Сравнительная минералогическая характеристика гранатов месторождений Сюреньата и Ингичке

Размещено на http://www.allbest.ru/

МИНИСТЕРСТВО ВЫСШЕГО И СРЕДНЕГО СПЕЦИАЛЬНОГО ОБРАЗОВАНИЯ РЕСПУБЛИКИ УЗБЕКИСТАН НАЦИОНАЛЬНЫЙ УНИВЕРСИТЕТ УЗБЕКИСТАНА ИМЕНИ МИРЗО УЛУГБЕКА

На правах рукописи УДК 549.621.91/92+549.621.98(575.1)

СРАВНИТЕЛЬНАЯ МИНЕРАЛОГИЧЕСКАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА ГРАНАТОВ МЕСТОРОЖДЕНИЙ СЮРЕНЬАТА И ИНГИЧКЕ

5А441204 - Экспертная минералогия

ДИССЕРТАЦИЯ на соискание академической степени МАГИСТРА

Абдуллаева Елена Гасановна

Научный руководитель:

д. г.-м. н. Цой В. Д.

Ташкент 2012

Содержание

Список рисунков

Список таблиц

Введение

1. Общие сведения о месторождении Сюреньата

1.1 История геологической изученности

1.2 Геологическое строение

2. Общие сведения о месторождении Ингичке

2.1 История геологической изученности

2.2 Геологическое строение

3. Типоморфные и минералого-геохимические особенности гранатов месторождений Сюреньата и Ингичке

3.1 Общие сведения о минералах группы гранатов

3.2 Типоморфные особенности гранатов месторождений Сюреньата и Ингичке

3.3 Минералого-геохимические особенности гранатов месторождений Сюреньата и Ингичке

4. Оценка ювелирных качеств гранатов месторождений Сюреньата и Ингичке

4.1 Исторический очерк

4.2 Оценка ювелирных качеств гранатов месторождений Сюреньата и Ингичке

5. Сравнительная характеристика гранатов месторождений Сюреньата и Ингичке

Заключение

Список использованной литературы

сюреньата ингичке гранта месторождение

Список рисунков

1.	Рис.1.2.1 Схематическая геологическая карта месторождения Сюреньата.
2.	Рис.2.2.1 Схематическая геологическая карта месторождения Ингичке.
3.	Рис. 3.1.1 Кристаллы граната (обычно распространенные).
4.	Рис.3.2.1 Схема зональности скарнов по Д. Н. Коржинскому.
5.	Рис.3.2.2 Реликты эпидота в скарнах (в параллельных и скрещенных никелях). Месторождение Сюреньата. Увеличение 52 раза.
6.	Рис.3.2.3 Сплошная масса гроссуляра с кальцитом (в параллельных и скрещенных никелях). Месторождение Сюреньата. Увеличение 52 раза.
7.	Рис.3.2.4 Реликты пироксена в гранате при параллельных никелях. Месторождение Сюреньата. Увеличение 52 раза.
8.	Рис.3.2.5 Контакт пироксена с гранатом при параллельных никелях. Месторождение Сюреньата. Увеличение 52 раза.
9.	Рис.3.2.6 Андрадит в срастании с пироксеном (в параллельных и скрещенных никелях). Месторождение Ингичке. Увеличение 18 раз.
10.	Рис.3.2.7 Моноклинный пироксен с хлоритом (в параллельных и скрещенных никелях). Месторождение Ингичке. Увеличение 18 раз.
11.	Рис.3.2.8 Гранат-пироксеновая ассоциация в скарнах (в параллельных и скрещенных никелях). Месторождение Ингичке. Увеличение 18 раз.
12.	Рис.4.1.1 Ограненный пироп. Интернет.
13.	Рис.4.1.2 Орден Золотого Руна. Золото, гранаты (пиропы). Сокровищница «Зеленые своды», Дрезден.
14.	Рис.4.1.3 Колт (высокая подвеска) гуннской эпохи. Золото, гранаты (пиропы). Эрмитаж, Санкт-Петербург.
15.	Рис.4.1.4 Неограненные зерна альмандина. Интернет.
16.	Рис.4.1.5 Ограненный уваровит. Интернет.
17.	Рис.4.2.1 Природные кристаллы гроссуляра. Коллекционный образец. Месторождение Сюреньата.
18.	Рис.4.2.2 Ограненный кристалл гроссуляра. Месторождение Сюреньата.
19.	Рис.4.2.3 Отшлифованный гроссуляр в бусах. Месторождение Сюреньата.
20.	Рис.4.2.4 Природный кристалл андрадита. Коллекционный образец. Месторождение Ингичке.
21.	Рис.4.2.5 Ограненный кристалл андрадита. Месторождение Ингичке.

Список таблиц

1.	Таблица 3.1 Химический состав гранатов
2.	Таблица 3.2 Физические свойства гранатов
3.	Таблица 3.3.1 Результаты силикатного анализа гранатов месторождения Сюреньата
4.	Таблица 3.3.2 Результаты силикатного анализа гранатов месторождения Ингичке
5.	Таблица 3.3.3 Результаты спектрального полуколичественного анализа методом просыпки гранатов месторождения Сюреньата
6.	Таблица 3.3.4 Результаты спектрального полуколичественного анализа методом просыпки гранатов месторождения Ингичке
7.	Таблица 4.2.1 Классификация драгоценных камней по Е. Я. Киевленко
8.	Таблица 5.1 Сравнительная характеристика гранатов месторождений Сюреньата и Ингичке

Введение

Актуальность исследований: В реалиях современного мира с его быстро меняющейся экономической ситуацией все более актуальными становятся вопросы диверсификации ассортимента, в том числе и в области поисков и добычи минерального сырья. В связи с этим в настоящее время происходит переориентация Госкомгеологии РУз на различные, не только благородные и цветные металлы, виды полезных ископаемых. В том числе это касается и создания минерально-сырьевой базы для ювелирной и камнеобрабатывающей отраслей. В связи с вышеизложенным представляется целесообразным всесторонне изучить гранаты месторождений Сюреньата и Ингичке с целью выявления их ювелирной пригодности.

Цель исследований: Цель данных исследований Ї дать сравнительную минералогическую характеристику гранатам месторождений Сюреньата и Ингичке и определить их ювелирную пригодность.

Задачи исследований: Основными задачами, решаемыми в данной работе, являются следующие:

-микроскопическое изучение минеральных ассоциаций;

-выявление типоморфных особенностей гранатов месторождений Сюреньата и Ингичке;

-выявление минералого-геохимических особенностей гранатов месторождений Сюреньата и Ингичке;

-оценка ювелирных качеств гранатов месторождений Сюреньата и Ингичке;

Фактический материал: Геологические карты месторождений Сюреньата и Ингичке, образцы гранатов месторождений Сюреньата и Ингичке.

