СРАВНИТЕЛЬНЫЙ АНАЛИЗ СОСТАВА СЛЮД

МИНЕРАЛОГИЯ Типоморфизм минералов
1
МИНЕРАЛОГИЯ
Типоморфизм минералов
О
Оггллааввллееннииее::
ОГЛАВЛЕНИЕ: ...................................................................................................................................................................................................... 1
СРАВНИТЕЛЬНЫЙ АНАЛИЗ СОСТАВА СЛЮД РЕДКОМЕТАЛЬНЫХ ГРАНИТОВ ЭТЫКИНСКОГО
РУДНОГО УЗЛА (ВОСТОЧНОЕ ЗАБАЙКАЛЬЕ) И КАРЛОВАРСКОГО ИНТРУЗИВА (ЧЕХИЯ) .............................................................. 2
ОЦЕНКА ТЕМПЕРАТУРЫ КРИСТАЛЛИЗАЦИИ НОВОГО МЕЗОЗОЙСКОГО ГРАНИТОИДНОГО
КОМПЛЕКСА (ВОСТОЧНОЕ ЗАБАЙКАЛЬЕ) НА ОСНОВЕ МЕТОДА ДВУПОЛЕВОШПАТОВОГО
ТЕРМОМЕТРА ....................................................................................................................................................................................................... 3
ТЕМПЕРАТУРА МИНЕРАЛООБРАЗОВАНИЯ ОРЛОВСКОГО МАССИВА LI–F ГРАНИТОВ В
ВОСТОЧНОМ ЗАБАЙКАЛЬЕ .............................................................................................................................................................................. 5
СОСТАВ ФЛЮОРИТА КАК ИНДИКАТОР ПРОЦЕССОВ МИНЕРАЛООБРАЗОВАНИЯ В
РЕДКОМЕТАЛЬНЫХ ГРАНИТАХ ...................................................................................................................................................................... 6
ХИМИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ ПИРОПОВЫХ ГРАНАТОВ, КРИСТАЛЛИЗОВАВШИХСЯ В ФИЗИКОМЕХАНИЧЕСКИХ СИСТЕМАХ: РАСПЛАВ–КРИСТАЛЛ, КРИСТАЛЛ–КРИСТАЛЛ, КРИСТАЛЛ–ФЛЮИД ......................................... 7
ТИПОХИМИЗМ ТУРМАЛИНОВ МЕТАСОМАТИТОВ И СОПРОВОЖДАЮЩИХ ЖИЛ ЦВИТТЕРОВОЙ И
ПРОПИЛИТОВОЙ ФОРМАЦИИ СРЕДНЕГО УРАЛА ...................................................................................................................................... 8
ГЕНЕТИЧЕСКАЯ МИНЕРАЛОГИЯ СЕМЕЙСТВА АНКИЛИТА .................................................................................................................. 10
РАСПРЕДЕЛЕНИЕ ZR И NB В МИНЕРАЛАХ ГРУПП АСТРОФИЛЛИТА И ЛАМПРОФИЛЛИТА
ВЫСОКОЩЕЛОЧНЫХ ПЕГМАТИТОВ............................................................................................................................................................ 11
ТИПОМОРФНЫЕ ОСОБЕННОСТИ ПИРИТА ПО СТАДИЯМ УГЛЕФИКАЦИИ И ПРЕОБРАЗОВАНИЯ
УГЛЕНОСНЫХ ОТЛОЖЕНИЙ СРЕДНЕГО КАРБОНА ДОНБАССА ........................................................................................................... 11
СОСТАВ БИОТИТОВ И ТИПИЗАЦИЯ МЕЗОЗОЙСКИХ ИНТРУЗИВНЫХ КОМПЛЕКСОВ ВОСТОЧНОГО
ЗАБАЙКАЛЬЯ В ЭВОЛЮЦИОННОМ РЯДУ РАЗВИТИЯ КОНТИНЕНТАЛЬНОЙ КОРЫ ......................................................................... 12
МОРФОЛОГИЯ И АНАТОМИЯ КРИСТАЛЛОВ ЦИРКОНА ИЗ ГИДРОТЕРМАЛИТОВ ЩЕЛОЧНЫХ
ГРАНИТОВ КОЛЬСКОГО ПОЛУОСТРОВА .................................................................................................................................................... 14
ФОРМАНИТ-(Y) ИЗ АМАЗОНИТОВЫХ РАНДПЕГМАТИТОВ КОЛЬСКОГО ПОЛУОСТРОВА, РОССИЯ ........................................... 15
ТИПОМОРФИЗМ РАЗУПОРЯДОЧЕННОСТИ МИНЕРАЛОВ ГЛИН В ЗЕМНОЙ КОРЕ ............................................................................ 16
ТИТАНОМАГНЕТИТ КАК ОДИН ИЗ ГЛАВНЫХ ПОРОДООБРАЗУЮЩИХ МИНЕРАЛОВ ЧИНЕЙСКОГО
РАССЛОЕННОГО ПЛУТОНА (С. ЗАБАЙКАЛЬЕ) .......................................................................................................................................... 17
ХИМИЧЕСКИЙ СОСТАВ И ТЕМПЕРАТУРЫ ОБРАЗОВАНИЯ ПОРОДООБРАЗУЮЩИХ И
АКЦЕССОРНЫХ МИНЕРАЛОВ ТАЛОВСКОГО ГАББРО-ГИПЕРБАЗИТОВОГО МАССИВА (ЮЖНЫЙ
УРАЛ) .................................................................................................................................................................................................................... 19
3Т И 1М СЛЮДЫ РЯДА ТРИЛИТИОНИТ-ПОЛИЛИТИОНИТ ОРЛОВСКОГО ТАНТАЛОВОГО
МЕСТОРОЖДЕНИЯ ЗАБАЙКАЛЬЯ.................................................................................................................................................................. 21
КРИСТАЛЛОМОРФОЛОГИЯ ЦИРКОНА И ГЕНЕТИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ ПРОТЕРОЗОЙСКИХ
УЛЬТРАБАЗИТ-БАЗИТОВЫХ ИНТРУЗИВОВ ВОЛЫНСКОГО МЕГАБЛОКА УКРАИНСКОГО ЩИТА ............................................... 22
ПРОЦЕСС ПСЕВДОРУТИЛИЗАЦИИ ИЛЬМЕНИТА В ОСАДОЧНЫХ КОЛЛЕКТОРАХ АЛМАЗОВ ЮГА
СИБИРСКОЙ ПЛАТФОРМЫ ............................................................................................................................................................................. 25
ПРЕОБРАЗОВАНИЕ ЖЕЛЕЗОСОДЕРЖАЩИХ МИНЕРАЛОВ В КАРБОНАТНЫХ ОТЛОЖЕНИЯХ
ОРДОВИКСКОГО ВОЗРАСТА ........................................................................................................................................................................... 26
О ПИРОКСЕНАХ ЛЕБЕДИНСКОГО ДИФФЕРЕНЦИРОВАННОГО ГИПЕРБАЗИТ-БАЗИТОВОГО
ИНТРУЗИВА В ЗАПАДНОМ СЕКТОРЕ СИБИРСКОЙ ПЛАТФОРМЫ И ВОПРОСАХ ЕГО ГЕНЕЗИСА ................................................ 27
ОСОБЕННОСТИ МИНЕРАЛОГИЧЕСКОГО СОСТАВА РУДНЫХ ТЕЛ ПИОНЕРСКОГО
МЕСТОРОЖДЕНИЯ (ВОСТОЧНЫЕ САЯНЫ) И УСЛОВИЯ ФОРМИРОВАНИЯ ЗОЛОТО-СУЛЬФИДНЫХ
РУД ........................................................................................................................................................................................................................ 28
ГЕОХИМИЧЕСКАЯ МОДЕЛЬ ФОРМИРОВАНИЯ ГРАНИТОВ ВЕРХНЕУРМИЙСКОГО МАССИВА ................................................... 28
ГЕОХИМИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ ОЛИВИНОВ ИНТРУЗИВОВ НОРИЛЬСКОГО ТИПА ................................................................... 29
СВЯЗЬ УСЛОВИЙ ОБРАЗОВАНИЯ, МОРФОЛОГИИ И СОСТАВА МИНЕРАЛОВ-СПУТНИКОВ АЛМАЗА
НА ПРИМЕРЕ ПИРОПОВ ИЗ ЭКСТРУЗИВНЫХ КОНГЛОМЕРАТО-БРЕКЧИЙ ЛУЖСКОГО РАЙОНА
(ЗАПАДНО-РУССКАЯ АЛМАЗОНОСНАЯ СУБПРОВИНЦИЯ) .................................................................................................................... 31
ТРАНСФОРМАЦИИ ГЛИНИСТЫХ МИНЕРАЛОВ В ПОЧВАХ НА ПЕРМСКИХ КРАСНОЦВЕТАХ ..................................................... 32
К ВОПРОСУ О КЛАССИФИКАЦИИ ЩЕЛОЧНЫХ ПЕГМАТИТОВ ХИБИНСКОГО МАССИВА (КОЛЬСКИЙ
П-ОВ) ..................................................................................................................................................................................................................... 33
ДИФФЕРЕНЦИАЦИЯ КАЛИЯ И НАТРИЯ В ПЕГМАТИТАХ ГОРЫ КОАШВА (ХИБИНСКИЙ МАССИВ,
КОЛЬСКИЙ П-ОВ). .............................................................................................................................................................................................. 34
СТРУКТУРНЫЕ ОСОБЕННОСТИ КВАРЦЕВ ИЗ РАЗРЕЗА РАННЕПРОТЕРОЗОЙСКИХ ПОРОД
КОЛЬСКОЙ СВЕРХГЛУБОКОЙ СКВАЖИНЫ (СГ-3) И ИХ ПОВЕРХНОСТНЫХ ГОМОЛОГОВ ........................................................... 35
ГИДРОДИНАМИЧЕСКИЕ СПУТНИКИ АЛМАЗА РОССЫПИ ИЧЕТЪЮ, СРЕДНИЙ ТИМАН ................................................................ 36
ЗОНАЛЬНОСТЬ ГРАНАТА ИЗ ПОРОД СЕЛЯНКИНСКОГО БЛОКА (ИЛЬМЕНО-ВИШНЕВОГОРСКИЙ
КОМПЛЕКС, ЮЖНЫЙ УРАЛ) .......................................................................................................................................................................... 38
СОВРЕМЕННОЕ МИНЕРАЛООБРАЗОВАНИЕ НА ГОРЯЩИХ ТЕРРИКОНАХ УГОЛЬНЫХ ШАХТ
ДОНБАССА .......................................................................................................................................................................................................... 39
ТИПОМОРФИЗМ МИКРОКРИСТАЛЛОВ АЛМАЗА ...................................................................................................................................... 40
РЕДКОЗЕМЕЛЬНЫЕ ЭЛЕМЕНТЫ В ХРОМПИРОПАХ ИЗ КИМБЕРЛИТОВЫХ ТЕЛ ПРИАЗОВЬЯ ....................................................... 41
МИНЕРАЛОГИЧЕСКИЕ ПРИЗНАКИ УРОВНЯ ЭРОЗИОННОГО СРЕЗА ЗОЛОТОРУДНОГО
МЕСТОРОЖДЕНИЯ ВЛАСЫЧ (ЦЕНТРАЛЬНАЯ КОЛЫМА) ....................................................................................................................... 42
