморфизма наложены процессы, обусловившие появление более низкотемпературных парагенезисов. Для прогрессивного этапа характерны силлиманит, кианит, мусковит, кварц, рутил, полевые шпаты, биотит, лазулит, вагнерит и тролле ит. Регрессивный этап характеризовался возросшей активностью воды и последовательно увеличивающейся фугитивностью кислорода. С ним связано образование андалузита, гематита, бемита, диаспора и большой группы фосфатных и сульфат-фосфатных минералов.

Расчеты по (Геря и др., 1997) показали, что значения давлений и температур для амфиболов из гнейсов Кяхтинского месторождения

соответствуют 620-650°C и 5,2-6,8 кбар, и ложатся в поле амфибол итовой фации. Согласно амфибол-плагиоклазовому геотермобарометру Л.П. Плюснииой (1983) при близких к указанным выше температурах, давления оказались ниже на i,3 - 1,8 кбар. Состав фенгнта из гранатсодержащих сланцев Ичетуйского проявления с содержаниями Si 3,25 ф.е. по (Massone, 1989) при температуре 550 "С соответствует давлению 7,5 кбар.

Согласно мусковит-парагонитовоиу термометру (Eugster, Yoder 1955), образование мусковита из силлиманитсо держащих кварцитов и кварц-силлиманитовых сланцев Кяхтинского месторождения соответствует 510600 "С. Наиболее высокотемпературными (660 °С) являются мусковиты силлиманитовых сланцев. Мусковиты регрессивного этапа образовались при 390-460 "С. Расчетная температура парагонита Кяхтинского месторождения, выделившегося на регрессивной стадии, составила 390520 °С.

Содержание парагонитового микала в мусковитах кианнтсодержащих пород Ичетуйского проявления соответствует 570-660 °С, а мусковиты ИЗ кианит-андалузитовых пород образовались при температуре 410-510 °С.

Более высокие температуры получены по изотопно-кислородным термометрам (табл. 4). Их оценка проведена по разности значений 51вО равновесных минералов в парах кварц - гематит (Фор, 1989; Zheng, 1991) и кварц - алюмосиликат (Sharp, 1995). На Ичетуйском проявлении они составили 610-670 "С, на Кяхтинском месторождении —690-880 °С.

Таблица4. Температуры образования высокоглиноземистых пород, °С

Методы оценки температур Термометры Термометрические

Минеральный Изотоп но-кислородный

Мусковит-парагонитов Ы й (Eugster, Yoder, 1955) Кварц-гематнтовый (Zheng, 991) Кварц-алюмосил н катны й (Sharp, 1995) Кварц

Кяхтинское месторождение

I Прогрессивный 510-660 690 830 680-710

Регрессивный 390-460 200-375

Ичетуйское проявление

I Прогрессивный 570-660 610 670

Регрессивный 410-510 300-310

Полученные оценки в целом согласуются с температурами образования высоко глиноземистых метаморфических комплексов, приведенными в литературе (Soto, Plat, 1999; Moecheri, Sharp, 1999; Chent, Gordon, 2000; Pattison, 2001; Whitney, 2002, Cavosie et al., 2002; Pattison, Vogl, 2005 и др.).

//, Высокая глиноземистость пород обусловила активность алюминия на прогрессивном этапе метаморфизма, резко уменьшающуюся на регрессивном. Этим обусловлена смена фосфата кальция фосфатами алюминия на прогрессивном этапе, и последующее образование фосфатов и алюмофосфатов Со, Sr, REE, Ва — на регрессивном.

Результаты наших исследований и анализ литературных данных (Кулиш, 1978; Dill, 2001; Morteanii, Ackermand, 2004) свидетельствуют о том, что в большинстве случаев в проявлениях высокоглиноземистых пород апатит отсутствует, а главными минералами, содержащими фосфор, являются алюмофосфаты (троллеит, аугелит, лазулнт, скорцалиг).

Отсутствие парагенного апатита в ассоциациях прогрессивной стадии нами связывается с более высокой активностью алюминия относительно кальция с образованием фосфатов А1 с Mg и Fe предположительно по следующей реакции:

apatite+(K,Mg,Fe) silicate->lazulite+quartz+muscovite+Ca+J К настоящему времени по параметрам образования многих алюмофосфатных и сульфат-фосфатных минералов либо нет экспериментальных данных, либо диапазон физико-химических условий синтеза минералов не позволяет четко ограничить Р-Т рамки их устойчивости в природных ассоциациях. Согласно диаграмме РТ -стабильности алюмосиликатных и алюмофосфатных минералов, приведенной в работе (Morteanii, Ackermand, 2004), поля устойчивости прогрессивного этапа Кяхтинского месторождения и Ичетуйского проявления лежат в интервале температур 500-650 и 350-500 °С, соответственно. Поля образования алюмофосфатной минерализации регрессивного этапа, как для Кяхтинского, так и для Ичетуйского проявления одинаковы (рис. 2).

Условия образования фосфатных, сульфат-фосфатных и сульфатных минералов оценены с использованием известных экспериментальных и расчетных данных (Wise, Loh, 1976; Stoffregen, Alpers 1987; Stoffregen, Cygan, 1990; Li et al., 1992). В соответствии с которыми установлено, что поле устойчивости алунита лежит в интервале значений рН 2,8-4,5 и lg fP04 - ниже 8, Область существования алунита - натроалунита - барита характеризовалась также высоким потенциалом кислорода, изменявшимся в интервале значений lg Юг от -25 до -23. Флоренсит, ассоциирующий с

б -s -

я 4 -

ta зн £

21 i -

Прогрессивный этап

тм ш щ 7

¡S <1 i /С'-Н А/

Регрессивней этап (Кжхтинский+Ичетуйсккй учйстон

300 400 500 600 700 800

Teroperature ГС]

Рис. 2. Диаграмма РТ • стабильности алюмосиликаты* и алюмофосфатных минералов по (Moneanii, Ackermand, 2004).

пирофиллитом и гематитом, образовался при несколько меньшей активности кислорода (lg Ю2 -25 до -45). Вудхаузент-сванбергит могли формироваться в более широком интервале значений рН, от сильно кислых до нейтральных, при lg fP04 выше 8.

Ш. Присутствующая в породах сера проявляет активность только на регрессивном этапе. В связи с этим фосфатные минералы сменяются сульфат-фосфатными и затем - сульфатными. В этом же направлении происходит образование более высоководных минералов.

Присутствие серы во включениях в кварце прогрессивного этапа Кяхтинского месторождения позволяет сделать вывод о том, что сера присутствовала уже на этапе прогрессивного метаморфизма, хотя ее собственных минеральных фаз не обнаружено. Регрессивный этап метаморфизма характеризовался высокой активностью серы, воды и других компонентов, а также пониженными температурами м инералообразования.

На Кяхтинском месторождении в силлиманитсодержащих сланцах присутствует две генерации апатита. Обе они образовались на регрессивном этапе метаморфизма и связаны с сульфат-фосфатной стадией минералообразования (Избродин и др., 2006). Особенностью поздней генерации апатита является присутствие повышенных и высоких

содержаний сульфатной серы и, находящихся в прямой корреляции с ними, содержаний натрия. При отсутствии SiO* содержание SOj достигает 14.06 мае. %, а КагО - 4.56 мае. %. Коррелирующиеся вариации химических составов указывают на то, что (SO*)2" занимает позицию (РО*)3", и это балансируется замещением Са2* на Na+, подобно механизму предложенному Лиу и Пенгом с соавторами (Liu et. al., 1993, Peng et. al., 1997).

На графиках, составленных по результатам имеющихся анализов апатита (рис, 3), отчетливо видна прямая корреляционная

зависимость между

содержаниями натрия и серы (рис. За). Обратная

корреляционная зависимость характерна для содержаний серы и фосфат-иона (рис. 36). Это обусловлено гетеровалентным изоморфизмом, проявленным по

схеме Ca2++POj3' я Na++S042'.

Апатит_' СульфатссдержащиЙ

апатит

Рис. 3. Графики отношений N¿1° и 51" {а) и Р и 5 (б) (формульных едитщ) в апзтнтах регрессивного этапа Кяхтинского месторождения (83 анализов).

Увеличение активности серы отчетливо фиксируется постепенным переходом флоренсита в стронцийсодержащий натроапунит (рис. 4). На диаграмме (рис.4б) прослеживается последовательное падение содержаний фосфат-иона и увеличение - сульфат-ион а.

л 4J0 8 01»

п> W0 Я «Л

СЮ

IV>

2,1

S 1" 1 м» ■f 1« ¡Г"" iw 2.10

Л**

ъ» о,« е.» о,во адо &.« о.»

до

• *• •

ч.

-V

ооо an о,» е.эо о м ъ.» о« от» оло о.«о

Рис. 4. я) Соотношение флоренснта (Flor) и двух генераций алунита (натроалунита (Na-Alun). На рисунке отчетливо видно отсутствие резкой границы между флор« не игом и алунитом, б) Характер изменения составов алунита и флоренснта по профилю монозерна. Номера точек на линии абцисс соотаетстауют номерам на рисунке 4 А.

Результаты химических анализов алунита, нанесенные на диаграмму 8г-(Ка+К) - (Са+Ва) и № - К - (Зг+Са+Ва), представленные на рисунке 5, также свидетельствуют о широком интервале вариации содержаний этих элементов. При этом, значительная часть точек лежит в областях, расположенных за пределами пятидесятипроцентных границ, которыми обычно ограничены самостоятельные минеральные виды, что позволяет предположить возможность обоснования новых минералов (Избродин и др., 2005).

а) вг Са+Ва б) К Яг+Са+Ва

Рнс. Диаграммы химических составов минералов группы алунита (ф.к.). Составлена по результатам 171 анализа.

Исследования показали, что на начальном этапе выделились безводные фосфатные (монацит) минералы, затем - умеренно водосодержашие (6-7 % Н20) - лазулит, скорцалит, троллеит (рис. 6), далее флоренсит и аугелит (10-14 % Н20). Рост активности кальция, стронция и [504]2" сопровождался образованием сульфат-фосфатов таких как вудхаузеит,

сванбергнт, бариевый и стро нци й-натриевый сульфат-фосфат (с содержанием воды от 11 до 16 %), а также сульфатсодержащего апаттгта. Прн достижении максимума активности сульфатной серы были образованы собственно сульфатные минералы (барит, барито-целестин). В это же время происходила кристаллизация алунита (11-14 % Н20). При дальнейшем понижении температуры происходило выделение водных алюмофосфатов (горсейкснта, гояцита, крандаллита, вардита, - 12-20 % Н^О) и вавеллита с вашегиитом (28-38 % Н20).

40 28 -26 -20 -1а -16 н

12 10 8 -6

—1-г*

г3 о

(а х Й с

ао чв > о я е-о ош »!! ^ а ей аЧ о1;» Й

•о _ .. § _

а 5с а

0 1« л

1 н 5 ч к

-н

§ 8 3 т>

" ? £ я 3 I

* * 5 2

2 я £ ■ ? ■ X 5

го

Рис. б. Содержание воды в алюмофосфагных и сульфат-фосфатных минералах. Стрелкой показана последовательность образования минералов.

Уменьшение активности алюминия сопровождалось его заменой трехвалентным Ре. К концу процесса происходило увеличение активности кислорода (Ре"-Реш, магнетит-гематит, вивнанит-ярозит).

Глава 5. ПРАКТИЧЕСКИЕ РЕКОМЕНДАЦИИ

Наиболее важные результаты, имеющие практическую значимость, сформулированы следующим образом.

• Фосфатсодержащие метаморфизованные высокоглиноземистые породы могут представлять новый нетрадиционный тип редкоземельных руд.

♦ Фосфатсодержащие высокоглиноземистые породы представляют источник коллекционного и ювелирно-поделочного сырья, и, как показывают исследования, являются важными объектами обнаружения новых минеральных видов.

Проведенные исследования содержат информацию для оценки технологических свойств высокоглиноземистых пород изученных участков.