Практические результаты: Полученные данные могут быть использованы при проведении поисковых работ и построении геолого-геохимических моделей на вновь исследуемых площадях или при поисках во фланговых частях уже известных месторождений, а также в качестве эталона при оценке ювелирных свойств гранатов иных месторождений.

Апробация работы: Материалы по теме магистерской диссертации были доложены на конференциях «Взгляды студентов бакалавров и магистров на современные проблемы геологии» в 2012 г. в НУУЗ. Они были также опубликованы в сборниках научных трудов конференции. Магистерская диссертация обсуждалась на предварительной защите, проходящей на кафедре «Геохимия, минералогия и петрографии» НУУз.

Результаты исследований: Получены новые сведения о типоморфных, минералого-геохимических и ювелирных свойствах гранатов месторождений Сюреньата и Ингичке.

Структура и объем диссертации: Объем магистерской диссертации 78 страниц. Она состоит из введения, 5 разделов, заключения, списка использованной литературы, 21 рисунка и 8 таблиц.

Благодарности: Магистрант выражает благодарность научному руководителю д. г.-м. н. В.Д. Цою, кафедре «Геохимия, минералогия и петрография» НУУз и заведующему кафедрой к. г.-м. н. А. З. Умарову.

1. Общие сведения о месторождении Сюреньата

1.1 История геологической изученности месторождения Сюреньата

На площади Сюреньатинских гор установлены карьерообразные древние выработки, приуроченные к выходам железорудных залежей на участках Западный, Восточный, Кутырбулак, а также шлаковые поля на северо-западном склоне хребта Сюреньата и на территории прилегающей к хребту Паркент-Нурекатинской впадины, что свидетельствует о добыче железных руд и их переработке предположительно не позднее средних веков.

Первые сведения о геологическом строении месторождения и наличии железных руд приводятся в работах И.М.Евфименко (1933), Б.Н.Наследова (1934), Н.П.Васильковского и К.Н.Вендланда (1942), А.Б.Баталова (1951). Упомянутыми исследователями месторождение Сюреньата относилось к бесперспективным.

В период 1956-1962 гг. на площади месторождения были выполнены геофизические, гидрогеологические исследования и геологоразведочные работы, которыми была установлена его перспективность в качестве железорудного объекта.

В результате продолженных в 1961-1962 гг. поисково-разведочных работ с бурением скважин были уточнены запасы железных руд, проведено обобщение всех геологических материалов, выявлены некоторые закономерности размещения железного оруденения, морфологические особенности рудных залежей и их вещественный состав (Шипунов, Пономарев, Заревич, 1964).

В гематит-гетитовых рудах участка Кутырбулак был установлен германий.

В 1995 г. ГГП «Ташкентгеология» (В.Р.Гейнке) выполнен анализ результатов всех ранее проведенных на месторождении работ, с учетом современных требований, и произведен подсчет запасов железных руд по участкам. По полученным результатам в этом же году институтом НИИ Промтехнология были разработаны технико-экономические расчеты, которыми установлены рентабельность промышленного освоения месторождения Сюреньата.

Площадь гор Сюреньата покрыта геологической съемкой масштабов 1:100000, 1:25000 (А.П.Агафонов, 1967), на ней также проведено ГДП 1:25000 (В.В.Плема, Ю.Х.Ахмедулин, 1972-75 гг., 1976-80 гг.). В процессе геологоразведочных работ 1958-1962 гг. составлена геологическая карта месторождения Сюреньата масштаба 1:10000, геологические карты отдельных участков в масштабах 1:5000 (Кутырбулак) и 1:2000 (Западный, Восточный, Сюреньата).

Наиболее изучены участки Западный и Восточный, на которых при бурении скважин по редкой сети получены пересечения железорудных тел и залежей. В меньшей степени изучены участки Кутырбулак, Ляйлякхона, Сюреньата, Дальний, Турткара, перспективы которых определены изучением поверхности и бурением единичных скважин. Оценка участков Почьярбулак и Акберды базируется на данных изучения поверхности.

В настоящее время на участках Западный и Восточный проводится предварительная оценка. Пробурено около 100 скважин и пройден большой объем канав.

1.2 Геологическое строение месторождения Сюреньата

Скарново-магнетитовое месторождение Сюреньата приурочено к одноименному горному хребту и расположено на территории Бостанлыкского и Паркентского районов Ташкентской области. Площадь рудного поля характеризуется среднегорным рельефом с водоразделом северо-восточного простирания. Абсолютные высотные отметки водораздела в его юго-западном окончании 1400-1550 м, в северо-восточном - 1800-2000 м. Относительные превышения водораздела хребта и его подножий - 100-400 м. Расстояние до асфальтированного шоссе Кумышкан-Паркент - 7-8 км грунтовой дороги, до железнодорожной ветки Ташкент-Чирчик - около 50 км. Электроснабжение возможно от электростанций, находящихся в г.Паркенте (110 квт) и в пос.Кумышкан (35 квт). Основными крупными водотоками являются р.Аксаката, протекающая в 2,5 км от северо-восточной границы месторождения, и Паркентсай - в 1,5 км от юго-восточной его границы.

Месторождение Сюреньата расположено в центральной части одноименных гор, представляющих выступ палеозойского фундамента шириной 3-5 км, протягивающийся в северовосточном направлении на 25 км. На севере фундамент перекрыт чехлом мезокайнозойских отложений, на юге надвинут на них по альпийскому Сюреньатинскому надвигу (граф.прил.1).

В строении месторождения принимают участие в различной степени метаморфизованные отложения франа, фамена и нижнего карбона [13, 15, 16].

Разрез франа D₃fr сложен в разной мере известковистыми тонкообломочными алевролитами, аргиллитами, кремнями, кремнистыми известняками и мергелями, с прослоями доломитов и доломитовых известняков. В пределах месторождения первичные породы сохраняются, главным образом в реликтах, основной их объем в результате контактового метаморфизма преобразован в различные по составу роговики и скарноиды: терригенные разности Ї в биотит-кварцевые роговики, карбонатно-терригенные Ї в диопсид-кварцевые, диопсид (тремолит)-гранатовые известково-силикатные роговики и скарноиды. Мощность образований франского яруса около 380 м.

