Железо-титановые окисные руды, ассоциирующиеся с изверженными горными породами

Минералогия

Главные минералы: магнетит, ульвошпинель, ильменит, рутил, гематит, апатит.

Второстепенные минералы: пирит, халькопирит, маггемит, пирротин.

Вторичные минералы: гематит, рутил, маггемит.

Условия нахождения

Руды представлены тонкими и мощными сплошными полосами железо-титановых окислов или линзами в анортозитовых, габбровых или норитовых сериях в расслоенных комплексах и глубинных интрузивах. Обычно они встречаются также в виде акцессорных минералов в кислых до основных изверженных породах.

Примеры

Аллард-Лейк, Квебек, Канада; Тахавус, Ныо-Йорк, США; габбро Дулут, Миннесота, США; Бушвелдский комплекс, Южная Африка; Эгерсунн, Норвегия.

Минеральные ассоциации и структуры. Железо-титановые окисные руды почти всегда сложены крупными (0,5—1,0 см) изометричными зернами титанистого магнетита с ильменитом или без него. Зерна могут быть мономинеральными, но обычны и пластинчатые продукты распада твердого раствора ульвошпинели, ориентированные вдоль плоскостей (100), или ильменита вдоль плоскостей (111) (рис. 9.9) в магнетите. Размеры таких пластинок колеблются в поперечнике от 0,1 мм до субмикроскопических в «жанеподобных» структурах. Гематит может присутствовать в виде дискретных зерен, но наиболее обычны его каймы вокруг магнетита или ильменита или пластинки внутри зерен этих минералов. Магнетит и ильменит, хотя и похожи с первого взгляда, легко различаются благодаря розовато-сиреневому оттенку и анизотропии ильменита. В ильмените наблюдается характерное для него хорошо развитое пластинчатое двойникование (рис. 9.10), отсутствующее в ассоциирующихся с ним минералах. Ульвошпинель несколько более темная, сероватобурая по сравнению с магнетитом, но их трудно различить, если оба минерала не находятся в контакте. Гематит, напротив, выглядит почти белым по сравнению с магнетитом, ильменитом или ульвошпинелью. Он сильно анизотропен и, если присутствует в виде достаточно крупных зерен, характеризуется красноватыми внутренними рефлексами. Пластинки ильменита в магнетите обычно четко выражены и обладают одинаковой шириной по всей своей длине, тогда как пластинки ильменита в гематите и пластинки гематита в ильмените более линзо- и четковидные (рис. 9.11). Эти срастания ильменита и гематита очень эффектны благодаря заметному различию минералов в цвете, и, увидев однажды, их вряд ли можно спутать с чем-либо.

Фазовые равновесия железо-титановых окислов (рис. 9,12) изучались Баддингтоном и Линдсли, установившими, что растворимость ильменита в магнетите слишком мала (даже вплоть до магматических температур), чтобы можно было объяснить большинство ильменит-магнетитовых срастаний простым распадом твердого раствора. Эти исследователи пришли к выводу, что субсолидусное окисление магнетит-ульвошпинели с последующим образованием ильменит-гематитовых пластинок происходит при охлаждении многих изверженных и метаморфических пород. Они выяснили также, что с помощью сосуществующих равновесных пар титанистого магнетита и ильменита можно проводить одновременное определение температуры и фугитивности кислорода при образовании этих пар минералов. Составы сосуществующих магнетит-ульвошпинели (сплошные линии) и ильменит-гематита (пунктирные линии) в зависимости от температуры и фугитивности кислорода показаны на рис. 9.13.

Титанистый магнетит встречается в разнообразных породах (рис, 9.14) и его следует тщательно изучать под микроскопом, чтобы не пропустить присутствие пластинок распада. Использовать соотношения, приведенные на рис. 9.13, для определения температуры можно лишь применительно к зернам первичного происхождения, состав которых не изменялся при повторном распаде твердых растворов. Изредка небольшие количества магнетита встречаются в ильменит-гематите в виде пластинок, подобных продуктам распада твердых растворов, что, очевидно, связано с проявлением поздних процессов восстановления небольшого масштаба.

Титанистый магнетит обычно содержит до нескольких процентов ванадия, хрома и алюминия, замещающих Fe3+, и марганца и магния, замещающих Fe2+ Если магнетит и ильменит развиваются в виде сосуществующих пар, то в магнетите по сравнению с ильменитом содержится больше V, Cr и Al, но меньше Mn и Mg.

Окисление ильменита и титанистого магнетита приводит к появлению кайм и сложному разнообразию пластинчатых срастаний этих фаз с рутилом, псевдобрукитом и титаногематитом. Стадии такого развития подробно описаны и проиллюстрированы Хаггерти.

Происхождение руд. Рассеянные зерна титанистого магнетита и ильменита в изверженных породах являются, по-видимому, обычными акцессорными минералами, кристаллизовавшимися наряду с вмещающими силикатами. Однако происхождение сплошных магнетит-ильменитовых руд не совсем ясно, но, по-видимому, обусловлено фракционированием их из комплексов основных пород. Предполагаются следующие способы образования этих руд.

Фракционная кристаллизация и гравитационная дифференциация. Этот механизм, объясняющий формирование многих ранних силикатов в дифференцированных интрузивах и многих хромитовых руд, по-видимому, удовлетворительно объясняет и многие аспекты образования полос железо-титановых окисных руд в таких комплексах, как габбро Дулут.

Сегрегация остаточной жидкости. Суть этого процесса изложена Бейтманом следующим образом:

«По мере последовательной кристаллизации и обогащения остаточной жидкости ее плотность начинает превышать плотность силикатных кристаллов, а состав может достигать точки, в которой она представлена в основном окислами железа и титана... На этой стадии возможно следующее: может происходить окончательная кристаллизация с образованием основной изверженной породы с окислами в интерстициях...; остаточная жидкость может быть выжата из кристаллической смеси и внедрена где-нибудь в другом месте...; остаточная жидкость может просачиваться вниз через интерстиции минералов и собираться в нижней части с образованием гравитационных жидких скоплений».

Соотношения Fe-Ti-окислов во многих крупных скоплениях, таких, как слои в Бушвелде или дискордантные тела в Адирондаксе, согласуются с этим механизмом. Ограниченные экспериментальные исследования в системе магнетит—апатит—диорит показывают, что эвтектика в системе наблюдается при составе 2/3 окисла и 1/3 фторапатита, который весьма сходен с составом концентраций окислов в некоторых анортозитах. Эти данные подтверждают механизм сегрегации остаточной жидкости при образовании железо-титановых окисных руд.

Третий предложенный механизм — метаморфическая миграция. Высвобождение железа и титана из сфена, биотита, роговой обманки и титанавгита и последующая миграция и концентрация их при метаморфизме гранулитовой фации выдвигались также как возможный механизм образования железо-титановых окисных масс. Существенная грануляция зерен железо-титано-вых окислов обычна, но отсутствуют доказательства массового замещения.