Концентрации редкоземельных элементов в мусковит-кианитовых породах Ичетуйского проявления на отдельных участках достигают 1-3 мае. % (Избродин, Рипп, 2005). Главным минералом-носителем и концентратором РЗЭ является флоренсит, небольшая часть их связана с монацитом. Присутствие редкоземельных минералов в метаморфизованных высокоглиноземистых породах установлено в некоторых регионах мира. Чаще они представлены акцессорной вкрапленностью, но в некоторых случаях, как например, в кианитсодежаших кварцитах и кианнтовых сланцах проявления Сапрон Хилл, содержание флоренсита достигает 40 % (Nagy et al., 2002).

Составы REE в изученных минералах и породах Ичетуйского и Кяхтинского участков близки. Идентичны и величины отношений Nd/La, Ce/La в монаците и флоренсите, В небольших количествах РЗЭ фиксируются в вудхаузеит-сванбергите, натроалуните. Во всех минералах на долю легких РЗЭ приходится более 90%.

Учитывая широкое распространение метаморфизованных высокоглиноземистых пород в других регионах, представляется необходимым обратить внимание на них с позиции возможности обнаружения нетрадиционного типа редкоземельного оруденения.

Фосфат- и сульфат-фосфатные метаморфизованные

высокоглнноземистые породы представляют особый интерес в качестве объектов добычи редких и новых минеральных видов. К ним на территории Юго-Западного Забайкалья относятся Ичетуйское, Леоновское проявления, а также Кяхтинское силлиманитовое месторождение (Isbrodin, Rjpp, 2004). Они интересны, прежде всего, скоплениями лазулита, являющимся довольно редким ювелирно-поделочным камнем. Вместе с лазулитом встречены вагнерит, троллеит, аугелит, флоренсит, сванбергит, вудхаузеит, крандаллит, гояцит, горсейксит, натроалунит и другие минералы. Они представлены относительно крупными зернами и их скоплениями, а некоторые - хорошо образованными кристаллами. Большая часть минералов относится к редковстречающимся и коллекционным.

Кроме того, проведенными исследованиями установлено несколько недиагност ированных и еще недостаточно изученных минералов, не имеющих аналогов в природных объектах. Установленный широкий изоморфизм в катионном и анионном составе среди фосфатных и сульфат-фосфатных минералов и специфические условия, существовавшие в момент их образования, являются предпосылкой для выявления новых минеральных видов (Избродин и др., 2005; Избродин и др., 2006).

Заключение

Проведенными исследованиями установлена связь состава минеральных парагенезисов от РТ -параметров метаморфических процессов. Для прогрессивного этапа характерен низкий окислительный потенциал кислорода, о чем свидетельствуют присутствие в системе в основном закисной формы железа и отсутствие сульфатных минералов. Регрессивный этап характеризуется последовательно увеличивающейся фугитивностью кислорода, что обусловило формирование гематита, бемита, диаспора и большой группы фосфатных, сульфат-фосфатных и сульфатных минералов.

На проявлениях, метаморфизованных в высокобарических и высокотемпературных условиях, сформировались однотипные парагенезисы фосфатных и сульфат-фосфатных минералов с широкими вариациями содержаний в них алюминия, кальция, стронция, магния, бария, редкоземельных и других элементов.

Закономерное появление определенных групп фосфатных и сульфат-фосфатных минералов в высокоглиноземистых породах Юго-Западного Забайкалья, образованных в различных термодинамических условиях, позволяет сделать вывод о том, что магний, железо, стронций, кальций, натрий, REE, барий, сера и фосфор присутствовали в дометаморфическом субстрате, а не привносились из вне.

Образование уникальной по видовому составу алюмо фосфатной, сульфат-фосфатной минерализации в породах с относительно невысокими валовыми содержаниями Р и S в субстрате логичнее объясняется сочетанием амобильности Р и S в процессах изохимического регионального метаморфизма и высокой глиноземистости исходных пород, ограничивающей вхождение фосфора и серы в породообразующие минералы и препятствующей рассеянию этих элементов. Сохраняющиеся при этом локально высокие концентрации Р и S привели к кристаллизации собственных минералов этих элементов.

Реконструкция первичного состава пород, изотопный состав кислорода силикатных и оксидных минералов дают основание предполагать существование глинистой коры выветривания.

В процессе проведения исследований установлено несколько пока недостаточно изученных ^диагностированных минералов. Они могут представлять новые минеральные виды групп алунита, плюмбогуммита, апатита. Установленный широкий изоморфизм минералов и специфические условия их образования являются предпосылкой для выявления новых минеральных видов.

Список опубликованных работ по теме диссертации

1. Изб родин И.А. Фосфатная минерализация высокоглиноземистых пород Юго-Западного Забайкалья // Матер. Первой сибирской международной конференции молодых ученых по наукам о Земле. Новосибирск, 2002, с. 75-76.

2. Изброди н И.А. Состав и условия метаморфизма высокоглиноземистых пород Юго-Западного Забайкалья // Вестник Томского государственного университета. Серия Науки о Земле. № 3. Томск, 2003. с. 55-57.

3. Isbrodin LA., Ripp G.S. Rare and collection minerals in metamorphosed high-alumina rocks of the Western Transbaikal area // Extended abstracts of the interim IAGOD conference "Metallogeny of the pacific Northwest: Tectonics, magmatism and metallogeny of active continental margins", Vladivostok, 2004. p.340-343.

4. Isbrodin I. A., Ripp G. S. Association of phosphate mineral (Al, Mg, Fe, REE) in high-aluminum rocks under different thermodynamic of the conditions (for example Transbaikalia) // Abstracts of the 32 IGC, Florence, Italy, 2004. p. A 99-30.

5. Избродин И.А., Рнпп Г.С. Особенности алунитовой минерализации Ичетуйского проявления // Матер. Второй Сибирской международной конференции молодых ученых по наукам о Земле. Новосибирск, 2004, с. 80-81.

6. Isbrodin I.A., Ripp G. S. Nature of metamorhosed high-aluminum rocks of southwest Transbaikalia, Russia // Geochimica et Cosmochimica Acta. 2005. vol. 69, №10, p. A29.

7. Избродин И.А., Рипп Г.С. Метаморфические преобразования высокоглиноземистых пород юго-западного Забайкалья // Тр. XXI Всероссийской молодежной конференции, «Строение литосферы и геодинамика». Иркутск, 2005, с. 147-148.

8. Избродин И.А., Рипп Г.С. Фосфатная и сульфат-фосфатная минерализация в высокоглиноземистых породах юго-западного Забайкалья // Матер. XXI Всероссийской молодежной конференции «Строение литосферы и геодинамика», Иркутск, 2005, с. 149-150.

9. Изброди н И.А., Рипп Г .С., Карманов Н.С. Алуниты Ичетуйского проявления (Западное Забайкалье) // ЗРМО, №4,2005, с. 93-104.

10. Избродин И.А. Минеральные парагенезисы Кяхтинского силлиманитового месторождения (Западное Забайкалье) // Матер, научной конференции студентов, аспирантов и молодых ученых им. Академика М.А.Усова. «Проблемы геологии и освоение недр». Томск, 2005, с. 200203.

11. Избродин И.А., Рипп Г.С. Метаморфогенное редкоземельное оруденение Западного Забайкалья // Матер, научной конференции «Благородные и редкие металлы Сибири и Дальнего Востока: рудообразующие системы месторождений комплексных и нетрадиционных типов руд». Иркутск. Т. 1,2005, с. 236-238.

12. Избродин И.А., Рипп Г.С., Карманов Н.С. Сульфатсодержащнй апатит Кяхтинского силлиманитового месторождения (Западное Забайкалье) // ЗРМО, 2006, Вып.2. с. 71-82.

13. Избродин И.А. Генетические особенности метаморфизованных фосфатсо держащих высокоглиноземистых пород Юго-Западного Забайкалья // Матер, научной конференции «Теория, история, философия и практика минералогии». Сыктывкар, 2006, с. 118-119.

Подписано в печать 10.11.2006 г. Формат 60x84 1/16. Бумага офсетная. Усл. п.л: 1,62. Тираж 100. Заказ № 112.

Отпечатано в типографии Изд-ва БНЦ СО РАН 670042 г. Улан-Удэ, ул. Сахья новой, б.

Содержание диссертации, кандидата геолого-минералогических наук, Избродин, Иван Александрович

Введение

Содержание

1. Состояние проблемы

2. Геологическое строение, минералогические и геохимические особенности Ичетуйского кианитового проявления

2.1 Геологическое строение Ичетуйского проявления

2.2 Высокоглиноземистые породы

2.2.1 Минеральный состав

2.2.2 Результаты термометрического изучения

3. Геологическое строение, минералогические и геохимические особенности Кяхтинского силлиманитового месторождения

3.1. Геологическое строение

3.2 Высокоглиноземистые породы

3.2.1 Минеральный состав

3.2.2 Результаты термометрического изучения

3.3 Изотопная характеристика высокоглиноземистых пород

4. Генетические особенности фосфатсодержащих метаморфизованных высокоглиноземистых пород Юго-Западного Забайкалья

5. Практическая значимость 15 6 Заключение 159 Список литературы

Список сокращений

And андалузит Laz лазулит

Ку кианит Scor скорцалит

Sill силлиманит Ар апатит

Msc мусковит Trol троллеит

Pg парагонит Mnz монацит

Bt биотит Flor флоренсит

Qtz кварц Aug аугелит

Grt гранат Cran крандаллит

Pl- плагиоклаз Ward вардит

K-feldspar калиевый полевой шпат S-rich Ap сульфатсодержащий апатит

Zrn циркон Ap апатит

Hem - гематит Gr горсейксит

Mgt магнетит Viv вивианит

Rt рутил Wag вагнерит

Ti - Hem титаногематит Svan сванбергит

Ht гетит Wood вудхаузеит

Crn корунд Jar ярозит

Dsp диаспор Brt барит

Toz топаз Brt-cel барито-целестин

Prl пирофиллит Anh ангидрит

Rd родохрозит Alun алунит

Dum дюмортьерит Na-Alun натроалунит

Bhm бемит Mull муллит

АФ алюмофосфат Ber берлинит

СФ- сульфат-фосфат Po пирротин

АФС алюмофосфат- сульфатный

ГЖВ газово-жидкое включение

Введение Диссертация по наукам о земле, на тему "Минеральный состав и генетические особенности месторождений фосфатсодержащих метаморфизованных высокоглиноземистых пород Юго-Западного Забайкалья"

Актуальность работы. Проблема метаморфизма высокоглиноземистых пород в течение длительного периода привлекает пристальное внимание отечественных и зарубежных исследователей. Специфической особенностью этих пород является присутствие минералов, характерных для различных термодинамических условий и сохраняющих информацию о температурах и давлениях в момент метаморфизма. При этом на фоне большого объема исследований, осталась практически не изученой проблема фосфатного и сульфат-фосфатного минералообразования в процессе метаморфизма высокоглиноземистых пород. Подобный тип пород, нередко содержащий повышенные количества редкоземельных, редких и радиоактивных элементов может существенно расширить круг новых нетрадиционных источников полезных ископаемых.

Хотя в последние десятилетия в целом установлены условия метаморфизма пород, содержащих различные полиморфные модификации Al2Si05, далеко не во всех случаях однозначно решены вопросы исходной природы вещества.

Проведенные исследования свидетельствуют о возможности оценки физико-химических условий метаморфизма с использованием фосфатной и сульфат-фосфатной минерализации. Изучено немного участков с широким проявлением алюмофосфатной минерализации. К наиболее известным из них относятся дистеновый комплекс Швеции (месторождение Хекенсос, Ек Roland et al., 1990), метаморфические пояса Заира (Lefevre et al., 1982), Полярного Урала (Попова и др., 1993; Силаев и др., 2001). Чаще распространены проявления высокоглиноземистых пород с незначительным количеством алюмофосфатных минералов, что расширяет возможность использования подобной минерализации для установления физико-химических условий их образования.

Изучение особенностей фосфатной и сульфат-фосфатной минерализации требует: решения проблем поведения алюминия, фосфора, серы и других элементов; вопросов, касающихся последовательности минералообразования; распределения химических компонентов при изменении температуры и давления между сосуществующими минералами в ходе прогрессивного этапа метаморфизма и последующего диафтореза. Перечисленное выше явилось основанием для проведения специальных минералого-геохимических исследований, с целью решения вопросов генезиса фосфатоодержащей минерализации в высокоглиноземистых породах Юго-Западного Забайкалья.