Перекрываются мощной пачкой отложений фаменского яруса D₃fm (карбонатные породы с прослоями глинистых доломитовых изестняков, мергелей и алевролитов). При доминирующей роли доломитов известняки, как и алевропелитовая составляющая, неравномерно распределены по разрезу и не выдержаны по вертикали и латерали. Прослои мергелей и известковых алевролитов мощностью от 0,1-0,5 до 10-20 м неоднородны, они представляют тонкослоистое (1-2 см) чередование терригенных и терригенно-карбонатных пород с доломитами. Как правило, они более интенсивно дислоцированы, чем вмещающие доломиты, что в совокупности с неоднородным химическим составом служит причиной их интенсивного замещения различными скарнами (диопсид-тремолит-гранат-серпентинового состава), а в последующем - магнетитовым оруденением. Доломиты в зоне контактового метаморфизма преобразованы в мрамора, дедоломитизированные разности, бруситовые, хондродитовые и серпентиновые кальцифиры. Мощность отложений фаменского яруса D₃fm около 550 м.

Завершают разрез карбонатной толщи образования C₁t Ї известковистые аргиллиты и глинистые известняки, известняки, кремнистые известняки с линзами кремней, алевролиты. Мощность отложений турнейского яруса около 650 м.

Магматические образования занимают более половины территории. Это юго-западное погружение Сюреньатинского гранитоидного интрузива С₂, осложненное грабенами и провесами кровли, с широким развитием блок-ксенолитов ранних фаз габбро-диоритов, даек диоритовых порфиритов, поздних штоков и даек лейкогранитов, микросиенодиоритов и диабазовых порфиритов среднепермского возраста.

Структура территории Ї блоковая, при в целом пологом залегании пород на северо-запад. Северное и южное её обрамления осложнены региональными продольными разломами (Железным и Южным), а центральная часть Ї поперечными (субмеридиональными) и диагональными Ї (субширотными и северо-восточными).

Месторождение приурочено к экзоконтакту валообразного поднятия интрузива с терригенно-карбонатными отложениями D₃-C₁. Его естественными геологическими границами являются: с севера Ї Железный разлом, с юга Ї Сюреньатинский надвиг. Восточная и западная границы определяются контурами ореола контактового метаморфизма, огрубленно Ї Западным и Восточным поперечным разломами.

Месторождение Сюреньата является скарново-магнетитовым и включает в себя несколько участков. Помимо них на севере территории известны: рудопроявление Турткара, представленное линейной системой кварц-гематитовых брекчий, Акберды, г.Сюреньата Ї скарновые с гематитом, на западе Ї Кутырбулак Ї гематит-гетитовое и Почьярбулак Ї магнетит-гематитовое.

Полезные ископаемые наряду с вышеупомянутыми месторождениями и рудопроявлениями железа (Сюреньата) представлены рудопроявлениями полиметаллов (Почьярбулак, Кутырбулак) и золота (участок гора Сюреньата).

В результате проведенных геологоразведочных работ [3] на месторождении Сюреньата предварительно оценены следующие прогнозные ресурсы полезных ископаемых:

1. Железные руды- 48,53 млн.тонн

2. Борный ангидрит-0,2 млн.тонн

3. Медь- 38,5 тыс.тонн

4. Кобальт-1200 тонн

5. Висмут-1500 тонн

6. Серебро- 168,5 тонн

7. Марганец- 23,7 тыс.тонн

8. Ванадий- 3,6 тыс.тонн

9. Германий- 15-30 тонн

Схематическая геологическая карта месторождения Сюреньата (составил Ушаков В. Н.)

Рис. 1.2.1 Схематическая геологическая карта месторождения Сюреньата

2. Общие сведения о месторождении Ингичке

2.1 История геологической изученности месторождения Ингичке

Скарново-шеелитовое месторождение Ингичке было открыто в 1941 году.

Через год одновременно с геологоразведочными работами началась отработка вначале старателями, а затем с 1950 года Ингичкинским рудоуправлением.

Стационарные геологоразведочные работы, включающие геологическую съемку, поиски, поисково-разведочные работы, предварительную и детальную разведки, продолжались до 1960 года вначале трестом «Средазцветметразведка», а с 1957 года трестом «Самаркандгеология». В 1964-68 гг. геологоразведочные работы были возобновлены. В течении всего этого времени разведки месторождения работы проводились большим коллективом работников, возглавляемых Ф. Д. Полкопиным, С. А. Денисовым, Н. Д. Ушаковым, Г. В. Горевым, В. Е. Минеевым, А. Д. Мулуховым, Г. Ф. Максимовым, Ю. К. Мелешкиным. С 1970 года детальные геологоразведочные работы на месторождении проводились Ингичкинской ГРП.

Попутно с разведкой месторождения и поисками в Зирабулак-Зиаэтдинских горах осуществлялось геологическое картирование. В 1942 году М. Х. Гумарова проводила геолого-съемочные работы в масштабе 1:50 000 в восточных и западных частях Зирабулакских гор. В период 1944-45 гг. геологическое картирование этих площадей было возобновлено К. Н. Вендландом, А. С. Аделунгом, А. М. Соколовой и др. В 1951-53 годах с целью детальной расшифровки стратиграфии палеозойских толщ была поставлена геологическая съемка масштаба 1:25 000. Съемку проводили Е. Ф. Смирнова, Л. П. Данильченко, Л. Я. Казанцева, М. П. Рыжов. С 1963 по 1966 год район месторождения вновь покрывается геологической съемкой масштаба 1:25 000, а с 1979 по 1984 года осуществлялось его геологическое доизучение коллективом геологов под руководством Е. И. Барковской. В 1975-78 годах А. А. Шапкиным в восточной погребенной части палеозойского складчатого комплекса проведено глубинное геологическое картирование масштаба 1:100 000.

Тематические работы в районе были начаты в 1946 году и продолжались с перерывами до 1986 года. Минералогия скарново-рудных тел месторождения в начальный период (1945 год) изучалась З. А. Королевой, а в более позднее время (1948-54 года, 1956-60 года, 1965-67 года) Н. В. Лиценмайер. С 1946 по 1959 год проводились работы по выяснению структурно-геологических условий размещения скарново-рудных тел А. В. Королевым, П. А. Шехтманом, Н. П. Королевой, В. А. Тарасовым, Н. А. Никифоровым, Н. Д. Ушаковым, А. В. Апколоновым, Е. М. Кадысевым. В 1959-60 гг. на месторождении работали два отряда от Института геологии АН УзССР, возглавляемые М. С. Кучуковой и М. И. Исмаиловым. В 1977-82 гг. В. Н. Ушаковым проводились тематические работы по оценке их перспектив на различные полезные ископаемые. В 1975-79 гг. Ф. Х. Агишевой, А. Н. Володиным, В. Д. Отрощенко и др.проводился анализ закономерностей размещения и оценка достоверности геологоразведочных работ на месторождении Ингичке. В 1979-82 гг. Г. А. Кирилловым и др.проводились работы по изучению фациальных и литогеохимических факторов контроля вольфрамового и золотого оруденения в Зарафшано-Алайской зоне, в том числе и на месторождении Ингичке. Начатые им работы были продолжены Н. И. Джантугановым и Б. Ф. Мирзоевым. В 1983-86 гг. Сыпкинской геолого-поисковой партией Зарафшанской ГПЭ проводились детальные поиски вольфрамовых руд под руководством В. Л. Шадрина.