ТИПОМОРФИЗМ И ГЕНЕЗИС МИНЕРАЛОВ-СПУТНИКОВ АЛМАЗОВ МЕЗОЗОЙСКОГО ОСАДОЧНОГО
КОЛЛЕКТОРА НАКЫНСКОГО КИМБЕРЛИТОВОГО ПОЛЯ (ЯКУТИЯ) .................................................................................................... 44
ОСОБЕННОСТИ ФИЛОГЕНИИ АКЦЕССОРНЫХ МИНЕРАЛОВ МАГМАТИЧЕСКИХ ПОРОД
УКРАИНСКОГО ЩИТА...................................................................................................................................................................................... 45
ТИПОХИМИЗМ ВЕЗУВИАНА ТЫРНЫАУЗА ................................................................................................................................................. 46
2
МИНЕРАЛОГИЯ Типоморфизм минералов
АКЦЕССОРНЫЕ И РЕДКИЕ МИНЕРАЛЫ АЛМАЗОНОСНЫХ ЭКЛОГИТОВ ТРУБКИ УДАЧНАЯ
ЯКУТСКОЙ КИМБЕРЛИТОВОЙ ПРОВИНЦИИ ............................................................................................................................................. 47
СОСТАВ, СТРУКТУРНЫЕ ОСОБЕННОСТИ И УСЛОВИЯ КРИСТАЛЛИЗАЦИИ МУСКОВИТОВ ИЗ
ГРАНИТОВ И ПЕГМАТИТОВ ЮЖНОГО УРАЛА .......................................................................................................................................... 48
ДИСТАНЦИОННАЯ ДИАГНОСТИКА И ТИПОМОРФИЗМ МИНЕРАЛОВ ................................................................................................ 49
НОВЫЕ МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЯ МЕТАМОРФИЧЕСКИХ МИНЕРАЛОВ .......................................................................................... 51
РЕДКОЗЕМЕЛЬНЫЕ ЭЛЕМЕНТЫ В МЕТАМОРФИЧЕСКИХ МИНЕРАЛАХ ............................................................................................ 51
СТРУКТУРНЫЕ ОСОБЕННОСТИ МИКРОКЛИНОВ ИЗ РАЗРЕЗА РАННЕПРОТЕРОЗОЙСКИХ ПОРОД
КОЛЬСКОЙ СВЕРХГЛУБОКОЙ СКВАЖИНЫ (СГ-3) И ИХ ПОВЕРХНОСТНЫХ ГОМОЛОГОВ ........................................................... 52
ПРИРОДА ГРАФИТА В ШПИНЕЛЕВЫХ И ГРАНАТОВЫХ ПИРОКСЕНИТАХ ИЗ КСЕНОЛИТОВ В
КИМБЕРЛИТАХ КУОЙСКОГО ПОЛЯ, ЯКУТИЯ ........................................................................................................................................... 53
МИНЕРАЛЫ ДОННЫХ ОСАДКОВ ОЗЕРА ХУБСУГУЛ (МОНГОЛИЯ) — ИНДИКАТОРЫ КЛИМАТА В
ГОЛОЦЕНЕ–ПОЗДНЕМ ПЛЕЙСТОЦЕНЕ........................................................................................................................................................ 54
ПРЕОБРАЗОВАННЫЕ ЦИРКОНЫ В ГРАНИТОИДАХ ВЕРХОЯНО-КОЛЫМСКИХ МЕЗОЗОИД ........................................................... 56
ТОРИЕВАЯ МИНЕРАЛИЗАЦИЯ В ВЫСОКОЩЕЛОЧНЫХ ПЕГМАТИТАХ ЛОВОЗЕРСКОГО
ЩЕЛОЧНОГО МАССИВА (КОЛЬСКИЙ ПОЛУОСТРОВ) ............................................................................................................................. 57
ФТОР В БИОТИТАХ И АПАТИТАХ ИЗ ПОРОД НИЖНЕУФАЛЕЙСКОГО МАССИВА (СРЕДНИЙ УРАЛ) ......................................... 58
ЭПИДОТЫ ИЗ ГРАНИТОИДОВ ТОНАЛИТ-ГРАНОДИОРИТОВЫХ МАССИВОВ УРАЛА ..................................................................... 59
ТИПОМОРФИЗМ МОНОКЛИННЫХ ПИРОКСЕНОВ ТРУБОК ВЗРЫВА БЕЛАРУСИ .............................................................................. 60
ТИПОМОРФИЗМ ХРОМШПИНЕЛИДОВ ТРУБОК ВЗРЫВА БЕЛАРУСИ .................................................................................................. 62
ГЕНЕТИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ ИТТРОФЛЮОРИТА, ФТОРКАРБОНАТОВ ИЗ РЕДКОМЕТАЛЬНЫХ
ГРАНИТОИДОВ PR2 ПРИАЗОВЬЯ .................................................................................................................................................................... 64
MAGNETITE IN THE PHOSCORITE-CARBONATITE ROCKS FROM THE TURIY MYS AND VUORIYARVI
COMPLEXES (KOLA PENINSULA, RUSSIA): COMPOSITION TRENDS AND THEIR PETROGENETIC
SIGNIFICANCE .................................................................................................................................................................................................... 65
THE MAIN FEATURES OF MAGNETITE AND ILMENITE FROM SALLANLATVI CARBONATITES, KOLA
PENINSULA, RUSSIA .......................................................................................................................................................................................... 66
POSTCRYSTALLIZATION MINERAL FORMATION IN NATROCARBONATITES OF OLDOINYO LENGAI,
TANZANIA ........................................................................................................................................................................................................... 67
АВТОРСКИЙ УКАЗАТЕЛЬ: ............................................................................................................................................................................... 67
СРАВНИТЕЛЬНЫЙ АНАЛИЗ СОСТАВА СЛЮД РЕДКОМЕТАЛЬНЫХ ГРАНИТОВ
ЭТЫКИНСКОГО РУДНОГО УЗЛА (ВОСТОЧНОЕ ЗАБАЙКАЛЬЕ)
И КАРЛОВАРСКОГО ИНТРУЗИВА (ЧЕХИЯ)
Абушкевич Е.А, Баданина Е.В., Сырицо Л.Ф.
СПбГУ, Санкт-Петербург, Россия
Abushkevich E.A., Badanina E.V, Syritso L.F Comparison of micas composition of rare-metal granites of the Etykinsky
ore center (East Transbaicalia) and Karlovy Vary pluton (Czech Republic) (Saint-Petersburg University, SaintPetersburg, Russia). This report is discussed an evolution of micas composition in specific intrusive rock series of two
regions: East Transbaicalia and West Erzgebirge. These rocks evolved from diorite to rare-metal granite that influenced
on micas composition. It fixed two development stages of these intrusive rock series and two different paths of crystallizing granitic melt evolution.
Особенности химизма слюд используются для решения многих петрологических проблем. В настоящем сообщении рассматривается возможность использования состава слюд для решения проблемы формирования
специфических интрузивных серий пород редкометальных провинций фанерозоя, завершающихся образованием редкометальных гранитов. В качестве модельных рассматриваются два региона: Восточное Забайкалье (Тургинско-Этыкинский рудный узел) и Рудные Горы Чехии (Карловарский интрузив). В обоих случаях
интрузивные серии эволюционируют по составу от диоритов до плюмазитовых редкометальных гранитов и
рудоносных “апогранитов”. В соответствии с классификацией чешских исследователей, в Карловарском
интрузиве выделяется пять интрузивных фаз: локетские, горские, промежуточные, рудогорские, литийфтористые граниты. В Тургинско-Этыкинском рудном узле в соответствии с формационным анализом выделяется три интрузивных комплекса: шахтаминский диорит-гранодиоритовой формации, олдондинский
гранодиорит-гранитовой и кукульбейский лейкогранит-аляскитовой формации. Предельные дифференциаты
этих серий представлены литионит-микроклин-альбитовыми гранитами с топазом и редкометальной минерализацией. В обоих случаях интервал формирования интрузивных серий составляет 35–40 млн. лет.
В работе использовались оригинальные микрозондовые анализы слюд (40 проб; CAMECA-SX100GeoForschungsZentrum, Потсдам), а также 7 анализов, выполненных методом мокрой химии с определением щелочных элементов (методом фотометрии пламени) и фтора (методом ионоселективных электродов,
выполненных на кафедре геохимии СПбГУ), использовавшиеся в качестве внутренних стандартов. Содержание Li в микрозондовых анализах определялось косвенно по содержанию Rb, а также с использованием
эмпирически рассчитанных соотношений [1]. Кроме того, в работе использовались литературные данные [2,3].
Анализ полученных результатов показывает, что в обоих регионах в процессе формирования интрузивных серий состав слюд эволюционирует во времени однонаправлено, свидетельствуя о том, что ведущим
МИНЕРАЛОГИЯ Типоморфизм минералов
3
механизмом формирования пород является процесс кристаллизационного фракционирования и эманационной дифференциации гранитоидной магмы. Это проявляется в последовательном уменьшении содержаний
Mg, Fe и накоплении Li, Rb, F. В то же время состав слюд этих серий отражает региональное отличие в составе пород: слюды Тургинско-Этыкинского рудного узла при одинаковой кремнекислотности пород на
всем пути эволюции отличаются от слюд Карловарского интрузива повышенными содержаниями магния.