Цели и задачи исследования. Основной целью исследований являлось изучение особенностей минерального и химического состава, РТ- условий формирования фосфатсодержащих высокоглиноземистых пород Юго-Западного Забайкалья.

Предусматривалось решение следующих основных задач.

• Установление минерального состава пород, образовавшихся на различных стадиях метаморфизма.

• Определение РТ-условий формирования фосфатсодержащих высокоглиноземистых пород.

• Установление исходного состава пород и источника их вещества.

Научная новизна работы

1. Установлены типоморфные минеральные ассоциации фосфатных и сульфат-фосфатных минералов, образующихся в кианитовых и силлиманитовых фациях проградного метаморфизма, а также на регрессивной стадии преобразования фосфатсодержащих высокоглиноземистых пород.

В результате вещественных исследований высокоглиноземистых пород Юго-Западного Забайкалья охарактеризовано более 40 минеральных видов. Впервые на этих проявлениях установлено 16 минералов. Подробно рассмотрен изоморфизм в парах натроалунит-флоренсит, вудхаузеит-сванбергит, стронцийсодержащий натроалунит - натроалунит, апатит -сульфатсодержащий апатит. Изучены соотношения в классах фосфатов (бедантита и плюмбогумита) и сульфатов (алунита).

2. Выявлены особенности эволюции минеральных парагенезисов и состава минералов в процессе метаморфического преобразования фосфатсодержащих высокоглиноземистых пород.

3. Оценены параметры прогрессивного и регрессивного метаморфизма фосфатсодержащих высокоглиноземистых пород. Показано 7 что высокая активность А1 как на прогрессивной, так и регрессивной стадий обусловила связывание Са, Sr, Mg, Fe и РЗЭ в составе алюмофосфатов. Основным минералом - концентратором REE в высокоглиноземистых породах является (Ce-La) флоренсит.

Практическая значимость работы. Проведенные исследования свидетельствуют о возможности существования новых нетрадиционных типов оруденения, связанных с метаморфизованными высокоглиноземистыми породами. Один из важных практических аспектов работы является рекомендация проведения оценки высокоглиноземистых пород на редкоземельную, скандиевую и титановую минерализацию. Основные защищаемые положения. Проведенный комплекс исследований позволил выявить главные генетические особенности формирования метаморфизованных фосфатсодержащих высокоглиноземистых пород. Они представляют основу трех главных защищаемых положений работы.

II. Высокая глиноземистостъ пород обусловила активность алюминия на прогрессивном этапе метаморфизма, резко уменьшающуюся на регрессивном. Этим обусловлена смена фосфата кальция фосфатами алюминия на прогрессивном этапе, и последующее образование фосфатов и алюмофосфатов Са, Sr, REE, Ва - на регрессивном.

III. Присутствующая в системе сера проявляет активность только на регрессивном этапе. В связи с этим фосфатные минералы сменяются сульфат-фосфатными и затем - сульфатными. В этом Dice направлении происходит образование более высоководных минералов.

Объект исследования. Исследования проведены на Ичетуйском, Кяхтинском проявлениях высокоглиноземистых пород. (Юго-Западное Забайкалье). Небольшой объем работ проведен на Лево-Чемуртаевском, Леоновском и Харанхойском участках. Они расположены в пределах полосы субширотного простирания, протягивающейся от устьевой части р. Ичетуй до р.Чикой. Часть из них образовалась в высокобарических условиях (Ичетуйское проявление), другая в высокотемпературных (Кяхтинское месторождение). В породах обеих групп проявлений широко распространены минералы классов фосфатов, сульфат-фосфатов и сульфатов, образовавшихся как на прогрессивной, так и регрессивной стадиях метаморфизма.

Фактический материал и методы исследований. В основу работы положен материал, полученный в 2001-2006 году, на участках Ичетуй, Леоновский, Кяхтинском месторождении, а также материалы более ранних исследований лаборатории магматического рудообразования Геологического Института СО РАН. Были изучены метаморфические, вулканические и осадочные породы. Исследования включали петрохимическое, минералогическое, геохимическое изучение пород, диагностику и анализ состава минералов. Наибольшее внимание было уделено изучению особенностей минерального состава фосфатсодержащих метаморфизованных высокоглиноземистых пород.

Большая часть анализов выполнена в лабораториях ГИН СО РАН (аналитики Н.С. Карманов, С.В. Канакин, Б.Ж. Жалсараев, А.А Цыренова, И. В. Боржонова, Г.И. Булдаева, H.JI. Гусева). Химический состав пород и ряда минералов определены атомно-абсорбционным методом и методом «мокрой химии», редких и рудных элементов - рентгено-флюоресцентным, редкоземельных - химико-спектральным. Состав и микроструктурные особенности минералов изучены на электронном сканирующем микроскопе LEO-1430VP (LEO Electron Microscopy Ltd.) с энерго дисперсионным анализатором INCAEnergy 300 (Oxford Instruments Analytical Ltd.) при ускоряющем напряжении 20 кВ, токе зонда 0.3-0.5 нА, времени набора спектров 50 секунд. Приведенные в работе снимки получены с детектором обратно-рассеяных электронов. Анализы минералов выполнены на модернизированном микроанализаторе МАР-3, по методике, специально разработанной для изучения сложных по составу минералов и, в том числе, редкоземельных; съемки были проведены при ускоряющем напряжении 20 кВ, токе зонда 40 нА, времени измерения 10 сек и диаметре зонда 2-3 мкм (Канакин и др., 1998; Карманов и др., 2002). Диагностика большей части выявленных минералов подтверждена рентгеноструктурным анализом (аппарат ДРОН-3). Дифференциальные дериватограммы минералов сняты на приборе МОМ-3.

Работа сопровождалась детальным петрографическим исследованием всех типов пород и руд (57 прозрачных шлифов). Изучение взаимоотношений минералов и исследование химического состава проведено в специально приготовленных полированных препаратах, шлифах и аншлифах.

Изучение включений в минералах проводилось оптическими и термометрическими методами. При визуально-микроскопическом исследовании препаратов особое внимание уделялось определению пространственного положения типов включений. Включения, образующие шлейфы вдоль случайно ориентированных поверхностей, трассирующие залеченные микротрещины, идентифицировались как вторичные. Единичные включения, не принадлежащие ни одной из залеченных трещин и удаленные от них на расстояние, многократно превышающее дистанцию между включениями в шлейфе, отнесены к первичным. Для термометрического изучения включений использована камера с силитовым нагревателем в комплекте с микроскопом Биолам JI-211, милливольтметром В7-40 и Pt/Pt-Rh термопарой, откалиброванной по точкам плавления шести химически чистых веществ и температуре гомогенизации двух флюидных включений, синтезированных при известных РТ-параметрах. Отклонение градуировочной кривой от экспериментальных точек не превышает 4°С. Скорость нагревания образцов варьировала, в пределах 5-10°С/мин. Часть включений была изучена на микроскопе Olympus VX-51, с термокамерой Lincam TS-1500 (Институт Геохимии СО РАН). Анализ состава твердых фаз во включениях проводился с помощью электронного микроскопа LEO-1430VP (LEO Electron Microscopy Ltd.) с энергодисперсионным анализатором INCAEnergy 300.

Ранжирование редкоземельных элементов (на легкие и тяжелые лантаноиды) осуществлено в соответствии с «Геологическим справочником» (Солодов и др., 1987), а нормирование составов РЗЭ к хондриту (Sun, McDonough, 1989). Изученные минеральные виды классифицированы в соответствии с существующими справочниками (Минералы, 1960-1992 и программы Minspec 2002). Классификация некоторых минералов проведена согласно рекомендации Международной минералогической ассоциации.

Изотопный состав кислорода в оксидах, фосфатных и силикатных минералах, серы в алуните - определены в Лаборатории изотопных исследований ДВГИ ДВО РАН (г. Владивосток) на спектрометре Finigan МАТ 252. Изотопный состав стронция в безрубидиевых минералах и изохронный рубидий-стронциевый возраст метаморфизма пород определен на масс-спектрометре МИ-1201Т в Геологическом Институте СО РАН (аналитик В.Ф.Посохов).

Р-Т условия метаморфизма пород определены несколькими методами. На начальном этапе изученные минеральные парагенезисы сопоставлялись с известными петрогенетическими сетками (Добрецов, Соболев, 1972; Кориковский, 1979) и экспериментальными исследованиями по устойчивости минералов и ассоциаций (например силикатов глинозема с кварцем, мусковита с кварцем и др.). Количественная оценка температур метаморфизма, проводилась большей частью с использованием мусковит-парагонитового (Eugster, Yoder, 1955; Comodi, Zanazzi, 1997) термометра, амфибол-плагиоклазового (Геря и др., 1997; Плюснина, 1996; Blundy, Holland, 1990), биотит-гранатового (Перчук, 1989) и других минеральных геотермобарометров. Кроме того использованы термометры основанные на изотопных отношений кислорода в сосуществующих парах: кварц-магнетит, кварц-гематит, кварц-кианит, кварц-силлиманит' примененной для ряда областей высокоглиноземистых пород (Великославинский, 1972; Moecheri, Sharp, 1999; Chent, Gordon, 2000; Morteani, Ackermand, 2004; Zheng, Simon, 1991; Cavosie et al., 2002; Vannay et al., 1999). Проведено также непосредственное определение температур гомогенизации включений присутствующих в метаморфических минералах.

В процессе работы было выполнено свыше 900 микрозондовых и электронномикроскопических анализов, включая исследования твердых фаз во включениях, определен изотопный состав кислорода в кианите, силлиманите, лазулите, кварце, магнетите, гематите (13 анализов), серы в натроалуните (1 анализ). Использовано 50 химических анализов и 10 анализов химико-спектрального определения РЗЭ. Проведено термобарогеохимическое изучение включений (14 пластин) в метаморфическом кварце и лазулите.

Апробация результатов исследования. Автором опубликовано 16 ^ работ, включая 6 статей (5 в рецензируемых журналах) и 10 тезисов. Материалы по теме диссертации представлены в 3 статьях и 10 тезисах Полученные результаты докладывались на Первой Сибирской международной молодежной конференции молодых ученых по наукам о Земле (Новосибирск, 2002), Региональной конференции «Проблемы геологии и географии Сибири» (Томск, 2003), XXI Всероссийской молодежной конференции «Строение литосферы и геодинамика» (Иркутск, 2005), Российской конференции «Благородные и редкие металлы Сибири и Дальнего Востока» (Иркутск, 2005), ежегодных научных сессиях Геологического Института СО РАН.

Объем и структура работы. Диссертация состоит из 5 глав, введения, заключения и списка литературы. Объем работы 175 машинописных страниц, в том числе 69 рисунков, 61 таблица. Список литературы содержит 146 наименования, включая 72 публикации в зарубежных изданиях.

Автор выражает искреннюю признательность и благодарность научному руководителю „к.г.-м.н. Г.С. Риппу за терпение, помощь и внимание в проведении исследований, советы и многочисленные дискуссии при подготовке диссертации. Автор считает своим приятным долгом поблагодарить А.Г. Дорошкевич за постоянную поддержку и помощь в проведении термометрических исследований, анализе полученных данных, Н.Н. Егорову за консультации при проведении петрографических исследований, а также А.Г. Булаху за ценные замечания, способствовавшие улучшению работы.

Особую признательность автор выражает Н.С. Карманову и С.В. Канакину за выполнение электронно-микроскопических исследований и высококачественных микрозондовых анализов, а так же А.А. Цыреновой, J1.A. Гусевой, Б.Ж. Жалсараеву, Т.И. Казанцевой, A.M. Огурцову и В.Ф. Посохову за проведение различных видов аналитических работ. Автор благодарен А.А. Цыганкову, А.В. Татаринову, Д.А. Орсоеву, Н.А. Дорониной за просмотр рукописи и ценные замечания. Хочу так же поблагодарить геологов ГФУП «Бурятгеоцентр» Г.П. Патрахина, В.В. Кошкина, B.C. Платова, А.А.Савченко, С.Г. Патрахина за оказанную помощь и поддержку на различных этапах выполнения работы.