Первые геофизические исследования были проведены В. Н. Перепеленко в 1949 году. В 1956 году были начаты опытно-производственные геофизические работы А. Н. Захаровой и др., а в 1958 году Ї Д. М. Граменицким. В 1966-67 гг. В. Н. Колубановым и др.выполнена магниторазведка масштаба 1:50 000. В 1966-68 гг. Н. И. Оранским и др.на площади Зирабулакских гор была проведена гравиметровая съемка масштаба 1:50 000, решившая задачи регионального плана. В 1966-72 гг. Т. Э. Видусовым и др.проведены тематические работы по обобщению геофизических материалов, выполненных в районе Зирабулак-Зиаэтдинских гор. В 1971-73 гг. на месторождении В. Е. Нестерчуком проведены опытно-методические работы методом сейсморазведки МОВ. В 1975-78 гг. А. А. Шапкиным и др.при производстве среднемасштабного геологического картирования проведена сейсморазведка. В 1980-84 гг. Б. М. Скоробогатовым и др.выполнялись общие глубинные поиски восточного окончания Зирабулакских гор комплексом геофизических методов. В 1979-84 гг. при производстве ГДП восточного окончания Зирабулакских гор в крайней южной и северной частях месторождения Ингичке выполнены электроразведка методом ВП (масштаб 1:25 000) и магниторазведка масштаба 1:25 000. Каротажные исследования на месторождении были начаты в 1956 году. С 1964 года каротажные работы проводились Приташкентской геофизической экспедицией, в дальнейшем до 1973 года Ї отрядом Партии скважинной геофизики Зарафшанской экспедиции треста «Самаркандгеология». С 1971 года геофизические исследования в скважинах месторождения проводила Комплексная геолого-геофизическая партия Среднеазиатской ГРЭ.

Геохимические исследования в районе месторождения начались с металлометрических съемок масштабов 1:25 000, 1:50 000 (1953 год, 1964 год, И. П. Карпеев, Б. А. Горшков). С 1964 по 1967 год В. Н. Ушаковым были изучены закономерности распределения элементов на Ингичкинском месторождении. Тематическими работами по обобщению материалов металлометрических съемок (Т. Э. Видусов и др., 1966-72 гг., Г. Н. Коробейников и др., 1970-73 гг.) определена геохимическая специализация для всего района Зирабулак-Зиаэтдинских гор. В 1975-79 гг. В. Д. Отрощенко провел геохимические исследования на месторождении.

В 1996 году месторождение Ингичке было законсервировано.

2.2 Геологическое строение месторождения Ингичке

Скарново-шеелитовое месторождение Ингичке административно-территориально располагается в Самаркандской области. Рельеф района расчленен относительно слабо, абсолютные высотные отметки колеблются в пределах от 700 до 850 метров. Самыми высокими точками площади являются высотные отметки 1018 м и 1054 м, не имеющие географического названия. Основными водными артериями в пределах описываемого района являются Карнабсай, Сыпкисай и Темсай и ряд более мелких саев, которые обводнены только ранней весной, а ближе к началу лета все они пересыхают. Климат района резко-континентальный с холодной зимой и жарким засушливым летом. Температуры колеблются от -25єС зимой до +45єС летом.

Скарново-шеелитовое месторождение Ингичке расположено в юго-восточной части Зирабулакских гор и приурочено к восточному контакту Зирабулакского интрузива с терригенно-карбонатными образованиями пьязынской свиты (граф.прил.2).

Разрез лудлова S₂ld (пьязынская свита) представлен доломитами, доломитовыми известняками с прослоями и линзами известняков. Мощность 650-700 м. Карбонатные породы этой свиты преобразованы в средне-, крупно- до гигантозернистых мраморов (т.н. кальцитовых пород) [12, 14, 17].

Меловые отложения представлены сукайтинской, карнапской и тымской свитами.

Сукайтинская свита (K₂cm-K₂t) делится на три подсвиты. Нижняя Ї зелено-серые песчаники с прослоями глин, алевролитов, гравелитов и конгломератов, мощность Ї 10-30 м. Относится к среднему-верхнему сеноману. Средняя Ї серые, зелено-серые глины с маломощными прослоями алевролитов и песчаников, мощность 10-90 м. Относится к нижнему и среднему турону. Верхняя Ї серые, красные песчаники, ракушечники, глины, алевролиты, мощность Ї 10-100 м. Относится к среднему турону. Сверху трансгрессивно залегает на палеозое, перекрывается с размывом карнапской свитой.

Карнапская свита (K₂t-K₂st) делится на три подсвиты. Нижняя Ї зелено-серые, красные песчаники, гравелиты, глины, алевролиты, мощность Ї 50-70 м. Условно относится к верхнему турону. Средняя Ї зелено-серые глины, алевролиты, песчаники, мощность Ї 30-90 м. Относится к коньяку. Верхняя Ї красные, серые, розовые песчаники, алевролиты, глины, ракушечники, мощность Ї 26-40 м. Относится к сантону. Ложится с размывом на сукайтинскую свиту, перекрывается с размывом тымской свитой.

Тымская свита (K₂cp-K₂m) представлена серыми, зелено-серыми песчаниками, песками с прослоями глин и известняков, мощность Ї 10-245 м. Залегает с размывом на карнапской свите, перекрывается четвертичными отложениями.

Интрузивные породы представлены биотитовыми и лейкократовыми гранитами позднекарбонового возраста. Биотитовые граниты Ї продукт главной фазы Зирабулакского интрузива. Лейкократовые граниты образуют штоки, дайки, пластообразные залежи среди биотитовых гранитов и вмещающих карбонатно-терригенных пород. Площадь залежей составляет 1 км², по вертикали дайки прослежены 300-500 м, штоки Ї до 150 м. Широкое развитие имеют догранитоидные дайки лампрофиров и послегранитоидных даек лейкогранитов. Первые образуют мощный веерообразный пояс даек северо-восточного меридионального простирания, подчеркивающего проекцию глубинного разлома фундамента. Дайки лейкогранитов формируют поле субширотного северо-западного направления, отмечаются отдельные дайки северо-восточного простирания. В целом этот пояс маркирует глубинную корневую систему, а локальные сгущения даек Ї также и границы крупных валообразных поднятий кровли интрузива.