Эволюция составов слюд в обоих регионах четко отражает наличие двух этапов развития рассматриваемых
интрузивных систем. Ранний этап соответствует изменению состава пород от диоритов до плюмазитовых
редкометальных гранитов, что находит отражение в изменении составов слюд от магнезиальных биотитов
до сидерофиллитов или лепидомеланов. Последнее наиболее полно проявлено в Забайкальском регионе,
тогда как в Карловарском интрузиве слюды эволюционируют с той же тенденцией при менее контрастном
уменьшении содержания магния, являясь железистыми биотитами на всем протяжении развития гранитоидной системы. В целом, слюды Забайкальского региона характеризуются большим диапазоном изменения
составов и выраженной тенденцией к образованию предельных членов соответствующих изоморфных рядов
(ряд биотита: от магнезиального биотита до сидерофиллита или лепидомелана, ряд биотита-лепидолита: от
биотита до лепидолита). Более поздний этап отражает процесс формирования редкометальных гранитов.
Сопоставление составов слюд различных массивов редкометальных гранитов сложно дифференцированного
строения в пределах каждого региона показывает, что уровни концентрации литофильных и летучих элементов обусловлены особенностями развития индивидуальных магматических камер. Так, в Забайкальском
регионе для Тургинских литионит-амазонит-альбитовых гранитов характерен протолитионит (Li 0,25–0,55
ф.е., F 0,3–1,3 ф.е.), в то время как слюды Этыкинских литионит–амазонит–альбитовых гранитов соответствуют цинвальдитам и лепидолитам (Li 1,1–1,55 ф.е., F 1,3–2 ф.е.); в Западных Рудных Горах слюды соответствуют двум изоморфным рядам: слюды литионит–микроклин–альбитовых гранитов Подлесья являются
циннвальдитами (Li 0,92–1,2 ф.е., F 1,7–1,9 ф.е.), тогда как слюды аналогичных гранитов Славковского леса
представлены рядом литиевого фенгита–мусковита (Li 0,13–1,1 ф.е., F 0,7–1,55 ф.е.).
На основе составов биотитов были оценены физико–химические параметры кристаллизации гранитоидных систем с привлечением известных диаграмм [4, 5], использующих параметр глиноземистости–
железистости слюд для оценки режима кислотности–щелочности, температуры и флюидонасыщенности
кристаллизующихся гранитных систем. Анализ этих материалов позволил выявить интересную закономерность. Формирование интрузивных серий пород в Восточном Забайкалье происходит в условиях резкого
падения температуры и возрастания флюидонасыщенности при сохраняющейся постоянной щелочности
среды. В Западных Рудных Горах этот процесс происходит в относительно более высокотемпературных и
сухих условиях при постепенном уменьшении температуры и щелочности кристаллизующегося расплава.
Литература: 1. Tischendorf G. et al. On Li–bearing micas: estimating Li from electron microprobe analyses and an improved diagram for graphical representation // Min. Mag. 1997. V. 61. Р. 809–834. 2. Козлов В.Д., Свадковская Л.Н., Карпов
И.К. Слюды магматитов Забайкалья (вопросы генезиса и рудоносности гранитоидов). Новосибирск: Наука, 1978.
3. Stone M., Klominsky J., Rajpoot G.S. Composition of trioctahedral micas in the Karlovy Vary pluton, Czech Republic and a
comparison with those in the Cornubian batholith, SW England // Min. Mag. 1997. V. 61. Р. 791–807. 4. Иванов В.С. О влиянии температуры и химической активности калия на состав биотита в гранитоидах (на примере Западно- и ВосточноИультинского интрузивов Центральной Чукотки) // Изв. АН СССР. Сер. геол. Вып. 7. 1970. 5. Маракушев А.А., Тарарин
И.А. О минералогических критериях щелочности гранитоидов // Изв. АН СССР. Сер. геол. Вып. 3. 1965.
ОЦЕНКА ТЕМПЕРАТУРЫ КРИСТАЛЛИЗАЦИИ НОВОГО МЕЗОЗОЙСКОГО
ГРАНИТОИДНОГО КОМПЛЕКСА (ВОСТОЧНОЕ ЗАБАЙКАЛЬЕ)
НА ОСНОВЕ МЕТОДА ДВУПОЛЕВОШПАТОВОГО ТЕРМОМЕТРА
Абушкевич В.С., Сырицо Л.Ф.
СПбГУ, Санкт-Петербург, Россия, viktorab@rol.ru
Abushkevich V.S., Syritso L.F. The evaluation of crystallization temperature of the new Mesozoic granitoid complex
(Eastern Transbaikalia) by the two-feldspar geothermometer (Saint–Petersburg University, Saint-Petersburg, Russia,
viktorab@rol.ru). As is well known, feldspars are end-to-end rock-forming mineral of granitoid systems, which composition and physical characteristics are successfully used for the decision of petrological tasks. This message is expected to
discuss temperature mode of crystallization Mesozoic granitoids of Eastern Transbaikalia on base of using a method of
two-feldspars thermometer [1,4]. Importance of the reliable determination of the field spats crystallization temperature
was stipulated by need of the evaluation of the crystallization the temperature mode in new oldondinski complex of granitoids, which was selected by us, in the composition of Eastern Transbaikalia Mesozoic intrusive series [3]. As shown
earlier, this complex is intermediate on the composition between the early average magmatism (shahtaminski dioritegranodiorite complex) and late ultraacid (kukulbeiski leikogranitic complex). Received data confirm author’s suggestions
about particular geodynamic mode of oldondinski complex forming, which massifs situated in the area of the joint of
Gazimuro-Argunski and Aginski structured formation areas of Eastern Transbaikalia. Anomalous high temperature of the
potassium feldspars large phenocrysts crystallization (from 780 to 800С, but in some massifs — to 920С) and its agrochemical composition (high contents of Sir, Bad and low Rb, Cs) indicate an magma generation of greater depths. Significant temperature breakup between the crystallization of large phenocrysts and main mass (large phenocrysts before
4
МИНЕРАЛОГИЯ Типоморфизм минералов
920°С and main mass 500–520°С), as well as change of their structured sequence [2], is an indicator of sharp change of
fluid-saturation of considered intrusive system on stage of forming of oldondinski granitoid complex.
Полевые шпаты являются сквозным породообразующим минералом гранитоидных систем, состав и физические свойства которых успешно используются для решения петрологических задач. В настоящем сообщении
предполагается обсудить температурный режим кристаллизации мезозойских гранитоидов Восточного Забайкалья на основе использования метода двуполевошпатового термометра [1,4]. Ранее такая задача решалась на основе изучения монофракций полевых шпатов, выделенных из валовых проб пород, оценка содержания щелочных элементов при этом проводилась на основе метода фотометрии пламени [2]. Однако такой
подход не является в полной мере корректным, так как, во-первых, не учитывается истинная парагенность
полевых шпатов и плагиоклазов и, во-вторых, анализируется суммарный состав полевых шпатов без выделения вкрапленников, фенокристаллов и мелкозернистой основной массы, разделение которых имеет принципиальное значение. Для получения более надежных результатов, оценка парагенности проводилась нами
в прозрачно полированных шлифах, которые являлись препаратом для определения видообразующего состава парагенных полевых шпатов в лаборатории “Механобр Аналит” на растровом электронном микроскопе CamScan-4 под руководством Ю.Л. Крецера. Для того чтобы избежать ошибки в определении первичного
состава калиевого полевого шпата (с учетом состава пертитов), использовался широкий пучок электронов, и
было увеличено время экспозиции. В шлифах анализировались парагенезисы трех генераций рассматриваемых минералов — вкрапленники, фенокристаллы и основная мелкозернистая масса. В зональных плагиоклазах анализировалась центральная и краевая части зерна.
Важность надежного определения температуры кристаллизации полевых шпатов была обусловлена
необходимостью оценки температурного режима кристаллизации нового выделяемого нами олдондинского
комплекса гранитоидов в составе мезозойской интрузивной серии Восточного Забайкалья [3]. Как показано
ранее, этот комплекс является промежуточным по составу между ранними комплексами — шахтаминским
(диорит-гранодиоритовая формация) и амуджикано-сретенским (гранодиорит-гранитовая формация) и поздним — кукульбейским комплексом, соответствующим лейкогранитовой формации.
Полученные результаты позволяют говорить о том, что новый интрузивный комплекс характеризуется
специфическими особенностями кристаллизации. Это проявляется в том, что именно для пород этого комплекса характерен максимальный интервал перепада температур между кристаллизацией вкрапленников (до
920С) и основной массы (500–520С). При этом в массивах данного комплекса прослеживается изменение
температуры кристаллизации в трех генерациях полевых шпатов. Наивысшей температурой кристаллизации
от 780 до 800С (а в некоторых массивах до 920С) обладают характерные для этого комплекса крупные (до
10–12см) вкрапленники калиевых полевых шпатов первой генерации, имеющие своеобразную светлолиловую окраску. Для вкрапленников второй генерации (фенокристаллов, размером до 3–5 мм), которые
составляют около 60–70% породы, температура кристаллизации составляет от 650 до 630°С, и для основной
мелкозернистой массы это значение соответствует 500–520С. Столь низкое значение температур кристаллизации для полевых шпатов основной массы допускает вероятность метасоматической переработки породы. Заслуживает внимания то обстоятельство, что вкрапленники калиевого полевого шпата предшествующего шахтаминского диорит-гранодиоритового комплекса образуются при значительно меньших температурах (от 620 до 700С), чем вкрапленники пород олдондинского гранитного комплекса. Аномальный температурный режим образования вкрапленников этого комплекса, а также высокие содержания в них Sr и Ba,
и напротив, низкие Rb и Cs, вероятно, могут служить показателем их ксеногенной природы, характерной
для рапакивиподобного амуджикано-сретенского комплекса Забайкалья.
Полученные данные подтверждают представления авторов об особом геодинамическом режиме формирования Олдондинского комплекса, массивы которого расположены в зоне сочленения Газимуро-Аргунской
и Агинской структурно формационных зон Восточного Забайкалья. Аномально высокие температуры кристаллизации вкрапленников калиевого полевого шпата и их геохимический состав свидетельствует о больших глубинах магмагенерации. Значительный температурный разрыв между кристаллизацией вкрапленников и основной массы, а также изменение их структурной упорядоченности [2] являются показателями резкого изменения флюидонасыщенности рассматриваемой интрузивной системы на этапе формирования Олдондинского комплекса.