Работа выполнялась при финансовой поддержке гранта Лаврентьевского конкурса молодежных проектов СО РАН № 119, Фонда содействия отечественной науке, Фонда поддержки ведущих научных школ РФ (НШ -2284.2003, НШ-2339.2006.5), проекта РФФИ № 03-05-65270.

1. Состояние проблемы

Регионально метаморфизованные горные породы слагают большую часть земной коры континентов, поэтому процессы метаморфического преобразования пород относятся к числу важных в науках о Земле. Эти преобразования происходят при различных величинах Р и Т, на основании которых выделяются высокобарические (эклогит-голубосланцевые), среднебарические (кианитовые) и низкобарические (андалузит силлиманитовые) фациальные серии метаморфитов. В одних случаях рост давления опережает рост температуры (правосторонний тренд), в других -наоборот (левосторонний тренд). При исследовании метаморфических пород определяются ведущий тип протолита, структурные особенности пород, продолжительность метаморфических процессов, возраст метаморфизма, степень сохранности первичных соотношений чехла с фундаментом. Известно, что метаморфическое преобразование происходит в условиях с различными термодинамическими параметрами, которым отвечают минеральные парагенезисы. Последние положены в основу выделения метаморфических фаций. При оценке давления и температуры используют метод геологической термобарометрии, позволяющий рассчитывать Р и Т по составу минералов. Это дает возможность судить о термодинамической обстановке в момент их формирования. Оба фактора обуславливают с одной стороны преобразования месторождений полезных ископаемых, а с другой - образование новых месторождений.

Термин «высокоглиноземистые породы» часто встречается в литературе, но его общепринятое определение отсутствует. В ряде публикаций предлагается высокоглиноземистыми называть породы (остаточные, осадочные, гидротермальные, метаморфические), содержащие в своем составе значительные количества минералов глинозема, в которых A1203>K20+Na20+Ca0 (Кулиш, 1973; Михайлов, 1988). Нами под этим термином рассмотрены метаморфические породы, содержащие полиморфные модификации Al2Si05 (андалузит, кианит и силлиманит). Эти минералы широко распространены среди метаморфических образований средне- и высокотемпературных степеней метаморфизма (Фации метаморфизма, 1970). Их состав в большинстве случаев почти точно отвечает молярному отношению

А1203: Si02=l:l.

Региональный метаморфизм, сопровождающийся миграцией породо- и рудообразующих элементов, в ряде случаев приводит к возникновению рудных скоплений, достигающих размеров промышленных месторождений (Белевцев, 1979). Собственно высокоглиноземистые комплексы относятся также к числу промышленно ценных образований. Среди них известны месторождения корунда, кианита и силлиманита. С высокоглиноземистыми породами генетически связаны проявления железных и марганцевых руд, титана, бора и редких элементов (Кулиш, 1973). Эта группа пород, содержащая редкоземельные или радиоактивные элементы, могла бы существенно расширить нетрадиционные источники этих элементов (Dill, 2001). Кроме того, в ряде проявлений высокоглиноземистых пород встречается лазулит. Он образует выделения, которые представляют интерес в качестве ювелирного сырья (Смит, 1980). Как ювелирно-поделочный камень лазулит попутно с другими самоцветами добывается из пегматитов Бразилии, Намибии и россыпей Заира, Индии и Мадагаскара (Литошко и др., 1989). Лазулит установлен во многих объектах Западного Забайкалья. Г.А. Юргенсон провел изучение свойств лазулита как ювелирно-поделочного сырья на Ичетуйском кианитовом проявлении, где ориентировочные запасы лазулита составили 1-2 тоны при содержании 1-20 % при выходе кондиционного сырья до 10% (Юргенсон, 2001).

Высокоглиноземистые породы во многих районах мира рассматриваются как источники глинозема при образовании бокситов в фанерозое (например, бокситы Енисейского кряжа). При интенсивном метаморфизме глинистых пород, содержащих титан, путем собирательной кристаллизации происходит образование рутила, а иногда и ильменита. Не востребованными пока в России являются месторождения минералов группы силлиманита и титана, связанные с метапелитами (Каргополов и др., 2005). К этому типу относятся месторождения Кяхтинское рутил-силлиманитовое в Забайкалье и Кейвское существенно кианитовое с рутилом и ильменитом (Кольский полуостров).

К метаморфическим месторождениям относят корундовые руды, которые подразделяются на две группы. К первой относят корундовые залежи в кристаллических сланцах докембрийского возраста. Это слюдяные сланцы, содержащие корунд, кианит, силлиманит, биотит, мусковит, рутил, Маргарит, гематит (месторождения Индии и Южной Якутии). К метаморфическим образованиям относятся также некоторые типы высокоглиноземистого сырья, включая кианитовые и силлиманитовые. К первому относится Кейвское месторождение, расположенное в восточной части Кольского полуострова и приуроченное к верхнеархейской толще слюдяно-гранатовых, ставролит-гранатовых, кианитовых, ставролит-кианитовых сланцев и кварцитов. Они представляют собой продукт регионального метаморфизма высокоглиноземистых осадочных пород в условиях кианит-альмандин-мусковитовой субфации. Другая группа приурочена к метаморфическим породам, состоящим из чередующихся пачек мраморов и сланцев. Руды этой группы состоят главным образом из хлоритоида, корунда, Маргарита, пирофиллита, диаспора, рутила, мусковита и т.д. Примером ее являются месторождения Среднего Урала, Средней Азии, Греции (Горжевский, Козеренко, 1965). Считается, что большая часть этих месторождений возникла при метаморфизме бокситов.

Примером второго типа служит Кяхтинское силлиманитовое месторождение в Западном Забайкалье. Оно приурочено к толще парагнейсов и кристаллических сланцев предположительно протерозойского возраста. Эта толща состоит из чередования горизонтов силлиманитсодержащих сланцев, биотитовых и роговообманковых парагнейсов.

Для полиморфных модификаций Al2Si05 достаточно четко проявляется связь с определенными группами пород. Установлено, что андалузит характерен для контактовых ореолов малоглубинных интрузивов. Силлиманит распространен в основном в высокотемпературных, а кианит в среднетемпературных регионально-метаморфических образованиях. Эти модификации обеспечивают информацию о температуре и давлении метаморфизма, а в породах, содержащих более чем одну модификацию еще и Р-Т границы (Kerrick, 1990; Pattison, 2001) и используются для интерпретации метаморфической истории региона (Hodges, Spear, 1982).

Особый интерес представляет совместное нахождение двух и трех минеральных модификаций Al2Si05 (Pattison, 2001). В большинстве пород, содержащих более чем одну такую полиморфную модификацию, минералы образуются в результате последовательной кристаллизации в зависимости от давления и температуры. Сосуществование андалузита и силлиманита свидетельствует о низких давлениях и высоких температурах метаморфизма, происходящим при прогрессивном прогреве без возрастания давлений, в контактах ореолов магматических плутонов (Pattison et al., 2005). Ассоциация андалузита с кианитом менее распространена и проявляется в породах метаморфизованных при давлении ниже тройной точки Al2Si05 (Pattison, 2001), хотя описаны случаи преобразования андалузита в кианит (Лиханов и др., 2001). Нахождение в природе совместно кианита, силлиманита и андалузита еще более редко (Ушакова, 1966; Pattison, 2001; Whitney, 2002). Во многих случаях для парных парагенезисов исключается возможность неполного замещения высокотемпературной фазы низкотемпературной на регрессивной стадии, так как фиксируется более позднее образование первой (силлиманита) непосредственно в низкотемпературной модификации. Это происходит только при значительном перегреве пород (Фации метаморфизма, 1970). Различие химических составов сосуществующих природных модификаций Al2Si05 незначительны, хотя отмечается несколько большее содержание окисного железа у андалузита, чем у кианита. В то же время экспериментальные данные свидетельствуют о том, что присутствие примесей способствуют образованию одной модификации вместо другой. Так синтез минералов при высоких давлениях в присутствии фтора приводила к образованию силлиманита вместо кианита, а примесь магния благоприятствовала образованию андалузита. Сказанное свидетельствует о важности определения последовательности кристаллизации минеральных парагенезисов в породах для понимания фазовых равновесий с изменением Р-Т параметров.

РТ-область устойчивости кианита согласно H.JL Добрецовцу с соавторами (Фации метаморфизма, 1970) соответствует фациям высоких давлений. Андалузит и силлиманит отмечаются в фациях как малых, так и средних давлений. При этом в первых преобладает андалузит, а во вторых силлиманит. Среди пород, обогащенных глиноземом, высокотемпературные фации регионального метаморфизма (гранулитовая и амфиболитовая) характеризуются широким распространением минеральных парагенезисов с силлиманитом. Образование последнего обычно не зависит от других полиморфных модификаций силиката алюминия и почти всегда является результатом реакций, которые ведут также к кристаллизации слюды. Изучение природных ассоциаций и экспериментальные данные свидетельствуют о том, что появление силлиманита, особенно его фибролитовой разновидности, в отличии от проявлений кианита и андалузита, обусловлено не только температурой и давлением, но и присутствием гироксила и фтора (Питчер, 1967).

Андалузит характерен для самых нижних ступеней высокотемпературного регионального метаморфизма и тяготеет к образованиям несколько пониженных давлений. Среди среднетемпературных (мусковитсодержащих) высокоглиноземистых сланцев андалузит распространен больше силлиманита. Последний в ассоциации с мусковитом встречается лишь при повышенных давлениях, переходных к условиям фации дистеновых сланцев (Фации метаморфизма, 1970).

Природные минеральные парагенезисы силлиманита, андалузита и кианита разнообразны. Они отмечаются с большой частью минералов характерных для метапелитов: гранат, кордиерит, калишпат, биотит - на высокотемпературных ступенях; гранат, ставролит, мусковит, биотит - на среднетемпературных и хлоритоид, хлорит, мусковит, изредка пирофиллит - на низкотемпературных ступенях. Почти постоянно им сопутствуют кварц и плагиоклазы. В высокотемпературных недосыщенных кремнеземом породах силлиманит (реже - андалузит и кианит) встречается со шпинелью и корундом. Более редкий его парагенезис с сапфирином характеризует области высоких давлений, где он вытесняет ассоциацию кордиерита, корунда и шпинели (В aba, 1999). Высокоглиноземистые породы, содержащие пирофиллит имеют пониженные (около 400 °С) температуры образования Al2Si05 происходящие по реакции Pyrophyllite = Al2Si05 + Quartz + Н20 (Pattison, 2001).

Фосфаты и сульфат-фосфаты встречаются в сапролитах, фосфоритах, латеритах, бокситах, аргиллитах и известняках (Nriagu, Moore, 1984). Разложение гидроксилфторапатитов и карбонатгидроксилфторапатитов в фосфоритах приводит к образованию в основном полифазных минералов группы вардита, крандаллита и вавелита (Nriagu, Moore, 1984). При фосфатизации фосфоритов в глинистом материале образуются миллисит и таранкит.

Алюмофосфатная и сульфатная минерализация представляют своеобразный комплекс в корах выветривания. Это минералы, среди которых присутствуют кальциевые (группа апатита), алюмокальцивые фосфаты, алюмофосфаты и железофосфаты. Другая форма проявления фосфатов это адсорбция ионов Р043" из раствора положительно заряженными коллоидными гидроокислами железа и алюминия и фиксация их глинистыми минералами, способствующая накоплению фосфора в составе глинистой фракции. Устойчивость фосфатных минералов в корах выветривания различными авторами оценивается по-разному. Одни относят апатит к хорошо сохраняющемуся в корах выветривания (Капустин, 1971; Арсеньев и др., 1971), другие оценивают его как умеренно устойчивый (Казанский, 1961; Кухаренко, 1961). Известно, что устойчивость апатита зависит от состава вмещающих пород, а ведущим процессом при его выветривании является растворение, в то время как для алюмосиликатных минералов - гидролиз, катионный обмен, гидратация. Считается также, что апатит является источником для более поздних фосфатов алюминия. В зоне выветривания Ессейского карбонатитового массива встречается как реликтовый апатит, так и вторичный фосфат. Наряду с кальциевыми фосфатами в корах выветривания, развивающихся по карбонатитам, встречаются алюмофосфатные минералы. В числе последних преобладает вавеллит, в небольших количествах встречаются крандаллит и горсейксит (Занин, 1970).