Структурно рудное поле оформлено как горст, ограниченный полигональной системой крупных разломов с амплитудами вертикального смещения до 1-2 км, горизонтального Ї до 5 км. С юго-востока и юго-запада Ї это Джинский и Алтыаульский сдвиги, с севера Ї Шаувазский сброс, с запада Ї условно Каттасайский сбросо-сдвиг. В целом система этих разломов с учетов альпийской активизации формирует кольцевую структуру, которая в общих чертах повторяет контур поверхности интрузива. Морфология последнего в пределах рудного поля определяется крутыми северной и восточной стенками, непосредственно сопряженными с корневой системой и служащими главными рудоподводящими каналами, и полого падающим под интрузив южным контактом, формирующим лакколитовую составляющую массива. Непосредственно внутри рудного поля кровля интрузива пологая, характеризуется системой валов и рудораспределяющих прогибов.

Скарново-рудные тела приурочены непосредственно к контакту гранитоидного массива и, частично, к мелким телам аляскитов с мраморами. Геохимическая специализация скарнов характеризуется повышенными концентрациями олова, висмута, ниобия, германия, меди, молибдена. Полезными компонентами для комплексного извлечения могут служить редкие земли в шеелите, висмут в самородном виде и в сульфидах. Попутными компонентами могут служить висмут, германий, олово.

Схематическая геологическая карта месторождения Ингичке (составил Шадрин В. Л.)

Рис. 2.2.1 Схематическая геологическая карта месторождения Ингичке

3. Типоморфные и минералого-геохимические особенности гранатов месторождений Сюреньата и Ингичке

3.1 Общие сведения о минералах группы гранатов

К гранатам относится обширная группа минералов с общей формулой A₃B₂[SiO₄]₃, где A = Mg, Fe**, Мn**,Са и B=Al, Fe***, Мn*** [1]. Среди них особенно многочисленны минеральные виды двух изоморфных рядов:

1. Альмандиновый ряд (пиральспиты) Ї (Mg, Fe, Mn)₃Al₂ [SiO₄]₃:

Пироп - Mg₃Al₂ [SiO₄]₃

Альмандин - Fе₃ Al₂ [SiO₄]₃

Спессартин - Mn₃Al₂ [SiO₄]₃

2. Андрадитовый ряд (уграндиты) - Ca₃(Al Fe, Cr)₂[SiO₄]₃:

Гроссуляр - Ca₃Al₂ [SiO₄]₃

Андрадит - Ca₃Fe₂[SiO₄]₃

Уваровит - Ca₃Cr₂ [SiO₄]₃

Гипотетические члены ряда гранатов не встречаются в чистом виде, но могут слагать значительную часть в природных минералах.

Кноррингит Mg₃Cr₂(SiO₄)₃.

Кальдерит Mn₃Fe₂(SiO₄)₃.

Скиагит Fе₃Fe₂(SiO₄)₃.

Голдманит Са₃V₂(SiO₄)₃.

"Гранатус" по-латыни Ї подобный зернам. Название дано по сходству цвета первоначально изученных кристалликов граната с цветом зернышек в плодах гранатового дерева. "Вениса" - старое русское название гранатов. Происхождение названий отдельных минеральных видов различно.

Пироп Ї от греческого "пиропос" - подобный огню; назван за его тёмнокрасный цвет.

Альмандин Ї искаженное название местности Алабанда, где в старые времена гранили камни ("алабандская вениса" Плиния).

Спессартин Ї по местности Спессарт в Баварии.

Гроссуляр Ї так была названа бледнозеленая разность (по ботаническому названию крыжовника); в 1790 г. она была открыта акад. Э. Лаксманом по р. Вилюю (Восточная Сибирь).

Эссонит (гессонит) Ї железистая разновидность гроссуляра коричневого цвета из Цейлона.

Андрадит Ї по имени португальского минералога д'Андрада, описавшего в 1800 г. марганцево-железистый гранат.

Демантоид Ї прозрачная зеленая разность андрадита (в россыпях р. Бобровки на Урале).

Уваровит Ї в честь министра Уварова; открыт на Урале (анализ был произведен академиком Г. И. Гессом в 1832 г.).

Шорломит является богатой титаном разновидностью андрадита.

Теоретический химический состав главных минеральных видов приведен в таблице 3.1.

Mg и Fe**, а также Fe** и Mn** в рассматриваемой группе минералов неограниченно заменяют друг друга, давая любые соотношения, но магнезиально-марганцовистый гранат редок. Что касается трехвалентных элементов, то они могут широко заменять один другой. Правда, хромсодержащие гранаты в природе встречаются очень редко.

Из примесей в незначительных количествах иногда присутствуют K₂O, Na₂O, а также P₂O₅, V₂O₅, ZrO₂, BeO и др.

Таблица 3.1

Химический состав гранатов (в весовых %)

Минералы	MgO	FeO	MnO	CaO	Al2O8	Fe2O3	Cr2O3	SiO2
Пироп	29,8	-	-	-	25,4	-	-	44,8
Альмандин	-	43,3	-	-	20,5	-	-	36,2
Спессартин	-	-	43,0	-	20,6	-	-	36,4
Гроссуляр	-	-	-	37,3	22,7	-	-	40,0
Андрадит	-	-	-	33,0	-	31,5	-	36,5
Уваровит	-	-	-	33,5	-	-	30,6	35,9

Рис. 3.1.1 Кристаллы граната (обычно распространенные)

Сингония кубическая; гексаоктаэдрический в. с. 3L44L366L29PC. Кристаллы вообще чрезвычайно характерны для гранатов. Облик кристаллов. Наиболее распространенной является форма ромбического додекаэдра (110) (рис. 3.1), реже в комбинации с тетрагон-триоктаэдром (211). Последняя форма может быть представлена и самостоятельно, причем грани бывают покрыты штрихами, параллельными длинной диагонали. Крайне редко встречаются грани куба или октаэдра. Двойники срастания по (210) представляют также большую редкость. Гранаты часто встречаются в виде сплошных зернистых масс.

Цвет гранатов варьирует весьма широко. Бесцветные прозрачные разности редки. Наиболее обычные цвета различных минералов приведены в таблице 3.2. Гранаты синего цвета не встречаются.