Литература: 1. Перчук Л.Л. Магматизм метаморфизм и геодинамика. М.: Наука, 1993. 2. Сырицо Л.Ф. и др. Геохимические особенности и Al–Si упорядоченность щелочных полевых шпатов мезозойских гранитоидов Восточного Забайкалья и их петрогенетическое значение // ЗВМО, 1995. Вып. 2. 3. Сырицо Л.Ф. и др. Особенности и проблемы петрогенезиса мезозойских интрузивных серий // Вест. СПбГУ, 1999. №7. 4. Урусов В.С., Таусон В.Л., Акимов В.В. Геохимия
твердого тела. М.: ГЕОС, 1997.
МИНЕРАЛОГИЯ Типоморфизм минералов
5
ТЕМПЕРАТУРА МИНЕРАЛООБРАЗОВАНИЯ ОРЛОВСКОГО МАССИВА
Li–F ГРАНИТОВ В ВОСТОЧНОМ ЗАБАЙКАЛЬЕ
Баданина, Е.В., Абушкевич В.С.
СПбГУ, Санкт-Петербург, Россия, elena_badanina@mail.ru
Badanina E.V, Abushkevich V.S. The temperatures of minerals` crystallization of Li-F granites, Orlovka massif, Eastern Transbaikalia (Saint-Petersburg State University, St.-Petersburg, Russia). The crystallization temperatures of mineral assemblages of Orlovka massif of Li–F granites (Eastern Transbaikalia) were evaluated by independent thermometric
techniques, including phase equilibrium in the systems plagioclase-Ksp, plagioclase-muscovite and muscoviteplagioclase-Ksp, the temperature dependence of the Al–Si ordering of Ksp, data on the re-homogenization of melt inclusions in quartz, and isotherms of melt saturation in Zr. The occurrence of melt inclusions in quartz of the Orlovka massif
marks the melt crystallization stage. These data are compatible with the zircon-thermometry results, according to which
the crystallization temperature of Orlovka granite was 650–750 C. The temperature based on mineral equilibria are significantly lower. Anomalously low temperatures mark the termination of Al–Si diffusion, whereas the two-feldspar temperatures correspond to the onset of equilibrium between coexisting feldspars.
Представление о наличии многоэтапности и многостадийности формирования рудоносных Li–F гранитов,
выявленное нами на основе закономерностей распределения химических элементов в составе пород и минералов Орловского массива в Восточном Забайкалье 1, ставит задачу корректной оценки физикохимических параметров этих этапов и стадий. В настоящем сообщении предполагается обсудить температурный режим. Для оценки температур были использованы различные независимые методы геотермометрии, в том числе, равновесия сосуществующих твердых растворов минералов: плагиоклаз-калиевый полевой
шпат 2, 3, 4, плагиоклаз-мусковит и мусковит-плагиоклаз-калиевый полевой шпат 5, температуры Al–Si
упорядоченности калиевых полевых шпатов 6, данные по гомогенизации расплавных включений в кварце,
а также изотермы насыщения гранитного расплава Zr 7. Наиболее принципиальные результаты этих исследований сводятся к следующему:
1. Несмотря на определенные разночтения в температурах, оцененных с использованием различных
методов, все они показывают регрессивный характер температурного режима кристаллизации от глубоких
горизонтов Орловского массива к апикальной части, что подтверждает векторную направленность кристаллизации снизу вверх.
2. Наиболее высокие значения Ткрист. фиксирует метод цирконовой термометрии. Согласно этим данным, Ткрист. биотитовых гранитов “материнского” Хангилайского массива соответствует — 770–760С, протолитионитовых гранитов Орловки — 715С, в то время как весь разрез вышележащих разновидностей пород, несмотря на их разнообразие, образуется вблизи изотермы 650С. Эти данные находятся в хорошем
согласии с интервалом температур плавления раскристаллизованных расплавных включений в породообразующем кварце, которые укладываются в интервал 650–750С. Температура солидуса этого расплава заметно ниже 650С (порядка 550С).
3. Температуры, полученные по минеральным равновесиям, значительно ниже и показывают, как правило, большие дисперсии значений: для материнских биотитовых гранитов Хангилайского массива они составляют 700–530С, протолитионитовых гранитов Орловского массива — 570–540С; все разновидности
литионит-амазонит-альбитовых гранитов укладываются в интервал 490–420С. Наиболее высокие температуры кристаллизации характерны для вкрапленников КПШ из биотитовых гранитов Хангилайского массива.
В них же устанавливается самое высокое содержание Ba и Sr при сравнительно низких концентрациях Rb и
Cs, что является показателем более ранней их кристаллизации по сравнению с КПШ основной массы, и не
позволяет связывать их образование со стадией ранней микроклинизации, в то время как вкрапленники амазонита Орловки по сравнению с основной массой, напротив, характеризуются низкими Т крист. порядка 450С,
что в сочетании с максимальной концентрацией в них Rb и Cs при предельной стерилизации от Sr и Ba, позволяет предполагать их метасоматическую природу. Поле фигуративных точек составов, соответствующих
парам КПШ-альбит из включений в породообразующем кварце, фиксирует наиболее низкую температуру
(ниже 400С) и на диаграмме в координатах “доля альбитовой составляющей в плагиоклазе — соответственно в полевом шпате” оно завершает единый четко направленный тренд падения Т крист. в ряду дифференциатов Хангилайско-Орловской системы.
4. Низкие температуры, полученные с использованием Al–Si упорядоченности (2t1) КПШ, обусловлены тем, что они соответствуют процессу прекращения диффузии Al–Si, в то время как двуполевошпатовые
термометры отвечают температуре наступления фазового равновесия между сосуществующими полевыми
шпатами.
Использованные методы оценки температур в силу своих возможностей и ограничений отражают, повидимому, различные стороны сложного процесса минералообразования в массивах Li–F гранитов и, безусловно, подтверждают проявление двух главных этапов их формирования: магматического и метасоматического, фиксируя в пределах каждого их них последовательность и многостадийность.
МИНЕРАЛОГИЯ Типоморфизм минералов
6
Работа выполнена при финансовой поддержке Российского Фонда Фундаментальных Исследований
(проект № 01-05-64985), Немецкого Исследовательского общества (DFG) и Немецкой Академической
Службы Обменов (DAAD).
Литература: 1. Сырицо Л.Ф. и др. Геохимическая модель формирования Li–F гранитов Орловского массива, Восточное Забайкалье // Петрология. 2001. Т. 9. № 3. С. 313–336. 2. Рябчиков И.Д. Термодинамика флюидной фазы гранитоидных магм. M.: Наука, 1975. 232с. 3. Stormer J.C. A practical two-feldspar geothermometer // Am. Min., 1975. V.60. P.
667–673. 4. Perchuk L.L., Podlesskii K.K., Aranovich L.A. // In: Progress in Metamorphic and Magmatic Petrology. Cambridge
Univ. Press. 1991. P. 131–164. 5. Таланцев А.С. Геотермобарометрия по парагенетической ассоциации калишпат+мусковит+альбит // Ежегодник УрНЦ АН СССР. Свердловск, 1971. С. 125–127. 6. Каменцев И.Е. и др. Оценка
скорости остывания и температуры начала процесса Al–Si упорядоченности щелочных полевых шпатов пегматитов мусковитовой формации по их кристаллохимическим особенностям. // ЗВМО. 1995. №5. С. 111–119. 7. Watson E.B., Harrison T.M. Accessory minerals and the geochemocal evolution of crustal magmatic system: A summary and prospectus of experimental approaches // Physic. Earth Planet. Interiors. 1984. V. 35. P. 19–30.
СОСТАВ ФЛЮОРИТА КАК ИНДИКАТОР ПРОЦЕССОВ МИНЕРАЛООБРАЗОВАНИЯ
В РЕДКОМЕТАЛЬНЫХ ГРАНИТАХ
1,2
Баданина Е.В., 1Сырицо Л.Ф., 2Трамболл Р., 2Дульски П., 1Кусова И.В
1
СПбГУ, Санкт-Петербург, Россия, elena_badanina@mail.ru;
2
ГеоИсследовательский Центр, г. Потсдам, Германия
1,2Badanina
E.V., 1Syritso L.F., 2Trumbull R.B.,,2Dulski P., 1Kusova I.V. Genetic significance of the trace elements content in fluorite from rare-metal granites (1Saint-Petersburg State University, St.-Petersburg, Russia;
2GeoForschungsZentrum, Potsdam, Germany). The rare earth and trace element geochemistry of fluorite has been studied to undestand the genesis of two differences deposits of raremetal granite: Orlovka Ta and Spokojnoje W deposit
(Eastern Transbaikal region).
На примере Хангилайского интрузива в Восточном Забайкалье изучен состав и закономерности распределения редкоземельных и редких элементов: Sr, Ba, Rb, Pb, Zr, Hf, Ta, W, Th, U во флюоритах из Ta-носных
литионит-амазонит-альбитовых гранитов (Орловское м-ние) и W-носных мусковит-альбитовых гранитов
(Спокойнинское м-ние) и экзоконтактовых метасоматитов. Аналитические исследования выполнены в Геоисследовательском Центре г. Потсдам на Perkin-Elmer/Sciex Elan Model 500 ICP-MS и в ПИЯФ РАН (СанктПетербург) методом нейтронной активации.
Флюорит является сквозным акцессорным минералом всех разновидностей гранитов, а также экзоконтактовых метасоматитов и кварцевых прожилков обоих массивов, и это создает предпосылки для рассмотрения особенностей состава этого минерала на всех этапах минералообразования редкометальных гранитов
(РГ). Флюориты широко варьируют по окраске от бесцветных до темно-зеленых, густоокрашенных лиловых
и фиолетовых (почти черных). Для амазонитовых гранитов Орловского массива характерен бесцветный
флюорит с пятнистой фиолетовой окраской. В экзоконтактовых грейзенах этого массива распространены
зональные флюориты: центральная часть которых зеленая, внешняя — фиолетовая.