В условиях латеритного выветривания алюмофосфатные минералы нередко образуются по кальциевым фосфатам. Почти во всех случаях они представлены вавелитом и крандаллитом (Занин, 1975). При выветривании апатитсодержащих карбонатных пород в коре выветривания происходит накопление апатита, часто в несколько раз превосходящее содержание его в исходном субстрате.

Известны также случаи концентрации редкоземельных элементов в фосфатных минералах кор выветривания. В зависимости от типа выветриваемых пород концентрируются либо существенно легкие лантаноиды (если источником являются карбонатиты), либо иттрий и тяжелые лантаноиды (в корах выветривания по щелочным гранитам). Примером последнего случая являются месторождения кор выветривания в провинции Цзянси, являющиеся главным источником получения иттрия и элементов иттриевой группы в Китае.

Алюмофосфат-сульфатная минерализация описана в кислых вулканических и субвулканических породах третичного - четвертичного возраста, реже в пегматитах. Они образовались при гипогенном гидротермальном их преобразовании (алунитизации, аргилитизации). Такие проявления встречены в Эль Сальвадор, Перу, Чили, Индонезии (Dill et al., 1995, Dill, 2001). Преобладающими минералами являются сульфаты: (алунит, натроалунит, ярозит), реже образуются сульфат-фосфаты (вудхаузеит-сванбергит, гинсдалит, фосфорсодержащий алунит, горсейксит). Присутствие фосфора и редкоземельных элементов приводит к образованию крандаллита, флоренсит - горсейксита.

Фосфаты и сульфат-фосфаты алюминия, такие как лазулит, аугелит, троллеит, вагнерит, вардит, флоренсит, монацит, гояцит, крандаллит, сванбергит, вудхаузеит и ряд других минералов описаны в метаморфических породах некоторых регионов (Rusmussen, 1996; Morteani, Ackermand, 1996, 2004; Dill, 2001; Избродин, 2004). Алюмосульфат-фосфатная в том числе и редкоземельная фосфатная минерализация отмечается в небольшой группе регионально метаморфизованных высокоглиноземистых пород (Dill, 2001). Благоприятным условием образования подобных минералов в течении метаморфических процессов является наличие свободного глинозема. Источником некоторых высокоглиноземистых месторождений обогащенных алюмофосфат-сульфатными минералами и рутилом, могли быть сапролиты или бокситы (Dill, 2001). Этим в частности обусловлено разнообразие минеральных парагенезисов (в том числе фосфатных) в метаморфических породах.

Из-за неопределенности границ среди алюмофосфат-сульфатных и сульфатных минералов (Scott, 1987; Jambor, 1999; Dill, 2001) принадлежность ряда из них к той или иной группе не всегда однозначна. Об этом свидетельствует дискуссия по номенклатуре минералов группы алунита, развернувшаяся в последние годы (Jambor, 1999, 2000; Scott, 1987, 2000), а также выявленные случаи взаимоперехода минералов разных групп и образования между ними непрерывных твердых растворов (Dill, 2001; Силаев и др., 2001; Избродин и др., 2005; Репина, Юзеева, 2005). Многие фосфаты и сульфат-фосфаты алюминия отвечают формуле АВз[Х04]2(0Н)б, где А - одно-, двух- и трехвалентный катион (Na, U, К, Ag, NH4, Pb, Са, Ва, Sr, REE), В -позиция занимается катионами алюминия, железа, меди и цинка. В природных соединениях анион [Х04]п" в большинстве случаев занимает сера или фосфор, значительно реже мышьяк. Описаны случаи замещения комплекса Х04 - С032", Sb043", СЮ42" и Si042"(Botinelly, 1976; Scott, 1987; Jambor, 1999). Широкий изоморфизм элементов в минералах, сложная их диагностика предопределяет возможность нахождения новых минералов (Moor et al., 1975; Li, et al., 1992; Pring, et al., 1995; Jambor, et al., 1996).

Среди алюмофосфатных минералов относительно детальная информация имеется лишь по наиболее часто встречающемуся и легко диагностируемому лазулиту. Лазулитом принято называть минерал, в котором отношение Mg:Fe > 1, а скорцалитом при отношении < 1 (Pecora, Fahey, 1950). Этот минерал установлен в различных породах. Он описан во вторичных кварцитах Казахстана (Наковник, 1968), Армении, Дальнего Востока (Наковник, 1968). Лазулит и скорцалит известен в пегматитах Сибири (Луговской, 1965). Минерал встречен в ангидрид-гипсовых (Гурвунурское железорудное месторождение, Западное Забайкалье), тальк-фосфатных породах (месторождение Чулуктау, Гапеев и др., 1968). Наиболее распространен он в высокоглиноземистых андалузит-, кианит-, силлиманитсодержащих породах. Такие проявления известны в провинции Юкон в Канаде (Campbell, 1962), США в Винсконсене (Olsen, et al., 1963), Грэйвз Маунтин (Robinson et al., 1992), Северо-Байкальском нагорье (Макрыгина и др., 1976), Забайкалье (Рипп, Канакин, 1998; Юргенсон, 2001; Избродин, 2002, 2005) и других проявлениях.

Значительно больше информации имеется по алюмосульфатным минералам, в частности, по группе алунита. Минералы этой группы встречаются в широком диапазоне геологических обстановок, включая метаморфические, вулканические и осадочные. Проявления алунита известны в измененных аргиллизированных породах в Веленсии и Токай, в трахитах

Чивита Веккья (Bajnoczi, 2002). Они распространены в породах, подвергшихся «алунитизации» на месторождениях Оурей, Береговского, Заглиг-Дашкесана (Кашкай, 1969). Алунит с гематитом и кварцем установлен в гнейсовидных кристаллических сланцах в Хиккейс-Понде (Дэна и др., 1953).

Редко в природных объектах встречается натроалунит. Он известен на проявлениях Шугарлоф-Бьютт, Идзу, Калгурли, в Саламанке (Дэна и др., 1953; Dill, 2001), а также в некоторых эпитермальных проявлениях Бразилии (Juliani, et al., 2005), Австралии (Allibone, et al., 1995). Натроалунит встречается в высокоглиноземистых породах Уайт Маунтин (Wise, 1975), районе Пофаддер (Stoffregen, Cygan, 1990). В них он ассоциирует с кварцем, пирофиллитом, андалузитом, фосфатами и сульфат-фосфатами - такими как лазулит, аугелит, вудхаузеит, сванбергит и другими. С подобным парагенезисом натроалунит установлен на Ичетуйском проявлении (Рипп и др., 1998; Избродин и др., 2005).

Экспериментальные исследования показывают, что алунит может быть стабильным до 400 °С при давлении в 1 кбар. Температуры образования природного алунита варьируют в интервале от 60-330 °С (Dill, 2001). Экспериментальные данные полной смесимости алунита и натроалунита указывают на температуру 450 - 350 °С, а образование самого натроалунита не ниже 250 °С (Stoffregen, Cygan, 1990).

Ограничена информация о редкоземельной фосфатной минерализации в метаморфических породах. В одних случаях она ассоциирует с ильменитом и цирконом (Австралия, Бразилия, Индия и др.), в других с касситеритом, колумбитом, цирконом (Нигерия, Таиланд, Яно-Колымский регион). В целом с лазулитовым парагенезисом (кварц, мусковит, андалузит, силлиманит, рутил, корунд, хлоритоид, кианит и фосфаты алюминия) часто ассоциируют акцессорные флоренсит, иногда монацит и ксенотим. К числу таких объектов относится и изученные нами проявления Юго-Западного Забайкалья.

В настоящее время отсутствуют данные по РТ условиям образования фосфатных минералов в метаморфизованных высокоглиноземистых породах. Это связано с тем, что такие породы, представляя особый генетический тип, имеют сложный состав, включающий трудно диагностируемые минералы (Dill, 2001).

Изучение природных объектов (Лобач-Жученко, 1963; Wise, Loh, 1976; Ek Roland, Nysten, 1990; Dill, 2001 и др.) и экспериментальные исследования показывают, что алюмофосфатные минералы имеют широкое поле стабильности - от диагенеза (Rasmussen, 1996) до амфиболитовой фации (Wise, 1975; Schmid-Beurmann et al., 1997). Установлено, что составы алюмофосфатных и сульфатных минералов в значительной мере контролируются физико-химическими (Eh, рН) условиями образования (Stoffregen, et al., 1994), позволяющими реконструировать эволюцию среды (Dill, 2001). Некоторые минералы из этой группы могут быть использованы для изучения трансформации состава стабильных изотопов, оценки источников вещества, равновесности системы и определения температур образования пород. Так, например по Вайзу и Лоху (Wise, Loh, 1976) оторочки троллеита вокруг аугелита образующиеся по реакции:

Augelite+quartz=kyanite(sillimanite)+trolleite+H20 A12(P04)(0H)3+Si02 = Al2Si05+Al4(P04)3(0H)3+H20 указывают на поле стабильности с температурой до 475 °С (Morteani, Ackermand, 2004). Лазулит и изоструктурный с ним скорцалит, также имеют широкое поле стабильности. По экспериментальным данным лазулит при 0.2 GPa устойчив до 660°С, а скорцалит при этом же давлении до 525 °С (Wise, Loh 1976; Schmid-Beurmann et al., 1997, 2000). Тем не менее, эти минералы не дают полной информации об условиях образования метаморфических пород. Такая информация может быть получена в случаях присутствия других фосфатных минералов, особенно с варьирующими составами катионов и анионов.

Среди фосфатных и сульфатных минералов высокую информативность имеет апатит. Он является одним из распространенных минералов магматических, метаморфических и осадочных пород. Вариации его состава зависят с одной стороны от условий образования (Harrison, Watson, 1984), с другой - от обогащенности среды минералообразования REE, Sr, U, Na, Si, S, и другими компонентами. Многие исследователи относят апатит к числу минералов, отражающих REE тренды в изверженных породах (Nriagu, Moore, 1984; Kovalenko et al., 1982). Поэтому он занимает значимую роль в понимании и моделировании изверженных петрогенетических процессов (Rakovan, Reeder, 1994). REE из фосфоритов используется для палеореконструкции осадкообразования (Poitrasson et al., 2002), а с помощью изотопного состава углерода устанавливается тип полеобассейна (Sano et al., 1999). Изучение включений в апатите применяется для оценки параметров постмагматических процессов (Harlov et al., 2002) и физико-химических условий метаморфизма (Журавель, 1969). При установлении условий породообразования используются отношения Sr/Na, Sr/Mn (Hogarth, 1989; Stoppa, Cundari, 1995). Например, высокие содержания Na в апатитах характерны, главным образом, для щелочных магматических пород, a F-C1-OH выступает в качестве индикатора фугитивности летучих в магматическом процессе (Liu, Comodi, 1993). Присутствие фтора часто указывает на магматическое происхождение пород (Treloar, Colley, 1996). Экспериментами показано, что степень обогащения серой апатита может быть использована для оценки содержаний ее в магме (Baker et al., 1996). При этом установлено что, уровень ее концентрации контролируется также температурой расплава (Peng et al., 1997). Сера является также одним из типичных компонентов апатита метаморфогенных пород (Васильева, 1968). Поэтому концентрации SO3 в апатитах Кяхтинского месторождения, многократно превышающие известные нам содержания в минерале из других пород, представляют особый интерес в качестве объекта петрогенетических исследовании. Из сказанного вытекает, что для установления метаморфической истории пород необходимо получение новых дополнительных данных о фосфатных и сульфат-фосфатных минералах. Во многих силикатных минералах такая информация теряется при их перекристаллизации и (или) разрушении в течение метаморфизма.

В Юго-Западном Забайкалье, являющемся частью Центрально-Азиатского складчатого пояса, установлено более двадцати участков с метаморфизованными высокоглиноземистыми породами (рис. 1.1). Часть из них приурочена к полосе, протягивающейся в бассейнах рек Джиды и Чикоя (Ичетуйское, Кяхтинское, Леоновское, Харанхойское, Лево-Чемуртайское) (рис. 1.1). В направлении с запада на восток в составе пород этих проявлений отмечается смена кианитовой ассоциации (Ичетуйское проявление), через кианит-силлиманитовую (Харанхойское) к силлиманитовой (Кяхтинское месторождение).