Хромсодержащие гранаты обычно окрашены в ярко-зеленый цвет, а иногда, при малом содержании хрома Ї в красный. В зеленый цвет иногда окрашены и некоторые прозрачные разности андрадита (демантоид). Вообще каких-либо строгих закономерностей окраски гранатов в зависимости от их состава не установлено. Черта белая или светло окрашенная в различные оттенки. Блеск жирный, стеклянный, иногда близкий к алмазному (андрадит) или алмазный (шорломит). Показатели преломления главных минеральных видов приведены в таблице 3.2. Они увеличиваются по мере увеличения содержания FeO, Fe₂O₃ и TiO₂. Твердость 6,5-7,5. Более высокой твердостью обладают альмандин, пироп и спессартин (7-7,5). Спайность несовершенная по (110), обычно отсутствует. Излом неровный. Удельный вес 3,5-4,2 (таблица 3.2).

Макроскопически легко узнаются по характерному облику кристаллов, жирному блеску, высокой твердости и сравнительно большому удельному весу.

Таблица 3.2

Физические свойства гранатов

Минерал и состав	Уд.вес	Цвет	N
Пироп Ї Mg3Al2[SiO4]3	3,51	Тёмнокрасный, разовато-красный, черный	1,705
Альмандин Ї Fe3Al2[SiO4]3	4,25	Красный, буро-красный, черный	1,830
Спессартин Ї Mn3Al2[SiO4]3	4,18	Тёмнокрасный, оранжево-желтый, бурый	1,800
Гроccуляр Ї Ca3Al2[SiO4]3	3,53	Медово-желтый, бледно-зеленый, бурый, красный	1,735
Андрадит Ї Ca3Fe2[SiO4]3	3,75	Желтый, зеленоватый, буро-красный, черный	1,895
Уваровит Ї Ca3Cr2[SiO4]3	3,52	Изумрудно-зеленый	1,870
Шорломит Ї Са3(Аl,Fе,Ti)[Si,Ti)O4]3	3,88	Черный, буровато-черный	2,0

В пламени паяльной трубке, за исключением хромовых гранатов, более или менее легко плавятся, особенно андрадит и близкие по составу к нему разновидности. При сплавлении дают шарики, окрашенные в различные цвета. Железистые разновидности при этом становятся магнитными. С бурой и фосфорной солью многие из них реагируют на Fe, Mn и Cr. В HCl лишь андрадит растворяется с большим трудом, выделяя студенистый кремнезем. Остальные разлагаются только после сплавления.

Оптические и рентгеновские параметры, а также плотность гранатов связаны между собой и изменяются линейно с изменением состава [5].

Гранат крайне феррофильный минерал; он проявляет наибольшее химическое сродство к железу относительно магния и имеет очень плотную структуру. В безводных железомагнезиальных минералах это сродство понижается по следующему ряду: гранат Ї ортопироксен (гиперстен) Ї сапфирин Ї клинопироксен (кальциевая разновидность) Ї кордиерит. Последний минерал -- магнезиофильный и имеет очень большой молекулярный объем. В связи с возрастанием давления железистые кордиериты легко разрушаются, замещаясь альмандиновым гранатом. В отличие от них крайне магнезиальные кордиериты сохраняются до относительно высокого давления (более 108 Па). Далее они распадаются на глиноземистый энстатит и силлиманит или кианит. Пироповые (магнезиальные) гранаты устойчивы в условиях очень высокого давления.

В породах гранат-кордиеритовых минеральных ассоциаций с ростом давления происходит понижение железистости, что видно в гранат- и кордиеритсодержащих силлиманитовых (андалузитовых) гнейсах и роговиках.

Наибольшим распространением пользуются гранаты контактово-метасоматического происхождения, возникающие в результате реакций преимущественно кислых магм с карбонатными породами (известняками и доломитами) в условиях сравнительно высоких температур. Нередко встречаются в виде сплошных масс (гроссуляр и андрадит) или входят в состав скарнов, состоящих главным образом из известковистых силикатов: диопсида, геденбергита, эпидота, везувиана, иногда волластонита, актинолита, хлоритов, гельвина и др. Андрадитовые скарны содержат также рудные минералы.

Реже встречаются месторождения гранатов (главным образом альмандина), возникшие под воздействием кислых магм на основные метаморфические породы (амфиболиты, роговообманковые гнейсы, роговообманково-хлоритовые породы и др.), особенно если последние наблюдаются в виде ксенолитов среди изверженных пород.

Как новообразования гранаты широко распространены также в кристаллических сланцах: слюдяных, хлоритовых, тальковых, амфиболовых и др. Состав образующихся гранатов зависит от состава исходных горных пород. При метаморфизме пород, богатых Al и Fe, образуется альмандин, известковистых пород Ї гроссуляр, магнезиально-глиноземистых пород Ї пироп и т. д. В кристаллах гранатов, достигающих иногда значительных размеров (до 1 см и больше), нередко устанавливаются включения посторонних минералов, образующихся в сланцах. В парагенезисе с ними довольно часто наблюдаются мусковит, биотит, кварц, дистен, силлиманит, графит, рутил, магнетит и др.

Уваровит и другие богатые хромом гранаты довольно часто наблюдаются в виде хорошо образованных кристаллов в ассоциации с хромшпинелидами и хромовыми хлоритами в пустотах (главным образом в трещинах) среди месторождений хромистых железняков в ультраосновных изверженных горных породах (Сарановское месторождение на Урале).

В процессе выветривания гранаты, как относительно стойкие в химическом отношении минералы, переходят в россыпи. Однако железистые гранаты при интенсивных процессах выветривания разлагаются, образуя бурые железняки в виде железных шляп. Еще легче разрушаются марганцовистые гранаты с образованием гидроокислов марганца.

Прозрачные и полупрозрачные, красиво окрашенные гранаты используются в ювелирном деле. К драгоценным камням обычно относятся следующие (в порядке возрастания их ценности: альмандин, пироп, родолит, гессонит, гроссуляр, топазолит, демантоид. Хорошо оформленные кристаллы, щетки и друзы представляют собой прекрасный коллекционный материал. Наиболее популярны кристаллы непрозрачного и полупрозрачного альмандина однородного или зонального строения, окрашенные в темно-вишневые, буровато-коричневые и буровато-красные цвета. Источником таких кристаллов и штуфов чаще всего являются силлиманитсодержащие кварц-биотитовые сланцы (месторождения Китель в Карелии, Макзабак на Кольском полуострове, Россия; Форт Врангель, США и др.) И в меньшей степени мусковит-берилловые гранитные пегматиты (Украина, Россия, Мадагаскар, Бразилия).