Анализ закономерностей распределения указанных элементов-примесей в минерале позволяет сделать
следующие выводы:
1. Для флюоритов из Li–F гранитов Орловского массива характерен исключительно широкий диапазон
изменения содержаний РЗЭ (от 2252,3 г/т в ранних порфиробластовых гранитах до 9,1 г/т в поздних онгонитоподобных дайках, секущих амазонитовые граниты). Для распределения РЗЭ характерна относительно
слабая дифференциация легких и тяжелых РЗЭ, контрастная отрицательная Eu-аномалия (Eu/Eu*= 0,0005),
низкое La/Yb-отношение (0,17) и высокая концентрация флюофильных элементов. Эти признаки состава
флюорита позволяют полагать, что уже ранние разновидности гранитов Орловки представляют собой продукты интенсивного фракционирования. Для флюоритов из мусковит-альбитовых гранитов характерно значительно меньшее суммарное содержание РЗЭ (до 901,9 г/т), выраженная дифференциация тяжелых РЗЭ,
меньшая величина Eu-аномалии (Eu/Eu*=0,06) и не столь контрастное ее проявление, что можно рассматривать как показатель меньшей дифференцированности гранитоидной магмы, формирующей Спокойнинский
массив. Помимо РЗЭ и Y показателями различия состава флюоритов РГ разных типов являются уровни концентрации флюофильных элементов: Rb, Cs, Zr, Nb, Ta, Th, U, накапливающиеся во флюоритах из Li–F типа, в мусковит-альбитовом типе повышено содержание Sr и W. Состав микропримесей флюоритов четко
отражает металлогеническую специализацию гранитов: во флюорите из Li–F типа гранитов содержание Ta
составляет 31,7 г/т, W — 2,64 г/т, во флюорите из мусковит-альбитовых гранитов, напротив, содержание W
составляет 114 г/т, в то время как содержание Ta составляет всего 3,06 г/т.
2. Для обоих типов РГ наиболее высокие суммарные содержания РЗЭ характерны для флюоритов из
наиболее ранних разновидностей пород — гранитов и высокотемпературных грейзенов экзоконтакта. Флюориты из этих метасоматитов полностью наследуют уровни концентрации и характер распределения РЗЭ,
сохраняя „память” о связи с гранитами, которая заметно ослабевает во флюоритах более поздних парагенезисов или более удаленных от материнского массива. Униформность распределения РЗЭ и Y в гранитах и
МИНЕРАЛОГИЯ Типоморфизм минералов
7
метасоматитах экзоконтакта Li–F гранитов (грейзены топаз-протолитионитового состава с бериллом) свидетельствует об открытости системы гранит — вмещающая порода, высокой подвижности фторкомплексов
РЗЭ, особенно легких РЗЭ, обеспечившей их вынос во вмещающую породу.
3. Во флюоритах поздних дифференциатов обоих типов РГ содержание РЗЭ падает, однако в отличие
от валового состава гранитов Eu-аномалия во флюоритах здесь нивелируется, а в наиболее низкотемпературных флюоритах фланговых зон, когда теряется связь с материнскими гранитами, прослеживается даже
инверсия с появлением положительного эффекта. Этот процесс хорошо коррелируется с накоплением Sr.
4. Состав элементов-примесей в зональных кристаллах флюоритов из экзогрейзенов Орловского массива фиксирует наличие двух этапов кристаллизации флюорита: внешние фиолетовые зоны резко обеднены
РЗЭ (РЗЭ до 40,7 г/т) и Y (до 18,1 г/т) по сравнению с внутренними светло-зелеными (РЗЭ до 3938 г/т, Y
до 3456 г/т) при сохранении мотива распределения. Для них характерно контрастное накопление Sr (от 40,4
во внутренней до 2231 г/т во внешней) и Ba. Столь резкое и избирательное изменение в характере концентрации РЭ в зональных флюоритах отражает, очевидно, переход кристаллизации флюорита к низкотемпературному гидротермальному режиму.
5. Наиболее контрастное различие РГ разных типов проявляется при сравнении флюоритов постмагматических образований. В Спокойнинском массиве поздние флюориты резко обеднены легкими РЗЭ по
сравнению с флюоритами из гранитов. Тогда как в Орловском массиве проявляется противоположная тенденция — здесь поздние флюориты обеднены тяжелыми РЗЭ. Это различие особенно наглядно прослеживается при нормировке содержаний РЗЭ в поздних флюоритах к их содержанию в дифференцированном граните.
Полученные материалы позволяют полагать, что вариации содержаний РЗЭ во флюоритах определяются
в первую очередь процессом кристаллизационного фракционирования. При этом возможно, что вариации
Eu аномалии обусловлены не только участием полевых шпатов в процессе кристаллизации, но и процессом
флюидной дифференциации. Различия в распределении РЗЭ во флюоритах постмагматических стадий Орловского и Спокойнинского массивов являются, очевидно, следствием различного флюидного режима этих
объектов, что подтверждается результатами изучения расплавных и флюидных включений в породообразующем кварце. В составе расплавных включений Спокойнинского массива обнаружено резко повышенное по
сравнению с Орловским расплавом содержание фосфора и бора.
Работа выполнена при финансовой поддержке Российского Фонда Фундаментальных Исследований
(проект № 01-05-64985), Немецкого Исследовательского общества (DFG) и Немецкой Академической
Службы Обменов (DAAD).
ХИМИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ ПИРОПОВЫХ ГРАНАТОВ,
КРИСТАЛЛИЗОВАВШИХСЯ В ФИЗИКО-МЕХАНИЧЕСКИХ СИСТЕМАХ:
РАСПЛАВ–КРИСТАЛЛ, КРИСТАЛЛ–КРИСТАЛЛ, КРИСТАЛЛ–ФЛЮИД
Бакарюкина М.Г., Владимиров Б.М.
ИЗК СОРАН, г. Иркутск, Россия, Koshckar@earth.crust.irk.ru
Bakarukina M.G., Vladimirov B.M. Mechanical peculiarities of pyrope garnets crystallized in physic-mechanical systems: melt–crystal, crystal– crystal, crystal–fluid (IEC SB RAS, Irkutsk, Russia). A variant of systematic of high-pressure
garnets from kimberlitic diatremes of Yakutia is given which is based on the physical and mechanical conditions of their
crystallization. The specific chemistry of garnets having metamorphic, magmatic, diagenetic and deep metasomatic genesis is characterized.
Гранаты, присутствующие в кимберлитах, представлены многокомпонентными смешанными кристаллами,
которые содержат в тех или иных пропорциях серии твердых растворов пироп-альмандинового, пиропгроссулярового, пироп-уваровитового и пироп-кноррингитового рядов.
В реальных кристаллах хром входит в структуры двух серий твердых растворов: пироп-кноррингита и
пироп-уваровита, а кальций трех: пироп-уваровита, пироп-гроссуляра и андрадит-гроссуляра. Кроме того, в
каждом кристалле присутствует в тех или иных пропорциях серия твердых растворов пиропальмандинового минала.
Синтез пиральспитовых гранатов, поведенный целым рядом лабораторий, показал, что пределы растворимости в них компонентов являются функцией многих параметров, в числе которых значительная роль
принадлежит физико-механическим типам реакций: жидкое–твердое (расплав–кристалл), твердое-твердое
(кристалл–кристалл), твердое–газообразное. При этом активность кальция и хрома в твердофазных реакциях
значительно ниже, чем в реакциях жидкое–твердое. Точно также активность и других химических элементов зависит от типов реакций. Ниже приводятся результаты топохимической систематизации пироповых
гранатов из различных генетических типов мантийных парагенезисов, образованных в процессе перечисленных выше реакций. На базе текстурно-структурных признаков последние подразделены на генетические
группы: метаморфогенных, магматогенных, эндогенно-метасоматических.
8
МИНЕРАЛОГИЯ Типоморфизм минералов
В метаморфогенной группе парагенезисов, образованных по типу твердое-твердое, обособляются три
типохимических разновидности гранатов, отражающих соответственно ультраосновную и основную петрохимические исходные системы.
Гранаты ультраосновной метаморфогенной разновидности характеризуются умеренной и одновременно
выдержанной кальциевостью (Ca=132,0%), низкой хромистостью (Cr=0,2–15,0%), варьирующей в значительных пределах железистостью (f=12–38%) и высокой глиноземистостью. Типохимические различия
определяются, в основном, отрицательными коррелятивными отношениями  Fe и Mg. Высокая глиноземистость исходной системы обеспечивает кристаллизацию пироповой, альмандиновой и гроссуляровой молекул, а хром ведет себя, как примесный элемент, не образующий самостоятельной кристаллохимической
структуры. В итоге гранаты данной разновидности систематизируются, исходя из компонентного состава,
как гроссуляр- и уваровитсодержащие альмандин-пиропы.
Метаморфогенные гранаты основной петрохимической системы характеризуются повышенными, по
сравнению с предыдущими, кальциевостью (Ca=1235%) и железистостью (f=20–60%), умеренной магнезиальностью и исчезающе низкой хромистостью. Разнообразие компонентного состава определяется здесь, в
значительной степени, вариациями магния, железа и кальция в исходных петрохимических системах базальтового состава. Отдельные индивиды гранатов, содержащие одинаковые количества пиропового компонента, отличаются по содержанию альмандина и гроссуляра на 20–24% и 16–20% соответственно.
Особое положение в метаморфогенных парагенезисах занимают гранаты кианитовых эклогитов и
гроспидитов, образующих линейное поле, в котором интенсивно обогащенные кальцием альмандин- и пиропсодержащие гроссуляры образуют тренд с отрицательной корреляцией между содержаниями кальция, с
одной стороны, железа и магния — с другой.
Магматогенные гранаты обладают двумя типохимическими особенностями: а) они обогащены хромом,
который участвует в их кристаллохимических структурах, где “вытесняет” глинозем и входит в состав
кноррингитовой и уваровитовой молекул; б) четкой отрицательной корреляцией между хромом и глиноземом и положительной между железом и кальцием. Соотношения хрома и глинозема определяют, таким образом, вариации пироповой и кноррингитовой молекул в конкретных разновидностях этой группы гранатов,
представленных уваровит- и кноррингитсодержащими индивидами.
Группа диагенетических гранатов объединяет индивиды, образовавшиеся при субсолидусном распаде
твердых растворов в высокоглиноземистых орто- и клинопироксенах. В соответствии с преобладанием магниевой молекулы Чермака во-первых, и кальциевой во-вторых, вновь образованные пироповые фазы в ортопироксенах являются высокомагнезиальными, низкокальциевыми (Ca=8–10%), низкохромистыми
(Cr=0,1–0,4%), а в клинопироксенах — умеренномагнезиальными с несколько повышенными содержаниями
кальция и хрома.
Эндогенно-метасоматические гранаты характерны для парагенезисов с ильменитом. Эти гранаты характеризуются повышенной кальциевостью и обогащены титаном, который входит в кристаллическую структуру андрадитовой молекулы.
ТИПОХИМИЗМ ТУРМАЛИНОВ МЕТАСОМАТИТОВ И СОПРОВОЖДАЮЩИХ ЖИЛ
ЦВИТТЕРОВОЙ И ПРОПИЛИТОВОЙ ФОРМАЦИИ СРЕДНЕГО УРАЛА
Бакшеев И.А., Кудрявцева О.Е.