По условиям метаморфизма высокоглиноземистые породы могут быть подразделены на две группы. Одна из них сформировалась в высокотемпературных условиях, другая в высокобарических. В первой группе (Кяхтинское месторождение), минеральные парагенезисы которой соответствуют субфации силлиманит-биотитовых гнейсов по (Добрецов и др., 1980), породы представлены силлиманитсодержащими кварцитами, силлиманит-мусковитовыми и силлиманит-полевошпат-кварцевыми сланцами с повышенным содержанием рутила и ассоциируют с гнейсами, гнейсо-гранитами и мигматитами.

Вторая группа образовалась в высокобарической обстановке (субфация дистен - мусковитовых сланцев) и представлена мусковит-кианитовыми и кианит - андалузитовыми сланцами.

Рис. 1.1. Схема распространения метаморф изо ванных высокоглинозем истых пород в Западном Забайкалье (по материалам ГФУП «Бурятгеоцентр»). Изученные участки: 1-Ичетуйский; 2-Лево-Чемуртаевский; З-Кяхтинский; 4-Хоронхойский; 5-Леоновский. Круги: желтое - силлиманиговые, синие - кианитоные и кианит-андалузитовые проявления.

При изучении процессов преобразования высокоглиноземистых пород на этих участках наиболее сложным и важным было выяснение последовательности минералообразования и распределения химических компонентов при изменении температуры и давления между сосуществующими минералами как в ходе прогрессивного так и регрессивного этапов метаморфизма.

В качестве источников вещества при образования метаморфических высокоглиноземистых пород могли быть бокситы, вторичные кварциты и магматические породы, обогащенные алюминием. Сланцы и гнейсы с

1 высокоглиноземистыми минералами относят к ларапородам, возникшим в результате метаморфической переработки первичного осадочного глинистого или песчано-глинистого материала в условиях регионального метаморфизма (Кулиш, 1973, Горошников, 1971). Изучая литолого-стратиграфические, минералогические и другие особенности высокоглиноземистых метапород, исследователи приходят во многих случаях к выводу о первичноосадочном происхождении большинства силлиманитовых, кианитовых и андалузитовых сланцев и гнейсов. Существуют и другие точки зрения на образование высокоглиноземистых пород. Контактово-метасоматическое происхождение силлиманитовых сланцев Кяхтинского месторождения обосновывает И.В. Шергин (1958). По его мнению, эти породы образовались в результате приконтактового выщелачивания кислых эффузивов и их туфов с последующем превращением в силлиманитсодержащие сланцы и гнейсы. В.В. Хлестов и Е.Н. Ушакова (Хлестов, Ушакова, 1963) считают, что силлиманитсодержащие гнейсы произошли в результате процессов интенсивного выщелачивания, приводящих к выносу не только сильных, но и слабых оснований, а также амфотерного глинозема. Конечным результатом этого процесса предпологалось образование кварцитов, а на промежуточной стадии - силлиманитсодержащих пород. О возможности образования силлиманита под действием гидротермальных растворов в условиях изменения режима кислотности-щелочности отмечается в работах Д.С. Коржинского, B.C. Соболева, С.П. Кориковского и многих других исследователей (Горошников, 1971).

Заключение Диссертация по теме "Геология, поиски и разведка твердых полезных ископаемых, минерагения", Избродин, Иван Александрович

Выводы. Полученные результаты показали, что первичные метаморфогенные включения не достигают гомогенизации и декрепитируют при температурах 680-710°С. При этом во включениях оставались не растворенными газовая и твердая фазы. Состав дочерних (подплавленных) кристаллов в декрепетированных включениях указывает на то, что кроме компонентов алюмосиликатной составляющей, раствор содержал щелочи, железо и титан. Присутствие до 4.72 мас.% S03 в дочерних кристаллах позволяет считать, что сера присутствовала уже на этапе прогрессивного метаморфизма. Такие концентрации S03 в минералах отражают специфические условия их образования и свидетельствует о высоком потенциале кислорода при образовании высокоглиноземистых пород.

Температуры декрепитации (368-375 °С) газово-жидких включений неясной природы сопоставимы с температурами полученными по мусковит -парагонитовому термометру (рис. 4.3).

3.3 Изотопная характеристика высокоглиноземистых пород

Изотопный состав кислорода определен в кварце, гематите, лазулите, кианите и силлиманите из пород Ичетуйского, Леоновского, Лево-Чемуртаевского проявлений и Кяхтинского месторождения. Изотопный состав сульфатной серы анализировался в натроалуните Ичетуйского проявления. Основной целью этих исследований было решение трех задач: 1 - оценка равновесности в парах минералов; 2 - оценка температур метаморфизма пород; 3- решение вопроса об источнике вещества высокоглиноземистых пород. Результаты анализов (табл. 3.31) свидетельствуют об обогащенности всех изученных минералов легким изотопом кислорода, что указывает на участие метеорных вод при формировании высокоглиноземистых пород. Исследования подтвердили также равновесность изученных пар минералов, что позволило использовать их для расчета температур (см. табл. 4.1).

Заключение

Проведенными исследованиями метаморфических пород выявлено разнообразие минеральных видов и вариации их составов, зависящих от РТ параметров метаморфических процессов. Взаимоотношения минеральных парагенезисов обоих проявлений свидетельствует о двух этапах преобразования высокоглиноземистых пород, соответствующих прогрессивному (амфиболитовая и эпидот-амфиболитовая фации) и регрессивному метаморфизму. Для первого характерны силлиманит, кианит, мусковит, кварц, рутил, полевые шпаты, биотит, лазулит, вагнерит и троллеит. В это время окислительный потенциал кислорода был относительно низок, о чем свидетельствуют присутствие в системе лишь закисной формы железа и отсутствие сульфатной серы. Регрессивный этап характеризовался последовательно увеличивающейся фугитивностью кислорода, что обусловило формирование кварца, мусковита, андалузита, гематита, бемита, диаспора и большой группы фосфатных и сульфат-фосфатных минералов.

Интересной особенностью проявлений, образовавшихся в различных РТ-условиях, фиксируются близость парагенезисов фосфатных и сульфат-фосфатных минералов и широкие вариации содержаний в них алюминия, кальция, стронция, магния, бария, редкоземельных и других элементов.

Закономерное появление определенных групп фосфатных и сульфат-фосфатных минералов в высокоглиноземистых породах Юго-Западного Забайкалья, образованных в различных термодинамических условиях; позволяет заключить, что магний, железо, стронций, кальций, натрий, REE, барий, сера и фосфор присутствовали в дометаморфическом субстрате, а не привносились из вне.

Образование уникальной по видовому составу алюмофосфатной, алюмосульфат-фосфатной минерализации в породах с относительно невысокими валовыми содержаниями Р и S в субстрате логичнее объясняется сочетанием амобильности Р и S в процессах изохимического регионального метаморфизма, и высокой глиноземистости исходных пород ограничивающей вхождение фосфора и серы в породообразующие минералы, препятствуя рассеянию этих элементов. Возникшие локально высокие концентрации Р и S привели к кристаллизации собственных минералов этих элементов.

Формирование собственно высокоглиноземистых пород происходило при f-? температурах выше 600°С/при росте потенциала кислорода от начальных стадий к завершающим. Свидетельством этого является смена фосфатных минералов более водосодержащими минералами, заменой магнетита титано-гематитом и гематитом. Высокая активность кислорода подтверждается присутствием сульфатной серы,., от начальной стадий формирования высокоглиноземистых пород (во вюпочениях^до завершающий с образованием сульфат-фосфатной и сульфатной минерализации.

Реконструкция первичного состава пород, изотопный состав силикатных и оксидных минералов дает основание предполагать существование глинистой коры выветривания, образованной по породам богатых титаном.

В процессе проведения исследований установлено несколько недиагностированных минералов,.и недостаточно изученных минералов. Они могут представлять новые минеральные виды групп алунита, плюмбогуммита, апатита и других групп. Установленный широкий изоморфизм минералов и специфические условия их образования является предпосылкой для выявления новых минеральных видов.

161

Библиография Диссертация по наукам о земле, кандидата геолого-минералогических наук, Избродин, Иван Александрович, Улан-Удэ

1. Беренгилов В.В. Геологический отчет о поисково-ревизионных работах, проведенных Кяхтинским поисковым отрядом в 1956г. (Кяхтинская группа месторождений рутилоносных силлиманитовых сланцев). БурТГФ. 1957.

2. Дембо Т.М. Отчет по теме: Изучение геологии, вещественного состава и генезиса силлиманитовых месторождений Кяхтинской группы и прилегающих районов Бурят-Монголии. БурТГФ. 1958.

3. Казаков В.В., Жуков Е.С. и др. Промежуточный отчет о результатах работ Ичетуйской партии за 1960г. БурТГФ 1961

4. Кошкин В.В. Геологическое строение среднего течения реки Селенги (информационный отчет Кяхтинской партии за 1998-2001г.г.). Улан-Удэ. 2002.

5. Левичев Б.А., Кондакова Э.С. Геологический отчет о результатах поисковых работ масштаба 1 : 50 ООО на нефелин, проведенные в бассейне нижнего течения реки Джиды Ичетуйской партией в 1961г. БурТГФ. 1962.

6. Финько В.И. Кора выветривания Кяхтинских силлиманитовых месторождений. (БГУ, ИГЕМ). БурТГФ. 1961.

7. Холод Ю.М. Геологическое строение и полезные ископаемые бассейна реки Джиды. Отчет о результатах работ масштаба 1:50 000 Ичетуйской партии. БурТГФ. 1971.

8. Шергин И.В. Минералогия и вещественный состав силлиманитовых сланцев месторождения «Черная Сопка» Кяхтинского района. ИРГИРЕДМЕТ. 1958.1. Опубликованная

9. Арсеньев А.А. Вировлянский Г.М., Смирнов Ф.Л. Генетические типы промышленных месторождений апатита. М.: Недра, 1971. С. 15-16.

10. Белевцев Я.Н. Метаморфогенное рудообразование. М: Недра, 1979 . С.47.48.

11. Васильева З.В. Минералогические особенности и химический состав апатита // Апатиты. М.: Наука, 1968. С. 31-59.

12. Великаславинский Д.А. Сравнительная характеристика регионального метаморфизма умеренных и низких давлений. Ленинград: Наука, 1972. 143с.

13. Володичев О.И. Метаморфогенные цирконы докембрийских комплексов Карелии (Балтийский щит) // ЗРМО. 2005. Вып. 3. С. 25-41.

14. Гапеев А.П., Смирнов А.И., Аленов Е.С. О метаморфических апатитовых породах Малого Каратау. М.: Наука. 1968. С. 317-325.

15. Геря Т.В., Перчук JI.JL, Трибуле К., и др. Петрология Туманшетского зонального метаморфического комплекса, Восточный Саян // Петрология. 1997. Т.5. № 6. С. 563-595.

16. Горжевский Д.И., Козеренко В.Н. Связь эндогенного рудообразования с магматизмом и метаморфизмом. -М.: Недра, 1965. С. 234-235.

17. Горошников Б.И. Петрология высокоглиноземистых кристаллических пород докембрия Украины. Киев, Наукова Думка, 1971. С. 159-161.

18. Добрецов Н.Л., Соболев B.C. Фации метаморфизма. М.: Недра, 1970. С. 223-224.

19. Добрецов Н.Л., Соболев B.C., Ушакова Е.Н. Метаморфические фации и формации: Учеб. Пособие. -Новосибиск.: НГУ, 1980. С. 23-26.

20. Долгов Ю.А., Макагон В., Соболев B.C. Жидкие включения в дистене из метаморфических пород и пегматитов Мамского района (Северо-Восточное Забайкалье) // ДАН. СССР. 1967. Т. 175. № 2. С. 347-353.

21. Долгов Ю.А. Включения в минералах метаморфических пород как показатель условий метаморфизма // Проблемы петрологии и генетической минералогии: М.- 1970, Наука. Т. 2.С. 272 280.

22. Донская Т.В., Гладкочуб Д.П., Мазукабзов A.M., Скляров Е.В. и др.

