Блог

Юминов А. М. , Зайков В. В. , Котляров В. А.
РЕДКОЗЕМЕЛЬНАЯ И РЕДКОМЕТАЛЬНАЯ МИНЕРАЛИЗАЦИЯ В ДАЙКАХ КАРБОНОВЫХ МИКРОГРАНОДИОРИТОВ ЗАПОВЕДНИКА АРКАИМ (ЮЖНЫЙ УРАЛ)

РЕДКОЗЕМЕЛЬНАЯ И РЕДКОМЕТАЛЬНАЯ МИНЕРАЛИЗАЦИЯ

В ДАЙКАХ КАРБОНОВЫХ МИКРОГРАНОДИОРИТОВ ЗАПОВЕДНИКА АРКАИМ (ЮЖНЫЙ УРАЛ)

А. М. Юминов, В. В. Зайков, В. А. Котляров

Институт минералогии УрО РАН, Миасс, Россия

Первые сведения о наличии редкоземельной минерализации на территории заповедника Аркаим появились в 1995 г. [2], когда в аллювиальных отложениях р. Большая Караганка были установлены зерна монацита. Точных данных о местоположении коренного источника не имелось, хотя в то время предполагалось, что минерализация могла быть связана с породамиСуундукского гранитоидного массива, расположенного в 15–20 км от объекта. Однако неокатанная и слабоокатанная форма зерен могла свидетельствовать только об их незначительном перемещении.

Территория заповедника Аркаим характеризуется сложным геологическим строением. Здесь встречаются породы различного генезиса, времени и условий образования. На южном фланге района преобладают вулканогенно-осадочные отложения, формировавшиеся в коллизионную стадию сразу после завершения палеоостроводужного вулканизма [1]. Отложения представлены трахибазальт-трахириолитовыми лавами с прослоями вулканомиктовых песчаников раннекарбонового возраста. В трахириолитах фиксируются магмоподводящие каналы в виде даек микрогранодиоритов. Дайки мощностью 1–3 м располагаются в основании карбонового палеовулкана поперек напластования, имеют субмеридиональное простирание и сопровождаются роговиками. Микрогранодиориты представлены породами светло-серого цвета со слабым зеленоватым оттенком, мелко- и тонкозернистыми, массивными. На периферии они разбиты на плитки до 2–3 см в поперечнике, в центральной части образуют глыбы размером 20–30 см.

В дайках отмечено присутствие кварцевых жил двух направлений: поперечные (более ранние) и продольные (поздние).

Поперечные жилы мощностью не более 0.5 см заполнены мелкозернистым молочно-белым кварцем, практически не содержащим акцессорной минерализации.

Продольные жилы секут поперечные под углом 30–40° и имеют мощность в среднем 1–2 см, в отдельных случаях до 7 см. Жилы сложены желтовато-серым мелкозернистым полупрозрачным кварцем. Местами в них наблюдаются друзовые полости с полупрозрачными кристаллами длинной 0.5–1.0 см. В жилах по трещинам развиты обильные выделения гидроксидов железа, и в большом количестве присутствуют крупные (до 1.5 см) псевдоморфозы лимонита по пириту. Ранее подобные образования были обнаружены при промывке шлихового материала на золото в пролювиальных отложениях Эпидозитового лога [2].

Псевдоморфозы лимонита образуются по правильным кубическим и уплощенно-вытянутым кристаллам пирита, а также разнообразным сросткам. На отдельных гранях сохранена характерная для пирита плоско-параллельная штриховка. Большинство псевдоморфоз разбито сетью ветвистых микротрещин, образованных в процессе дегидратации. В псевдоморфозах выделены четыре вида структур: пятнисто-пористая (развита в центральных частях псевдоморфоз и характеризуется размещением редких зерен минералов в однородной массе гетита); колломорфно-крустификационная (характерна для отдельных периферических участков псевдоморфоз, испытавших наиболее значительную степень выветривания); друзовидно-крустификационная (встречается в полостях наиболее крупных трещин, которые заполняются мелкими разноориентированными пластинчатыми кристаллами; каемчатая (разной мощности, часто разорвана и фиксируется на контактах псевдоморфоз с минералами дайки). Довольно часто все типы структур могут быть отмечены в пределах одного образца.