Высокой декоративностью характеризуются сростки кристаллов и друзы андрадита и гессонита из месторождений в известковых скарнах (Дашкесан в Азербайджане и Синереченское месторождение коллекционного андрадита в Приморье). Красивые сростки альмандина встречаются в кристаллических сланцах некоторых месторождений Карелии.

Очень эффектно выглядят щётки мелких (1--5 мм) блестящих кристаллов граната, преимущественно андрадита. Повышенную ценность имеют щётки редких и красиво окрашенных разновидностей андрадита -- зелёного демантоида и медово-жёлтого топазолита, покрывающие стенки минерализованных трещин в ультрамафитовых породах. Сравнительно редким и высоко ценимым декоративным коллекционным материалом являются щётки изумрудно-зеленого уваровита, развивающиеся в трещинах хромитовых руд. Размеры кристаллов уваровита в поперечнике обычно не превышают 1,0 мм, и щётки, содержащие индивиды размером 3 мм и более, относятся к уникальным. Основная масса коллекционных щеток уваровита добывается на Сарановском хромитовом месторождении на Урале. За рубежом проявления уваровита известны в Финляндии и Канаде.

Определенное коллекционное значение могут иметь гранаты кимберлитов, включенные в породу. Это главным образом пурпурно-красные, красные и оранжево-красные хромсодержащие пироп-перидотитового парагенезиса и оранжевые кальцийсодержащие пироп-альмандины эклогитового парагенезиса.

Гранаты, обладающие высокой твердостью (альмандин, пироп, спессартин), широко применяются в качестве абразивного материала. Для этой цели более пригодны гранаты, образовавшиеся в виде изолированных сравнительно крупных кристаллов, нежели гранаты из сплошных зернистых масс. Около 90% гранатов идет на изготовление так называемой гранатовой бумаги или полотна, употребляемых преимущественно для полировки твердых пород дерева (дуба, ореха, клена, красного дерева и др.), шлифования зеркальных стекол, полировки кожи, твердого каучука, целлулоидных и других изделий.

Для получения абразивных материалов гранатсодержащие породы подвергаются специальному обогащению. Промышленными считаются породы, содержащие более 10% хорошо образованных крупных кристаллов (более 1см в поперечнике).

Наиболее широким развитием гранаты пользуются в скарнах. Они являются постоянными спутниками магнетитовых месторождений контактового происхождения: гора Магнитная, гора Высокая, гора Благодать (Урал), Дашкесан (Закавказье) и др. С гранатовыми скарнами бывают связаны также месторождения шеелита.

3.2 Типоморфные особенности гранатов месторождений Сюреньата и Ингичке

В последние годы большинство исследователей приходят к выводу, что скарновые месторождения Ї это объекты сложного генезиса, полигенные и неоднородные [4, 6, 10, 11].

Скарнами обычно называют породы известково-силикатного состава, образовавшиеся метасоматическим путем чаще всего (но не всегда) в приконтактовой области интрузивов среди карбонатных, реже Ї силикатных пород.

Скарны образуются в результате комбинированного воздействия тепла интрузий и горячих минерализованных газово-жидких водных растворов. Состав растворов - преимущественно хлоридные анионы, Ca и Na - катионы. Растворы pH - нейтральные.

Изменения во вмещающих интрузию породах протекают в два этапа:

1) При становлении любого интрузивного тела вмещающие породы испытывают термальный изохимический метаморфизм. По сланцам образуются роговики, по песчаникам Ї кварциты, по известнякам Ї мраморы. Зоны этих преобразований развиваются вокруг интрузии на любой глубине и при любом давлении.

2) Под влиянием тепла и флюидов, исходящих из интрузии, в ее экзоконтактах и затвердевших эндоконтактах протекают аллохимические метасоматические процессы, образовавшие скарны. Эти явления происходят на небольших глубинах, где внутреннее флюидное давление в состоянии преодолеть литостатическую нагрузку. Оптимальный диапазон глубин скарнообразования 0,5-2,5 км (гипабиссальная зона).

Скарны являются самыми ранними и высокотемпературными метасоматитами. На основании геологических данных и экспериментальных разработок в настоящее время модель скарнового процесса можно представить в 4-стадийном виде:

1) Стадия контактового изохимического метаморфизма, протекающего при температуре 900-650С и сопровождающего внедрение магмы. Образуются ореол светлых, безрудных диопсидовых роговиков и мраморов.

2) Ранняя скарновая стадия (проявляется спорадически, занимая примерно одну десятую периметра интрузии). Температура - 650-500 С. Возникают сухие (без водосодержащих минералов) темные эндо- и экзоскарны, состоящие из мелкозернистых пироксенов и гранатов, а также светлые (волластонит-плагиоклазовые) скарны.

3) Поздняя гидросиликатная стадия скарнообразования протекает при температуре 500-400С. Здесь возникают крупнозернистые перекристаллизованные гранаты и клинопироксены, скаполит, водосодержащие силикаты (гидрогранаты, роговая обманка, везувиан, эпидот, ильваит), магнетит и гематит, сульфиды, кварц, кальцит. Гидросиликатные скарны образуют, как правило, систему гнезд и прожилков в более ранних скарнах, а также обособленные жильные и штокверковые тела в роговиках и интрузивах.

4) Заключительная гидротермальная стадия. Температура 400-150 С. Возникают разнообразные минеральные ассоциации (кварц, карбонаты, сульфиды и сульфосоли, гематит и др.), накладывающиеся на ассоциации предыдущих стадий.

Собственно скарновая минеральная ассоциация возникает в интервале 900-500С.

Образование скарнов наиболее полно объясняется инфильтрационно-диффузионной гипотезой Д. С. Коржинского. Гипотеза базируется на концепции биметасоматоза, протекающего на разогретом контакте карбонатных и силикатных пород. Здесь возникает неравновесная химическая система и начинается встречно-диффузионный отток элементов из областей их повышенной концентрации. На фронтах подобных миграций происходят реакции между соединениями в растворе и между раствором и породообразующими минералами. При разной подвижности элементов в направлении к фронту диффузии будет происходить понижение их концентрации в растворе с различной скоростью, обусловливая зональность минеральных парагенезисов. Относительная подвижность зависит от температуры процесса. По степени подвижности элементы, участвующие в метасоматозе, разделяют на 4 группы:

1) весьма подвижные (H₂O, CO₂);

2) вполне подвижные (K, Na, Cl, S);

3) ограниченно подвижные (Ca, Mg, Fe, Si, O₂);

4) малоподвижные (инертные) (P, Ti, Al). Подвижность соединений из групп "3" и "4" весьма зависит от температуры и давления среды.