23. Возрастные рубежи и геодинамическая обстановка формирования комплекса метаморфического ядра Бургутуйского хребта (Юго-Западное Забайкалье) // Материалы Второй Российской конференции по изотопной геохронологии. 2003 г. Санкт-Петербург. С. 153-155.

24. Другова Г.М., Глебовицкий В.А. Некоторые закономерности изменения состава граната, биотита, роговой обманки при региональном метаморфизме // Региональный метаморфизм докембрийских формаций СССР. М., Ленинград: Наука, 1965. С. 33-46.

25. Дудкин О.Б. Геохимия и закономерности концентрации фосфора в щелочных массивах Кольского полуострова. Ленинград: Наука, 1977. 123 с.

26. Дэна Д.Д., Дэна Э.С., Пэлач Ч., и др. Система минералогии. М.: Иностранной литературы, 1953. Т 2. С. 658-659.

27. Журавель Р.Ф. Особенности генезиса апатитов из глубокометаморфизованных пород Юго-Западного Прибайкалья: Автореф. канд. геол.-м.наук. Новосибирск, 1969. 21 с.

28. Закруткин В.В. Об эволюции амфиболов при метаморфизме // ЗВМО. 1968. Вып. 1.С. 13-23.

29. Занин Ю.Н., Григорьева Т.Н., Чилеко Э.Ф., Новожилова М.В.

30. Алюмофосфатные минералы Телекского месторождения // ЗВМО. 1970. Вып.6. С. 752-756.

31. Занин Ю.Н., Жирова JI.T., Сердюкова П.А. Фосфаты зоны выветривания Ессейского массива (север Сибирской платформы) // Геология и геофизика. №3. 1972. С.112-114.

32. Занин Ю.Н. Вещественный состав фосфатноносных кор выветривания и связанных с ними месторождений фосфатов. Новосибирск: Наука, 1975. 93 с.

33. Избродин И.А. Состав и условия метаморфизма высокоглиноземистых пород Юго-Западного Забайкалья. // Вестник Томского государственного университета. 2003. № 3. С. 55-57.

34. Избродин И.А., Рипп Г.С., Карманов Н.С. Алуниты Ичетуйского проявления (Западное Забайкалье). // ЗРМО. 2005. Вып.4. С. 93-104.

35. Избродин И.А., Рипп Г.С., Карманов Н.С. Сульфатсодержащий апатит Кяхтинского силлиманитового месторождения (Западное Забайкалье). // ЗРМО. 2006. Вып.2. С. 71-82.

36. Избродин И.А. Генетические особенности метаморфизованных фосфатсодержащих высокоглиноземистых пород Юго-Западного Забайкалья // Матер, конференции «Теория, история, философия и практика минералогии.

37. Сыктывкар. 2006. С. 118-119.

38. Казанский Ю.П. Выветривание и его роль в осадконакоплении. М.: Наука, 1969. С. 43-44.

39. Канакин С.В., Карманов Н.С., Лапина М.Н. Алгоритм учета фона в рентгеноспектральном микроанализе с волновой дисперсией // III Всероссийская и VI Сибирская конференции по рентгеноспектральному анализу. Иркутск, 1998. С. 66.

40. Капустин Ю.Л. Минералогия карбонатитов. М.: Наука, 1971. 288 с.

41. Кашкай М.А. Группа алунита и его структурных аналогов // ЗВМО. 1969. Вып.2. С. 150-165.

42. Кориковский С.П. Фации метаморфизма метапелитов. М.: Наука, 1979.260 с.

43. Краснобаев А.А. Циркон как индикатор геологических процессов. М.: Наука, 1986. С. 49-51.

44. Кузнецова Ф.В. Нижнеичетуйекое месторождение лазулита // ЗВМО. 1971. Вып. 3. С. 358-359.

45. Кулиш Е.А. Высокоглиноземистые метаморфические породы нижнего архея Алданского щита и их литология // Тр. ИТ и Г., Хабаровск. 1973. 367 с.

46. Кухаренко А.А. Минералогия россыпей. М.: Госгеолтехиздат, 1961. 436с.

47. Лиханов И. И., Полянский О. П., Ревердато В.В. и др.

48. Метаморфическая эволюция высокоглиноземистых метапелитов вблизи панимбинского надвига (Енисейский кряж): Минеральные ассоциации, Р-Т параметры и тектоническая модель // Геология и геофизика. 2001. т. 42. № 8 С. 1205-1220.

49. Литошко Д.Н., Буканов В.В. Лазулит Севера Урала // ЗВМО. 1989. Вып. 1.С. 35-41.

50. Литошко Д.Н. Лазулит как индикатор продуктивных вторичных кварцитов // Тезисы докладов к XII конференции молодых научныхсотрудников по геологии и геофизике Восточной Сибири. ИЗК СО АН СССР. Иркутск. 1986. С. 108-110.

51. Лобач-Жученко С.Б. О находке лазулита в Байкальском нагорье. // ЗВМО. 1963. Вып. 6. С. 714-716.

52. Луговской Г.П. О скорцалите из пегматитов Сибири // ЗВМО. 1965. Вып. 2. С. 212-217.

53. Мазукабзов A.M., Донская Т.В., Гладкочуб Д.П., Кошкин В.В.

54. Природа метаморфических комплексов Юго-Западного Забайкалья // Тектоника неогея: общие и региональные аспекты. Том 1. М.: Геос, 2001. С. 392-394.

55. Макрыгина В.А., Ляпидес И.Л., Петров Б.В., Ширяева. Лазулит в метаморфических породах Северо-Байкальского нагорья // Минералы и парагенезисы минералов горных пород Ленинград.: Наука, 1976. С.102-107.

56. Милькевич Р.Н., Котов Н.В. В сб.: Вопроссы магматизма и метаморфизма. Ленинград: ЛГУ, 1972. Т.4 С. 46-57.

57. Михайлов Б.М. Классификация глиноземных пород // Бокситы и другие руды алюминиевой промышленности. М.: Наука, 1988. С. 14-19.

58. Наковник Н.И. Вторичные кварциты СССР и связанные с ними месторождения полезных ископаемых. -М.: Недра, 1968. 15 с.

59. Неелов Н.И. Петрографическая классификация метаморфических, осадочных и вулканических пород. Ленинград: Наука, 1980. 100 с.

60. Перчук Л.Л. Взаимосогласование некоторых Fe-Mg геотермобарометров на основе закона Нернста // Геохимия. 1989. №5. С. 611-622.

61. Питчер У.С. Природа метаморфизма // Полиморфные модификации силиката алюминия: Пер. с англ. М.: Мир, 1967 348 с.

62. Плюснина Л.П. Экспериментальное исследование метаморфизма базитов. М.: Наука, 1983. 157 с.

63. Попова В.И., Попов В.А., Клочков И.К., Пожидаев Н.А. Редкие фосфаты Приполярного Урала // Уральский минералогический сборник. 1993. № 2. С. 62-77.

64. Предовский А.А. Реконструкция условий седиментогенеза и вулканизма раннего докембрия. Л.: Наука, 1980. 152 с.

65. Репина С.А., Юзеева Н.С. Редкоземельные и стронциевые алюмофосфаты в хрусталеносных жилах месторождения пирамида (приполярный Урал) // ЗРМО. 2005. Вып. 6. С. 103 110.

66. Рипп Г.С., Канакин С.В. Фосфатные минералы в метаморфизованных высокоглиноземистых породах Ичетуйского проявления (Забайкалье) // ДАН. 1998. Т. 359. № 2. С. 223-225.

67. Рипп Г.С., Канакин С.В., Щербакова М.Н. Фосфатная минерализация в метаморфизованных высокоглиноземистых породах Ичетуйского проявления (Юго-Западное Забайкалье) // ЗВМО. Вып. 6. 1998. С. 98-108.

68. Силаев В.И., Филиппов В.Н., Сокерин М.Ю. Твердые растворы вудхаузеит-сванбергит-флоренсит во вторичных кварцитах // ЗВМО. 2001. Вып. 1.С. 99-110.

69. Скляров Е.В., Мазукабзов A.M., Мельников А.И. Комплексы метаморфических ядер кордильерского типа. Новосибирск: СО РАН НИЦ ОИГГМ, 1997. с. 182.

70. Смит Г. Драгоценные камни. Пер. с англ. М.: Мир, 1980. 580 с.

71. Солодов Н.А., Семенов Е.И, Бурков В.В. Геологический справочник по тяжелым литофильным редким металлам. М.: Недра, 1987.

72. Томиленко А.А. Флюидный режим минералообразования в континентальной литосфере при высоких и умеренных давлениях по данным изучения флюидных и расплавных включений в минералах: Дисс. док-pa г.-м.н. Иркутск. 2006.

73. Ушакова Е.Н. О генетических взаимоотношениях силлиманита, андалузита, дистена в кристаллических сланцах верховьев р. Чаны (Енесейский кряж) // Геология и Геофизика. 1966. Т. 12. № 3. С. 67-80.

74. Ушакова Е.Н. Биотиты метаморфических пород. М.: Наука, 1971. 348 с.

75. Фации метаморфизма // Хлестов В.В. Андалузит, силлиманит, дистен, ставролит, хлоритоид/М.: Недра, 1970. С. 344-346.

76. Фролова Н.В. Геология и петрология докембрия // Тр. Вост. Сиб. Геол. Ин-та СО АН СССР. Вып. 5. 1962. 78 с.

77. Фор Г. Основы изотопной геологии // Кислород в метаморфических породах: Пер. с англ. М.: Мир, 1989. С. 497-500.

78. Хлестов В.В., Ушакова Е.Н. Петрография и генезис Кяхтинского силлиманитового месторождения Бурятской АССР. Сб. «Вопр. теор. и экспер. минерал.». 1963. №1. С. 197-239.

79. Чайковский И.И. Редкоземельные алюмофосфаты из алмазных месторождений Урало-Тиманской провинции // ЗВМО. 2003. Вып. 1. С. 101109.

80. Юргенсон Г.А. Ювелирные и поделочные камни Забайкалья. Н.: Наука, 2001. С. 327-328.

81. Юдович Я.Э., Кетрис М.П. Основы литохимии. Санкт-Петербург.: Наука, 2000. С. 47-50.

82. Abernathy S.A., Blanchard F.N. Variations in unit cell parameters and in the X-ray diffraction intensity ratio 1(200) 11(100) in the lazulite-scorzalite series // Amer. Miner. 1982. V. 67. P. 610-614.

83. Allibone, A.H., Cordery, G. R., et al. Synchronous advanced argillic alteration and deformation in a shear zone-hosted magmatic hydrothermal Au Ag deposit at the Temora (Gidginbung) mine, Australlia // Economic Geology. 1995. V. 90. №6. P. 1570-1603.

84. Baba S. Sapphirine-bearing orthopyroxene-kyanite/sillimanite granulites from South Harris, NW Scotland: evidence for Proterozoic UHT metamorphism in the Lewisian // Contrib. Miner. Petrol. 1999. V.136. P. 33-47.

85. Bajnoczi В., Molnar F., Maeda K. Mineralogy and genesis of primary alunites from epithermal systems of Hungary // Acta Geologica Hungarica. 2002. V. 45. № l.P. 101-118.

86. Baker L., Rutherford M.J. Sulfur diffusion in rhyolite melts // Contrib. Miner. Petr. V.123. P.335-344.

87. Bernhard F., Walter F., Ettinger K., Taucher J., Mereiter K. Pretulite, ScP04, a new scandium mineral fromthe Styrian and Lower Austrian lazulite occurrences, Austria. // American Mineralogist. 1998. V. 83. P. 625-630.

88. Bernhard F. Scandium mineralization associated with hydrothermal lazulite-quartz veins in the Lower Austroalpine // Mineral Deposits at the Beginning of the 21st Century. Krakow, Poland. Balkema Publishers (in english). 2001. P. 935-938.

89. Botinelly T. A review of the minerals of the beudandite, and plumbogummite groups // J. Research U. S. Geol. Survey. 1976. V.4. № 4. P. 213-216.