МГУ, Москва, Россия, mineral@geol.msu.ru
Baksheev I.A., Kudryavzeva O.E. Chemistry of tourmalines from zwitter and propylite alteration and related veins,
Central Urals (Moscow State University, Moscow, Russia). Chemical compositions of tourmalines from zwiter (greisen)and propylite-alterations are described. The zwitter tourmalines are fluor-, oxy- and hydroxy-dravites with the
Fe/(Fe+Mg) ratio ranging from 0 to 40%. The propylite tourmalines are oxy- and hydroxy-dravites and magnesiofoitite
with the Fe/(Fe+Mg) ratio ranging from 0 to 45%.
Диапазон PT условий формирования турмалина — от осадочных до магматических, высокоградных и высокобарных метаморфических. Он развивается в поровом пространстве газовых резервуаров, кепроках соляных куполов, в гранитах и гранитных пегматитах, в околорудных метасоматитах и рудных залежах колчеданных месторождений (Александринское, Россия; Кидд-Крикк, Канада), медно-порфировых месторождений (Коксхет, Канада; Саликван, Турция; Эль-Тениенте, Чили), метаморфизованных стратиформных Pb–Zn
и Au месторождений (Брокен-Хилл, Австралия; Кочкарское, Россия), стратиформных месторождений шеелита, гидротермальных Au и Sn месторождений, редкометальных грейзеновых месторождений, месторождений изумрудов и т.д.
Нами изучены турмалины из метасоматитов грейзеновой (цвиттеровой) формации месторождений
Уральских Изумрудных копей, а также пропилитов и сопровождающих жил Березовского Au месторождения и Шабровского месторождения талька.
Химический состав турмалинов цвиттеровой (грейзеновой) формации варьирует в широких пределах.
Турмалин слюдитов — это практически безжелезистый (f 0–1%) фтор-дравит в ассоциации с парагонитом и
МИНЕРАЛОГИЯ Типоморфизм минералов
9
безжелезистым флогопитом, замещающий брекчированные кристаллы хромшпинелидов, до железистого
(f 12–25%) фтор- окси- и гидроксил-дравита, развитого в ассоциации с безтитанистым, фторсодержащим
флогопитом. Турмалин альбит-амфиболовых метасоматитов — это фторсодержащий железистый (f 5–22%)
гидроксил-дравит. По химическому составу турмалин из турмалин-маргаритовых пород относится к железистому (f 19–29%) фтор-дравиту. Турмалин флогопит-хлоритовых метасоматитов это низкофтористый железистый (f 17–29%) гидрокисил- и окси-дравит. Химический состав турмалина топаз-маргаритпарагонитовых прожилков отвечает железистому (f 24,2–31,8%) фтор-дравиту. Турмалин карбонат-хлоритмусковитовых прожилков — это железистый (f 25–37%) окси- и гидроксил-дравит (рис. 1).
Таким образом, общей чертой для турмалинов большинства минеральных ассоциаций Изумрудных копей являются повышенные содержания фтора. Необходимо отметить увеличение содержания фтора от
ядерных частей кристаллов турмалина к краевым, что, вероятно, указывает на увеличение fF2 в процессе минералообразования. Фигуративные точки составов изученных турмалинов на треугольнике Mg–Al–Fe лежат
выше линии шерл-дравит (рис. 1), что указывает на низкие содержания в них Fe3+. В свою очередь это свидетельствует о формировании турмалинов в условиях относительно невысокой fO2. Температуры формирования турмалин-содержащих минеральных ассоциаций, оцененные по биотит-турмалиновому термометру
[1], составляют 450–550С. Минеральный состав карбонат-хлорит-мусковитовых прожилков и температура
их формирования (320C), оцененная по хлоритовому и мусковит-хлоритовому термометрам [2, 3], отвечают стандартным пропилитам.
Турмалины пропилитовой формации по химическому составу относятся к никелистым или хромистым
окси- и гидроксил-дравитам и магнезиофойтитам не содержащим фтора (рис. 2). Железистость турмалинов
варьирует в широких пределах от 0 до 45%. Частично фигуративные точки составов изученных турмалинов
на треугольнике Mg–Al–Fe лежат ниже линии шерл-дравит (рис. 2), что свидетельствует об обогащенности
минералов Fe3+. В свою очередь это, а также вхождение Ni в состав турмалина, указывает на высокую fO2
при образовании минерала. Наличие магнезиофойтита, вероятно, свидетельствует о низкой величине pH
минералообразующих флюидов. Температуры формирования турмалина пропилитовой формации, оцененные по различным минералогическим термометрам, варьируют от 380 до 250C.
Таким образом, турмалинсодержащие минеральные ассоциации цвиттеровой и пропилитовой формаций
формируются при существенно различных температурах, фугитивностях фтора и кислорода.
F-
Al
1
2
3
4
5
6
7
Шерл
Бюргерит
O2-
OH-
Дравит
Fe50Al50
Mg50Al50
А
Б
Рис. 1. Химический состав турмалинов Изумрудных копей: А) Соотношение O 2––F––OH– в позиции V, Б) Соотношение Fe–Al–Mg.
1 — турмалин, замещающий хромшпинелид, 2 — слюдиты, 3 — альбит-амфибол-турмалиновые метасоматиты, 4 — турмалин-маргаритовые метасоматиты, 5 — флогопит-хлоритовые метасоматиты, 6 — топаз-маргарит-парагонитовые прожилки, 7
— карбонат-турмалин-хлорит-мусковитовые прожилки.
F-
Al
1
2
3
4
5
6
7
8
9
10
Шерл
Бюргерит
OH-
O2-
А
Дравит
Mg50Al50
Fe50Al50
Б
Рис. 2. Химический состав турмалинов пропилитовой формации Шабровского (1–6) и Березовского месторождений (7–10). А) Соотношение O2–F––OH– в позиции V, Б) Соотношение Fe–Al–Mg.
10
МИНЕРАЛОГИЯ Типоморфизм минералов
1 — пропилиты, 2 — турмалин-флогопитовые метасоматиты, 3 — тальк-магнезитовые метасоматиты, 4 — турмалинфуксит-альбитовые породы, 5 — турмалинсодержащие прожилки в пропилитах, 6 — поздние турмалиновые прожилки, 7 —
магнезит-кварцевые жилы с никелистым тальком, 8 — доломит-пирофиллит-кварцевые жилы, 9 — метасоматиты, образованные на контакте ультраосновных и основных пород, 10 — пропилиты.
Литература: 1. Colopietro M.R., Friberg L.M. // GSA, 1987 Abstracts. №140176. 2. Cathelineau M. // Clay Min. 1988. V.
23. P. 471–485. 3. Котов Н.В. // Докл. АН СССР. 1975. Т. 222. N3. С.701–704.
ГЕНЕТИЧЕСКАЯ МИНЕРАЛОГИЯ СЕМЕЙСТВА АНКИЛИТА
Беловицкая Ю.В., Пеков И.В., Гобечия Е.Р., Кабалов Ю.К.
МГУ, Москва, Россия, mineral@geol.msu.ru
Belovitskaya Yu.V., Pekov I.V., Gobechiya E.R., Kabalov Yu.K. Genetic mineralogy of the ancylite family (Moscow State
University, Moscow, Russia)
Редкоземельные карбонаты семейства анкилита образуют серию твердых растворов REE(CO 3)(ОН) –
M2+2–x REE3+x(CO3)2(OH)xnH2O, где М2+=Sr, Ca, Pb, n1, x0,9. Наибольшее количество (85%) находок приходится на стронциевые минералы — анкилит-(Се) и анкилит-(La), которые достаточно широко распространены в поздних гидротермальных образованиях, связанных с высокощелочными породами и карбонатитами.
Кальциоанкилит-(Се), кальциоанкилит-(Nd), гисинит-(Nd) и козоит (Nd) относятся к редким минералам.
Такое распределение природных составов свидетельствует о том, что именно Sr является наиболее
предпочтительным для структурного типа анкилита. Это предположение имеет несколько подтверждений.
6. Наибольшие концентрации Sr достигаются в щелочных массивах и карбонатитах, где и сделаны все
находки анкилита. При достаточном количестве Sr образуется анкилит, а количество Са в минералообразующей среде, по-видимому, значения не имеет вообще. Возникновение кальциоанкилита, наоборот, представляется возможным лишь при сильном обеднении среды минералообразования Sr.
7. В Хибинском массиве анкилит часто встречается в составе псевдоморфоз в ассоциации со стронцианитом, витеритом, либо с синхизитом-(Се), либо со строцианитом, эдингтонитом, церитом, шабазитом-Са.
Из этих данных видно, что в минералообразующей среде было достаточно других двухвалентных катионов
— Са, Ва, но возникающий здесь анкилит все же резко обогащен Sr (количество Са — 0,05–0,1 ф.е.,
Ва — 0,01–0,02 ф.е.).
8. По соотношению катионов в область кальциоанкилита–козоита попадают и другие кальциеворедкоземельные карбонаты: синхизит, паризит, рентгенит, в слоистых структурах которых Са и REE четко
разделены по собственным позициям. Исходя из широкой распространенности этих минералов в природе,
можно утверждать, что для карбонатов Ca и REE предпочтительными являются слоистые структуры бастнезит-фатеритового типа, чем структура анкилита, где двухвалентные катионы и REE совместно заполняют
десятивершинные полиэдры.
Таким образом, именно Sr наиболее благоприятен для образования фаз со структурным типом анкилита,
тогда как Са более охотно входит в карбонаты бастнезитового структурного типа, являющиеся Ca-REEупорядоченными фазами. Существенную роль при этом играет фтор. При высокой активности F и отсутствии Sr образуются, видимо, только минералы ряда бастнезит-синхизит, и лишь в системах, обедненных и
F, и Sr, может возникнуть кальциоанкилит. В щелочных породах, обогащенных Sr и F, охотно образуется
анкилит. В этом случае активность фтора не имеет такого решающего значения, поскольку для Sr неизвестны фторкарбонаты. Фтор входит в состав флюорита, позднего фторапатита и синхизита, которые часто
встречаются вместе с анкилитом. Примесь фтора в минералах семейства анкилита невелика (0,2–2,1 мас. %).
Итак, для реализации структурного типа анкилита необходимо значительное количество REE, а среди
двухвалентных катионов предпочтительным является Sr. Фазы, обогащенные Са или Pb, в природе крайне редки.