Согласно данной концепции, месторождения формируются в зоне границы силикатных и карбонатных пород в связи с циркуляцией горячих растворов, обогащенных химическими соединениями: а) выносимыми из глубинных магматических очагов; б) заимствованными из пород на пути движения флюидов. В точках входа в систему скарнообразования преобладают привносимые соединения. Далее их роль сокращается и процесс протекает за счет встречной диффузии элементов силикатных и карбонатных пород. В результате основная масса ранних скарнов образовалась биметасоматическим образом, а рудные месторождения связаны с мощным воздействием постмагматических растворов, циркулировавших в трещинных зонах (скарны Ї очень хрупкие породы, поэтому при остывании и тектонических подвижках в них образуется масса трещин, облегчающих рудоотложение).

Основные признаки биметасоматических скарнов:

1) расположение скарнов в зоне контакта на границе известняков и силикатов);

2) небольшая мощность залежей из-за малой скорости диффузии;

3) четкая зональность скарнов;

4) развитие скарнов в обе стороны от контакта как результат встречной диффузии компонентов;

5) унаследованность состава (например, гранаты эндоскарнов содержат больше Al, чем гранаты экзоскарнов).

"Классические" биметасоматические скарны составляют менее 20% от общего их числа. Очевидно, в остальных случаях происходит инфильтрационное скарнообразование. Инфильтрационные скарны возникают при просачивании (инфильтрации) флюидов сквозь породы различного состава. Обменные процессы происходят при этом с участием промежуточной среды - транспортирующего флюида. При этом благодаря высокой подвижности растворов, переносимые компоненты проникают на большое расстояние.

Признаки инфильтрационного скарнообразования:

1) скарны размещаются среди карбонатных или силикатных пород вне прямой связи с интрузивным контактом;

2) жильная, трубообразная форма скарново-рудных тел, что обусловлено расположением разрывных нарушений, контролирующих просачивание растворов;

3) большая мощность и протяженность скарновых залежей;

4) слабое проявление зональности;

По В. А. Шарапову выделяют апокарбонатные и апосиликатные инфильтрационные скарны. Первые развиваются при привносе вещества из силикатных пород в карбонатные, вторые - наоборот.

В зависимости от преобладания инфильтрационных или диффузионных процессов возникают весьма разнообразные скарновые месторождения. Процесс скарнообразования при этом протекает многостадийно.

При написании диссертационной работы за основу автором была принята концепция Д. Н. Коржинского.

Согласно данной концепции выделяются экзоскарны, располагающиеся за пределами интрузий, и эндоскарны, находящиеся внутри интрузий (рис.3.2). Эндоскарны образуются после застывания интрузии, экзоскарны Ї главным образом, до ее застывания.

В соответствии с концепцией Д. Н. Коржинского, обобщенная модель скарновой зональной залежи выглядит так:

1) гранитоиды неизмененные;

2) гранитоиды осветленные (появляются дополнительный мусковит и полевые шпаты);

3) гранат-пироксеновые эндоскарны с эпидотом и плагиоклазом;

4) гранатовые экзоскарны;

5) пироксеновые (салитовые) экзоскарны;

6) мраморы или мраморизованные известняки.

Апробация и применимость данной концепции на практике автором была проведена на примере месторождений Сюреньата и Ингичке.

Перед автором стояла задача всестороннего изучения гранатов месторождений Сюреньата и Ингичке. С этой целью были отобраны образцы, из них изготовлены прозрачные шлифы, материал образцов передан в химическую лабораторию ГП «НИИИМР» на спектральный и силикатный анализы.

Скарны месторождения Сюреньата хондродитовые, шпинелево-диопсидовые и диопсидовые. По ним развиваются известковые скарны (гранат-пироксеновые) и эпидозиты.

В составе скарнов месторождения Сюреньата установлены следующие минералы: гранат (гроссуляр), пироксены (диопсид, волластонит), игольчатый эпидот, кальцит, циркон зонального строения, сфен; главные рудные минералы представлены лимонит-гематитовой ассоциацией, магнетитом; сульфиды (пирит, халькопирит, кобальтин, арсенопирит, галенит, сфалерит) присутствуют в небольшом количестве. Пелитовые частицы представлены эпидотом и карбонатом. Рудная минерализация - магнетитовая.

При просмотре прозрачных шлифов автором были выделены минеральные ассоциации, приведенные на рисунках (3.2.2-3.2.5).

Скарновые залежи месторождения Ингичке сложены пироксен-гранатовыми, пироксен-роговообманковыми, гранатовыми, роговообманковыми, везувиан-гранатовыми, пироксен-волластонитовыми разновидностями скарнов. Наиболее распространенный минерал скарнов Ї это пироксен (геденбергит), менее распространены гранат и амфиболы (роговая обманка, актинолит, тремолит). Гранат представлен андрадитовой разностью. Остальные минералы встречаются реже (эпидот, хлорит, сфен). Рудные минералы представлены пирротином, пиритом, халькопиритом, марказитом, реже арсенопиритом, золотом, молибденитом, сфалеритом, галенитом, висмутином. Вторичные изменения представлены хлоритизацией и ожелезнением. Рудная минерализация Ї шеелитовая.

При просмотре прозрачных шлифов автором были выделены минеральные ассоциации, приведенные на рисунках (3.2.6-3.2.8).

Результаты проведенных исследований, применительно к концепции метасоматической зональности Д. Н. Коржинского, позволяют отнести изученные минеральные ассоциации месторождения Сюреньата и Ингичке к гранат-пироксеновой ассоциации эндоскарнов с эпидотом и реликтами плагиоклаза.

Схема зональности скарнов по Д. Н. Коржинскому.

Рис. 3.2.1 Схема зональности скарнов по Д. Н. Коржинскому

Минеральные ассоциации месторождения Сюреньата.

Рис. 3.2.2 (а)

Рис. 3.2.2 (б)

Рис.3.2.2 Реликты эпидота в скарнах (в параллельных и скрещенных никелях). Месторождение Сюреньата. Увеличение 52 раза.

Минеральные ассоциации месторождения Сюреньата.

Рис. 3.2.3 (а)

Рис. 3.2.3 (б)

Рис. 3.2.3 Сплошная масса гроссуляра с кальцитом (в параллельных и скрещенных никелях). Месторождение Сюреньата. Увеличение 52 раза

Минеральные ассоциации месторождения Сюреньата.

Рис. 3.2.4

Рис. 3.2.5

Рис.3.2.4 Реликты пироксена в гранате при параллельных никелях. Месторождение Сюреньата. Увеличение 52 раза.

Рис.3.2.5 Контакт пироксена с гранатом при параллельных никелях. Месторождение Сюреньата. Увеличение 52 раза.

...