90. Bethke P.M., Rye R.O., Stoffregen R.E., Vikre P.G. Evolution of the magmatic-hydrothermal acid-sulfate system at Summitville, Colorado: integration of geological, stable-isotope, and fluid-inclusion evidence // Chemical Geology. 2005. V. 215.P. 281-315.

91. Blundy Y.D., Holland T.Y.B. Calcic amphibole equilibria and a new amphibole-plagioclase geothermometr. // Contrib. Miner, and Petrol. 1990. V. 104. № 2. P. 208-224.

92. Campbell F. A. Lazulite from Yukon, Canada // Amer. Miner. 1962. V. 47. P. 157-160.

93. Cavosie A.J., Sharp Z.D., Selverstone J. Co-existing aluminum silicates in quartz veins: A quantitative approach for determining andalusite-sillimaniteequilibrium in natural samples using oxygen isotopes // Amer. Miner. 2002. V. 87. P. 417-423.

94. Chent E.D., Gordon T.M. Application of INVEQ to the geothermobarometry of metamorphic rocks near a kyanite-sillimanite isograd, Mica Creek, British Columbia // Amer. Miner. 2000. V. 85. P. 9-13.

95. Comodi P., Zanazzi P.F. Pressure dependence of structural parameters of paragonite // Phys. Chemical Minerals. 1997. V. 24. P. 274-280.

96. Dill H.G., Fricke A., Henning K.H., Theune C.H. Aluminium phosphate mineralization from the hypogene La Vanguardia kaolin deposit (Chile) // Clay Minerals. 1995. V30. P. 249-256.

97. Dilll H.G. The geology of aluminium phosphates and sulphates of the alunite supergoup // Earth-Science Reviews. 2001. V. 53. P. 35-93.

98. Ek Roland., Nysten Per. Phosphate mineralogy of the Halsjoberg and Hokensas kainite deposits // Geol. Foren. Stokholm forhadl. 1990. № 1. P. 9-18.

99. Eugster H.P., Yoder H.S. The join muscovite-paragonite // Rept. Dir Geophys. Lab. Carnegie Inst. Year Book. 1955. V.55. 75 p.

100. Fonarev V.I., Graphchikov A.A., Konilov A.N. A consistent system of geothermometers for metamorphic complexes // Int. Geol. Review. 1991. V.33. № 8. P.743-783.

101. Jambor J.L., Owens D.R., Grice J.D., Feinglos M.D. Gallobeudantite, PbGa3(As04),(S04).2(0H)6, a new mineral species from Tsumeb, Namibia, and associated new gallium analogues of the alunite -jarosite family // Can. Miner. 1996. V. 34. P. 1305-1315.

102. Janots E., Negro F., Brunet F., et al. Evolution of the REE mineralogy in HP-HT metapelites of the Sebtide complex, Rif, Morocco: Monazite stability and geochronology // Lithos. 2006. № 3. P.214-234.

103. Jambor J. L. Nomenclature of the alunite and the jarosites // Canad. Miner. 1999. V. 37. P. 1323-1341.

104. Green N.L. Toward a practical plagioclase-muscovite thermometer // Amer. Miner. 1986. V. 71. P. 1109-1117.

105. Harlov D.E., Andersson U.B., Forster H.J., Nystrom J.O., Dulski P., Broman C. Apatite- monazite relations in the Kiirunavaara magnetite-apatite ore, northern Sweden // Chemical Geology 2002. V.191. P. 45- 70.

106. Harrison T.M., Watson E.B. The behavior of apatite during crustal anatexis: equilibrium and kinetic considerations // Geochim. Cosmochim. Acta. 1984. V. 48. P. 1467-1477.

107. Hodges K.V., Spear F.S. Geothermometry, geobarometry and the Al2Si05 triple point at Mt. Moosilauke, New Hampshire // Amer. Miner. 1982. V. 67. P.1118— 1134

108. Hogarth D. D. Pyrochlore, apatite and amphibole: distinctive minerals in carbonatite. / In Carbonatites: genesis and evolution. London: 1989. P. 105-148.

109. Holdway M.J. Stability of andalusite and the aluminium phase diagram. // Amer. J. Science. 1971. V. 271. P. 97-131.

110. Katsura Т., Nagashima S. Solubility of sulfur in some magmas at 1 atm pressure//Geochimicaet Cosmochimica Acta. 1974. V. 38. P. 517-531.

111. Kerrick D.M. The Al2Si05 polymorphs // Miner. Society of America, Reviews in Mineralogy. 1990. V. 22. 406 p.

112. Kovalenko, V.I., Antipin, V.S., Vladykin, N.V., Smirnova, Y.V., Balashov,

113. Massone H.J., Scheyer W. Phengite geobarometry based on the limiting assemblage with K-feldspar, phlogopite and quarts // Contr. Miner, and Petr. 1987. V.96. № 2. P. 212-224.

114. Moecheri D. P., Sharp Z.D. Comparison of conventional and garnet-aluminosilicate-quartz О isotope thermometry:Insights for mineral equilibration in metamorphic rocks // Amer. Miner. 1999. V. 84. P. 1287-1303.

115. Moor P.B., Irving A.J., Kampf A.R. Foggite CaAl(0H)2(H20)P04., goedkenite (Sr,Ca)2Al(OH)[PC>4]; and samuelsonite,

116. Ca,Ba)Fe2+2Mn2+Ca8Al2(0H)2P04. 10: Three new species from the Paermo No.l Pegmatite, New Hampshire // Amer. Miner. 1975. V. 60. P. 957-964.

117. Morteani G. Ackermand D. Aluminium phosphates in muscovite-kyanite metaquart-zites from Passo di Vizze (Alto Adige, NE Italy) // Eur. J. Mineral. 1996. V. 8. P. 853-869.

118. Morteani G. Ackermand D. Mineralogy and geochemistry of Al-phosphate and Al-borosilicate-bearing metaquartzites of the northern Serra do Espinhaco (State of Bahia, Brazil) // Mineralogy and Petrology. 2004. V. 80. P. 59-81.

119. Nagy C., Draganits E. Occurrence and mineral-chemistry of monazite and rhabdophane in the Lower and ?Middle Austroalpine tectonic units of the southern Sopron Hills (Austria) // Mitt. Ges. Geol. Bergbaustud. Osterr. (in english). 1999. V. 42. P. 21-36,

120. Nagy G., Draganits E., Demeny A., et al. Genesis and transformations of monazite, florencite and rhabdophane during medium grade metamorphism: examples from the Sopron Hills, Eastern Alps // Chemical Geology. 2002. V. 191. P. 25-46.

121. Nriagu J.O., Moore P.B. Phosphate minerals: their properties and general modes of occurrence. Berlin: Spring, 1984. P. 1-5.

122. Olsen E. Nickeliferouse Lazulite from Baraboo, Wisconsin // Amer. Miner. 1962. V. 5.P. 773-774.

123. Pattison D.M. Instability of Al2Si05 "triple-point" assemblages in muscovite+biotite+quartz-bearing metapelites, with implications // Amer. Miner. 2001. V. 86. P. 1414-1424.

124. Pecora W.T., Fahey J.J. The lazulite-scorzalite isomorphous series // Amer. Miner. 1950. V. 35. P. 1-18.

125. Peng G., Luhr J.F., McGee J.J. Factors controlling sulfur concentrations in volcanic apatite // Amer. Miner. 1997. V. 82. P. 1210-1224.

126. Poitrasson F., Hanchar J., Schaltegger U. The current state and future of accessory mineral research // Chemical Geology. 2002. V. 191. P. 3 24.

127. Pring A., Birch W.D. Dawe J., Taylor A.M. Kintoreite, PbFe3(P04)2(OH, Н20)б, a new mineral of the jarosite -alunite family, and lusungite discredited // Mineral. Mag. 1995. V. 59. P. 143-148.

128. Rainbow A., Clark A.H., Kyser Т.К., Gaboury F., Hodgson C.J. The

129. Pierina epithermal Au-Ag deposit, Ancash, Peru: paragenetic relationships, alunite textures, and stable-isotope geochemistry // Chemical Geology. 2005. V. 215. P. 235— 252.

130. Rakovan J., Reeder K. Differential incorporation of trace elements and dissymmetrization in apatite: The role of surface structure during growth // Amer. Miner. 1994. V. 79. P. 892-903.

131. Rasmussen B. Early-diagenetic REE-phosphate minerals (florencite, gorceixite, crandallite, and xenotime) in marine sandstones; a major sink for oceanic phosphorus //Amer. J. Sciences. 1996. V. 296. P. 601-632.

132. Sano Y., Oyama Т., Terada K., Hidaka H. Ion microprobe U-Pb dating of apatite // Chemical Geology. 1999. V. 153. P. 249-258.

133. Scott К. M. Solid solution in, and classification of gossan-derived members of the alunite jarosite family, northeast Queensland, Australia // Amer. Miner. 1987. V. 72. P. 178-187.

134. Scott К. M. Nomenclature of the alunite supergroup: discussion // Canad. Miner. 2000. V. 38. P. 1295-1297

135. Sharp Z.D. Oxygen isotope geochemistry of the Al2Si05 polymorphs // American Journal of Science. 1995. V. 295. P. 1058-1076.

136. Schmid-Beurmann P., Knitter St., Cemic L. P-T stability of the lazulite-scorzalite solid-solution series // Mineral. Petrol. 2000. V. 70. P. 55-71.

137. Stoffregen R.G., Alpers C. N. Woodhouseite and svanbergite in hydrothermal ore deposits: products of apatite destruction during advanced argillic alteration // Canad. Miner. 1987. V. 25. P. 201-211.

138. Stoffregen R.G., Cygan G.L. An experimental study of Na-K exchange between alunite and aqueous sulfate solutions // Amer. Miner. 1990. V. 75. P. 209220.

139. Stoffregen R.E., Rye R.O., Wasserman M.D. Experimental studies ofin | /alunite: I. О- О and D-H fractionation factors between alunite and water at 250-450°C // Geochimica et Cosmochimica Acta. 1994. V. 58. P. 903-916.

140. Stoppa F., Cundari A. A new Italian carbonatite occurrence at Cupaell (Rieti) and its genetic significance // Contrib. Miner. Petrol. 1995. V.122. P. 275-288.

141. Soto J.I., Piatt J.P. Petrological and Structural Evolution of High-Grade Metamorphic Rocks from the Floor of the Alboran Sea Basin, Western Mediterranean // J. of Petrology. 1999. V.32. P. 21-60.

142. Sun S., McDonough W.F. Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts: implications for mantle composition and processes // Eds. Saunders A.D., Norry M.J. Magmatism in the ocean basins. Geol. Soc. Special Publ. 1989. № 42. P. 313-345.

143. Treloar P.J., Colley H. Variation in F and CI contents in apatites from magnetite-apatite ores in northern Chile, and their ore-genetic implications // Miner. Mag. 1996. V. 60. P. 285-301.

144. Vannay J-C., Sharp Z.D., Bernhard G. Himalayan inverted metamorphism constrained by oxygen isotope thermometry // Contrib. Mineral. Petrol. 1999. V. 137. P. 90-101.

145. Wise W. S. Solid solution between the alunite, woodhousite, and crandallite mineral series //Neues Jb. Miner. Monatsh. 1975. V. 12. P. 540-545.

146. Wise W.S., Loh S.E. Equilibria and origin of minerals in the system A1203-A1P04-H20 // Amer. Miner. 1976. Vol. 61. P. 409^113.

147. Whitney D.L. Coexisting andalusite, kyanite, and sillimanite: Sequential formation of three Al2Si05 polymorphs during progressive metamorphism near the triple point, Sivrihisar, Turkey // Amer. Miner. 2002. V. 87. P. 405-416.

148. Zheng Y-F., Simon K. Oxygen isotope fractionation in hematite and magnetite: A theoretical calculation and application to geothermometry of metamorphic iron formation // Eur. J. Mineral. 1991. V. 3. P. 877-886.

Информация о работе

Избродин, Иван Александрович
кандидата геолого-минералогических наук
Улан-Удэ, 2006
ВАК 25.00.11

Диссертация

Минеральный состав и генетические особенности месторождений фосфатсодержащих метаморфизованных высокоглиноземистых пород Юго-Западного Забайкалья - тема диссертации по наукам о земле, скачайте бесплатно

Автореферат

Похожие работы