Козоит-(Nd) и синтетические соединения REE(CO3)(ОН) со структурой анкилита (Sawyer et al., 1973)
свидетельствуют о том, что верхний предел содержания р.з.э. в структуре анкилитового типа ничем не ограничен, в то время как нижний не опускается ниже 0,9 ф.е. (установлено эмпирически). С количеством р.з.э.
связано количество (ОН)-групп, обеспечивающих баланс зарядов в структуре анкилита. По-видимому, для
реализации данного структурного типа именно количество (ОН)-групп  0,9 ф.е. играет важную роль. Этим
может объясняться отсутствие составов, в которых количество M2+ было бы значительно больше 1.
Между анкилитом и кальциоанкилитом существует непрерывный изоморфный ряд (Pekov et al., 1997).
Отношение Sr/Ca варьирует в пределах практически всего ряда. Характер отношения Sr/Са изменяется, очевидно, в зависимости от степени обогащения стронцием среды минералообразования.
Анкилит-(La) из Ловозерского щелочного массива (аl–106) отличается повышенным содержанием свинца (до 2,2 мас. % PbO), что впервые отмечено для анкилитов. Известен свинцовый минерал семейства анкилита — гисинит-(Nd), и наши данные свидетельствуют о возможности существования в природе изоморфной серии анкилит — гисинит. Источником свинца, скорее всего, стал соседствующий галенит, разлагающийся в гипергенных или позднегидротермальных условиях. Этот анкилит резко обеднен церием, который,
МИНЕРАЛОГИЯ Типоморфизм минералов
11
по-видимому, окислился до Ce4+. Таким образом, единственный известный в настоящее время в Ловозере
анкилит с изученным составом, возможно, имеет гипергенное происхождение.
РАСПРЕДЕЛЕНИЕ Zr И Nb В МИНЕРАЛАХ ГРУПП
АСТРОФИЛЛИТА И ЛАМПРОФИЛЛИТА ВЫСОКОЩЕЛОЧНЫХ ПЕГМАТИТОВ
Бялькина А.В., 1ПековИ.В., 2Кононкова Н.Н.
1
МГУ, Москва, Россия, mineral@geol.msu.ru; 2ГЕОХИ РАН, г.Москва, Россия
1
1Byalkina1
A.V., 1Pekov I.V., 2Kononkova N.N. The distribution of Zr and Nb in minerals of astrophyllite and lamprophyllite groups in high-alkaline pegmatites (1MSU, Moscow, Russia, mineral@geol.msu.ru; 2GEOKHI RAS, Moscow,
Russia). The main task of our investigation is study of Zr and Nb behavior in some rock-forming and accessory minerals
of high-alkaline pegmatites and metаsomatites of 25 alkaline massifs. Characteristics of Zr and Nb distribution in minerals of astrophyllite and lamprophyllite groups and associated alkaline amphiboles, pyroxenes, aenigmatite were studied
on the example of 7 pegmatites of Khibiny and Lovozero massifs.
Исследованный материал происходит из щелочных массивов различной формационной принадлежности:
нефелин-сиенитовых, щелочно-гранитных и щелочно-сиенитовых. Изучены 44 образца минералов группы
астрофиллита, 20 образцов минералов группы лампрофиллита, а также для сравнения 38 образцов пироксенов, 15 образцов амфиболов и 4 образца энигматита из щелочных пород Хибин, Ловозера, Западных Кейв
(Кольский п-ов); Татарки (Енисейский кряж); Джилису (Киргизия); Верхнего Эспе (Казахстан); Дара-Пиоза
(Таджикистан); Коргере-дабы (Тува); Инагли (Якутия); Илимаусака и Нарсарсука (Гренландия); Лангезундфьорда (Норвегия); Тамазерта (Марокко); Сент-Илера (Канада); Сент-Питерс-Дома (Колорадо) и др.
Наблюдаются следующие вариации содержаний Zr и Nb: в минералах группы астрофиллита — 0–5,7%
ZrO2 и 0–5,6 % Nb2O5 в собственно астрофиллите, 0–0,3 % ZrO2 и 0–7,8 % Nb2O5 — в куплетските, 0–0,02%
ZrO2 и 0–2,8 % Nb2O5 — в магнезиоастрофиллите; в минералах группы лампрофиллита обнаружено 0–0,2%
ZrO2 и 0–1,2 % Nb2O5; в пироксенах — 0–2,0 % ZrO2 и 0–0,7 % Nb2O5; в амфиболах — 0–0,5 % ZrO2 и
0–0,2 % Nb2O5; в энигматите — 0–0,2 % Nb2O5, а Zr не обнаружен. В зависимости от местонахождения объекта, состав минералов имеет свои характерные особенности, видимо, отражающие геохимическую специализацию родительского массива.
При сравнении состава ассоциирующих минералов групп астрофиллита и лампрофиллита зафиксировано, что Zr тяготеет к астрофиллиту более, чем Nb, а для куплетскита отмечена обратная корреляция; минералы группы лампрофиллита обычно практически свободны от этих примесей, а в тех случаях, когда они
присутствуют, то наблюдается заметное преобладание Nb над Zr. Для пироксенов, амфиболов и энигматита
Nb и Zr в целом не характерны.
Распределение Zr и Nb между сосуществующими цветными минералами высокощелочных пегматитов
носит закономерный характер. Важным фактором, влияющим на содержание и состав примесей в минералах, является нахождение исследуемых минералов в парагенезисе с другими фазами, способными концентрировать те же элементы. Минералы групп астрофиллита и лампрофиллита часто находятся в парагенезисе
с щелочными пироксенами, амфиболами, энигматитом. В случаях совместной кристаллизации Zr и Nb отдают предпочтение лампрофиллиту, в меньшей степени минералам группы астрофиллита, в остальных минералах он практически не накапливается.
Из всего вышесказанного можно сделать следующий вывод. При отсутствии минералов-концентраторов
(для Zr — эвдиалит, циркон, катаплеит и др., для Nb — пирохлор и Nb–силикаты), на поздних стадиях Zr и
Nb рассеиваются в Ti-силикатах — минералах группы астрофиллита, лампрофиллита и др. — а также в породообразующих цветных минералах (пироксенах, амфиболах и др.).
ТИПОМОРФНЫЕ ОСОБЕННОСТИ ПИРИТА ПО СТАДИЯМ УГЛЕФИКАЦИИ
И ПРЕОБРАЗОВАНИЯ УГЛЕНОСНЫХ ОТЛОЖЕНИЙ
СРЕДНЕГО КАРБОНА ДОНБАССА
Викулов А.Г., Седаева К.М.
МГУ, г. Москва, Россия, sediment@geol.msu.ru
Vikulov A.G., Sedaeva K.M. Typomorphic features of pyrite by stages of coalfication and transformation of coal containing deposits in Donbass (MSU,Moscow, Russia). In our investigation there were researched the typomorphic characteristics of pirit, coal and coal containing deposits. The chosen regions have rocks, which are transformed less then where
ever till the condition of strongly changed rock complex. Now we can conclude that the pirit constantly and periodically
transforms in the spheres of lithogenesis (katagenesis-metagenesis) and coalfication (longflamed coal — anthraciteferous). In these changes pirit reflects and fixates throught it's typomorphic sighs the rhythm and scales of temperature increasing, the pressure, the depth of plunge.
12
МИНЕРАЛОГИЯ Типоморфизм минералов
Давно известно, что пирит является одним из наиболее распространенных минералов в земной коре. Он
встречается как в осадочных, так и в эндогенных образованиях различного генезиса и возраста. Формирование пирита из осадочных пород и в частности из угленосных отложений Донецкого бассейна происходило
под влиянием разнообразных факторов, обусловленных в общем случае тектоническим режимом (интенсивностью прогибания области седиментации), темпами осадконакопления, скоростью поступления и захоронения терригенного материала, количеством и длительностью диастем, а также фациальными обстановками.
Все эти факторы, в конечном счете, и определили типоморфные особенности пирита из осадочных пород.
Детальные литолого-минералогические и физико-химические исследования пирита углей и углевмещающих отложений Донецкого бассейна проводились от районов платформенного склона ВосточноЕвропейской платформы, где породы наименее преобразованы (начальный катагенез, угли марок “Д” —
длиннопламенные и “Г” — газовые), до сильноизмененных толщ осевой части Донецкого прогиба (поздний
метагенез, угли марки “А” — антрацитовые). Типоморфные признаки пирита: кристалломорфологические,
микростроение, микропарагенезис ассоциирующих рудных минералов, химический состав (в частности содержание элементов-примесей), физические свойства (термоЭДС, параметр элементарной ячейки, микротвердость, отражение), изотопный состав серы и температурные интервалы среды минералообразования
менялись от стадии начального катагенеза (угли марки “Д”) до стадии позднего метагенеза (угли марки “А”)
следующим образом. Морфология выделения (вкрапленность) — от диффузионно-рассеянной, шнуровидной (глубинный катагенез) до пятнистой и прожилковидной. Кристаллографические формы — от сферолитов и псевдоморфоз по биогенным остаткам до кубических, пентагон-додекаэдрических и октаэдрических
кристаллов. Микростроение — от глобулярного, фрамбоидального до крупноблочного. Химический состав — от избытка серы при малом количестве и обедненном видовом составе элементов-примесей (при
соотношении Ni/Co>1) до ее дефицита при значительном содержании и богатом видовом составе элементовпримесей (при соотношении Ni/Co<1). Микропарагенезис — от малосернистых сульфидов (маккинавит),
моносульфидов (пирротин), бисульфидов (мельниковит), простых сульфидов (галенит, сфалерит) до сложных сульфидов (арсенопирит, халькопирит). Физические свойства — термоЭДС изменяется от положительной (дырочной) до отрицательной (электронной) проводимости. В этом же направлении отмечается
тенденция повышения значений микротвердости, отражения, параметра элементарной ячейки. Изотопный
состав серы изменяется в сторону возрастания содержания в ней тяжелых изотопов.
Выявлено, что пирит последовательно и стадийно изменяется по зонам литогенеза и углефикации, отражая и фиксируя через свои типоморфные особенности этапы перестройки и преобразования глинистых
минералов, темп и масштабы нарастания температуры, давления, глубины погружения. Установлено, что
пирит поздних стадий углефикации (угли тощие, полуантрациты, антрациты) и литогенеза (стадии раннего и
позднего метагенеза), образующийся в зонах дислокации и повышенного пластового давления, является
важным поисковым признаком, указывающим на неблагоприятные условия эксплуатации шахтных полей
сложного строения.