В составе псевдоморфоз преобладает гетит. Он образует пористые ноздреватые агрегаты и мелко- и скрытокристаллические массы буровато-охристого цвета. В значительно меньшей степени в псевдоморфозах встречаются лепидокрокит в виде землистых агрегатов, реже мелких пластинчатых кристалликов буровато-оранжевого цвета, а также приуроченный к нему маггемит. Большинство псевдоморфоз имеют многочисленные поры и разбиты сетью ветвистых микротрещин, заполненных переотложенным веществом. В некоторых из них присутствуют реликтовые включения сульфидов (халькопирит, пирит) размером до 10 мкм. В псевдоморфозах фиксируются таблитчатые и таблитчато-призматические включения альбита и калиевого полевого шпата размерами до 0.01 мм. Ильменит встречается в виде уплощенных кристаллов (рис. 1) размером до 50 мкм в открытых трещинах, а также в виде корок по обрамлению псевдоморфоз. В последнем случае нередко наблюдаются типичные структуры распада твердого раствора ильменит–магнетит, и образуются минеральные фазы с неправильными расплывчатыми очертаниями (рис. 2). Минералогический анализ выявил присутствие в псевдоморфозах большого количества зерен хорошо ограненных кристаллов апатита (рис. 3) и гематита (рис. 4). Рутил образует выделения, состоящие из пластинок в доли милиметров (рис. 5). По данным микрозондового анализа, в их составе отмечается значительная примесь железа (табл. 1, ан 1–2). В строении пластинок наблюдается чередование полос, сложенных различными продуктами распада. Высокое содержание железа, возможно, связано с наличием псевдорутила, который образуется при изменении ильменита. Отдельные зоны мощностью в первые микроны обогащены WO₃ до 5 мас. %. Появление вольфрамовой специализации в рутиловых агрегатах связано с повышенным содержанием этого элемента в рутилах и типично для даек субщелочного состава во многих регионах.

Повышенный интерес к псевдоморфозам был вызван наличием в них редкоземельной минерализации. Монацит встречается в виде двух морфологических разновидностей: удлинненных зерен размером 10–30 мкм, вытянутых вдоль зерен плагиоклазов, и более крупных (50–100 мкм) изометричных выделений по периферии гетитовых псевдоморфоз (рис. 6). Помимо Се, в составе монацита микрозондовыми исследованиями установлено наличие других редкоземельных элементов: La, Nd, Pr, Sm и Gd. Кроме того, отмечены примеси Nb, Th, Si, Al, Fe, Ca, Na и K. В составе монацита выявлены значительные колебания компонентов в разных зонах кристаллов. Невысокие содержания тория характерны для монацитов, связанных со щелочной магмой.

Ксенотим встречается в виде мелких изометричных зерен совместно с монацитом (см. рис. 3). Кроме иттрия, в нем установлены Dy, Er, Yb, Ho, Tb, Sm и Eu, а также незначительные количества Ti и Fe.

Дальнейшие исследования будут направлены на выявление более масштабной минерализации в рудоносных дайках и определение физико-химических параметров редкоземельной минерализации. Важным является также определение источника золота в рыхлых отложениях, содержащих псевдоморфозы по пириту.

Авторы благодарны Е. В. Белогуб, Н. Н. Анкушевой и М. Н. Анкушеву за помощь в исследованиях.

Работа выполнена при содействии РФФИ (07-05-000260-а) и Министерства образования и науки РФ (РНП.2.1.1.1840).

Литература

1. Зайков В. В. Геологическое строение и полезные ископаемые района музея-заповедника Аркаим // Природные системы Южного Урала / Под ред. Л. Л. Гайдученко. Челябинск. гос. ун-т, 1999. С. 5–36.
2. Масленникова С. П., Юминов А. М.Минеральный состав песчаной фракции рыхлых отложений заповедника Аркаим // Урал. минералог. сборник, № 5. Миасс: ИМин УрО РАН, 1995. С. 155–165.

Подрисуночные подписи к тез. Юминова и др.

Рис. 1. Уплощенный кристалл ильменита (il) c зернами альбита (al) и микроклина (mk) в псевдоморфозе лимонита по пириту.

Рис. 2. Структура распада твердого раствора магнетит (светло-серое)-ильменит (темно-серое).

Рис. 3. Кристалл апатита (ар) с включениями альбита (al) и мелкими зернами ксенотима (ks) в магнетит-ильменитовом агрегате.

Рис. 4. Таблитчатый кристалл гематита.

Рис. 5. Выделение рутиловой фазы (ru) в кристалле ильменита(il).

Рис. 6. Зерна монацита (mon) на контакте с альбитом (al) и гетитом (ge).