СОСТАВ БИОТИТОВ И ТИПИЗАЦИЯ
МЕЗОЗОЙСКИХ ИНТРУЗИВНЫХ КОМПЛЕКСОВ ВОСТОЧНОГО ЗАБАЙКАЛЬЯ
В ЭВОЛЮЦИОННОМ РЯДУ РАЗВИТИЯ КОНТИНЕНТАЛЬНОЙ КОРЫ
Волкова Е.В., Сырицо Л.Ф.
СПбГУ, Санкт-Петербург, Россия
Volkova E.V., Syritso L.F. The composition of biotites and the typization of the Mesozoic complexes on the evolution
stages of the continental crust (Saint-Petersburg State University, St.Peterburg, Russia). The continental crust Transbaicalia contamination degree was examinated on diagram log(X F/XOH) – log(XMg/XFe) by the composition of biotites of the
mezozoic granitoid complexes.
Как известно, состав биотита широко используется для оценки режима кислотности-щелочности кристаллизующейся гранитоидной магмы, оценки температуры кристаллизации расплава и фугитивности кислорода
[1–3]. В самые последние годы составы биотитов используются при реконструкции геодинамических режимов формирования магматических пород и типизации гранитоидов в эволюционном ряду развития континентальной коры. В основу последнего исследования положена методика Бримхолла и Агью [4], разработанная на основе изучения гранитоидов Североамериканских Кордильер. Для проведения такого анализа
использовалась диаграмма с координатами log(XF/XOH)cл–log(XMg/XFe)сл, где значения XF, XOH, XMg, XFe —
мольные доли соответствующих компонентов в слюде. Значения log(XF/XOH)cл позволяют отражать отношения фугитивностей HF и H2O (fHF/fH2O), а значение log (XMg/XFe)сл — фугитивности кислорода (fO2) [3]. Выделяемый при этом ряд полей (WC–MC–SC–SCR–SCSR) отвечает последовательности промежуточных состояний между гранитоидами I-типа и S-типа по классификации Чаппеля и Уайта [5]и позволяет определять
возрастающую долю корового вещества в ряду гранитоидных типов (рис.) [6].
В соответствии с предложенной методикой представлялось интересным рассмотреть состав слюд мезозойских интрузивных комплексов Восточного Забайкалья и выявить их информативность для оценки изме-
МИНЕРАЛОГИЯ Типоморфизм минералов
13
нения доли корового компонента в процессе формирования интрузивных серий завершающихся образованием редкометальных гранитов. В работе было использовано 65 оригинальных полных силикатных анализов слюд.
Мезозойские гранитоиды Восточного Забайкалья хорошо изучены в соответствии с требованиями формационного анализа и геохимической типизации. Здесь получили развитие две
главные интрузивные серии: высококалиевая
известково-щелочная и субщелочная, тяготеющие к различным структурно-формационным
зонам. В пределах Агинской зоны получили
развитие
интрузии
диорит-гранодиоритгранитовой (шахтаминский комплекс) и аляскитовой (кукульбейский комплекс) формаций.
В Газимуро-Аргунской зоне помимо интрузий
шахтаминского и лейкогранитовой формации
кукульбейского комплексов получили распространение гранодиорит-гранитовые интрузии
сретенского и олдондинского комплексов, а
также гипабиссальные интрузии габбромонцонит-сиенитового акатуевского комплекса.
Для мезозойских гранитоидов характерно широкое разнообразие составов слюд: в акатуевском комплексе слюды представлены флогопит-аннитами при резком преобладании флогопитовой составляющей, биотиты шахтаминского и сретенского комплексов заметно отличаются присутствием в их составе миналов истонит-сидерофиллитового ряда, для кукульбейского комплекса характерны максимально железистые (лейкогранитовая формация) и максимально глиноземистые (аляскитовая формация) биотиты.
В соответствии с выполненными по указанной методике исследованиями (рис.), наиболее близкими к
I-типу гранитов, являются гранитоиды сретенского и шахтаминского комплексов, занимающие область слабоконтаминированных пород (WC). При этом положение точек составов биотитов последнего соответствует
переходной и континентальной стадиям формирования коры региона (поля WC–MC), что отражает длительность формирования комплекса во времени и увеличение доли корового вещества в процессе его эволюции. Такой вывод хорошо подтверждается степенью накопления в составе пород кремнекислоты, данными геохронологии и возрастанием величины первичного изотопного отношения стронция [7].
В рассматриваемых параметрах составы слюд олдондинского комплекса образуют самостоятельное поле в области среднеконтаминированных пород, лежащее выше поля шахтаминского комплекса по параметру
log(XF/XOH)cл, что свидетельствует о его формировании в условиях большей фугитивности фтора. Поле олдондинского комплекса также не перекрывается с полем кукульбейского комплекса, что лишний раз подтверждает его промежуточное положение в эволюционном ряду магматизма [7].
Составы биотитов гранитоидов из аляскит-лейкогранитового кукульбейского комплекса находятся в отрыве от ряда предшествующих комплексов и располагаются в области, соответствующей стадии максимально переработанной и восстановленной континентальной коры с наибольшей степенью контаминации
(SCSR), то есть этот комплекс наиболее близок к S-типу гранитов. Это находит свое подтверждение в высокой кремнекислотности пород, насыщенности их флюофильными и редкими элементами, а также высокой
флюидонасыщенности этих образований. Важно подчеркнуть, что в пределах этого комплекса наблюдается
четкое разделение полей составов биотитов, соответствующих аляскитовой (вольфрамоносной) и лейкогранитовой (танталоносной) формациям. Последние занимают область более высоких значений log(XF/XOH)cл,
что свидетельствует об их формировании на той же стадии эволюции континентальной коры, но в условиях
большей фугитивности фтора.
В целом распределение составов слюд изученных интрузивных комплексов Восточного Забайкалья на
рассматриваемой диаграмме находится в хорошем согласии с геологическими и изотопно-геохимическими
данными. Главное несоответствие наблюдается в идентичности положения шахтаминского диоритгранодиорит-гранитового и акатуевского габбро-монцонит-сиенитового комплексов. Согласно геохимическим и изотопным данным, последний комплекс связан со щелочно-базальтоидным магматизмом глубинного мантийного происхождения [8] и, безусловно, гораздо ближе к I-типу гранитов.
Литература: 1. Маракушев А.А., Тарарин И.А. О минералогических критериях щелочности гранитоидов. // Изв.АН
СССР. Cер.геол. 1965. № 3. C. 20–37. 2. Иванов В.С. О влиянии температуры и химической активности калия на состав
биотита в гранитоидах (на примере Западно- и Восточно-Чультинского интрузивов Центральной Чукотки). //
МИНЕРАЛОГИЯ Типоморфизм минералов
14
Изв. АН СССР. Cер.геол. 1970. № 7. С. 13–24. 3. Wones D.R., Eugster H.P. // Am. Min., 1965. V. 50. 4. Ague J.J., Brimhall
G.F.// Geol., 1987. V. 15. P. 63–66. 5. Chappell B.W., White A.J.R. // Pasific Geol., 1974. V. 5. P. 173–174. 6. Будников С.В. и
др. // Докл. РАН, 1993. Т. 333. № 2. С. 207–209. 7. Сырицо Л.Ф. и др. Мезозойские интрузивные серии Забайкалья и проблемы их петрогенезиса. // Вест.СПбГУ, 1999. 8. Таусон Л.В. и др. Геохимия мезозойских латитов Забайкалья. Новосибирск, 1984. 213с.
МОРФОЛОГИЯ И АНАТОМИЯ КРИСТАЛЛОВ ЦИРКОНА
ИЗ ГИДРОТЕРМАЛИТОВ ЩЕЛОЧНЫХ ГРАНИТОВ КОЛЬСКОГО ПОЛУОСТРОВА
Волошин А.В., Лялина Л.М., Костюк Ю.В., Ниткина Е.А.
Геологический институт Кольского научного центра РАН, г. Апатиты, Россия
Voloshin A.V., Lyalina L.M., Kostyuk Yu.V., Nitkina E.A. Morphology and anatomy of zircon crystals from hydrothermalites of alkaline granites of Kola peninsula (Geological institute, KSC RAS, Apatity, Russia). Zircon from hydrothermalites and pegmatites of alkali granite formation (Keivy massif, Kola Peninsula) is represented by two morphological
types, where {110} and {100} prism faces are predominantly developed. Given the similar simple forms there are differences in character of face development on the zircon crystals from various parts of hydrothermalites. Intra-phase heterogeneity is expressed within the crystals from central and external zones. Small crystals and sub-individuals of zircon are
identical in properties to the external zones of nonuniform crystals and represent late generation. The central parts of
crystals are the early zircon generation and characterized by presence of intra-phase heterogeneity expressed in multiple
inclusions of various mineral phases.
Гидротермалиты, являющиеся вместе с пегматитами жильными производными щелочных гранитов комплекса Западных Кейв (Кольский п-ов), представляют собой существенно кварцевые породы с незначительным содержанием полевых шпатов и темноцветных минералов. При широком разнообразии акцессориев в
гидротермалитах циркон является сквозным минералом для разных групп жильных тел.
В гидротермалитах (участки Белые тундры, р. Узкая) и пегматитах (г. Юмперуайв) циркон находится
среди породообразующих минералов в виде отдельных или сгруппированных в цепочки кристаллов, которые по морфологии можно разделить на два типа. Преобладающий, первый тип с доминантным развитием
граней призмы {110} установлен в гидротермалитах всех участков. Размеры кристаллов позволяют разделить их условно на относительно крупные (1–4 мм) и мелкие (<1 мм). Грани кристаллов в основном матовые, шероховатые, часто с включениями кварца. Реже наблюдаются трещины, следы от включений и наросты мелких субиндивидов циркона. На некоторых кристаллах четко просматривается зональность, связанная
с нарастанием прозрачного бесцветного циркона на непрозрачное темно-коричневое ядро. Окрашен циркон
в различные оттенки коричневого цвета: от светло-коричневого (медово-желтого) до темного, почти черного. Соответственно меняется степень прозрачности — от прозрачных до непрозрачных индивидов. При общем сходном наборе простых форм выявляются различия в характере их развития для кристаллов циркона
первого типа из разных участков гидротермалитов (см. табл.). Доминантное развитие дипирамиды {331} на
кристаллах участка р. Узкая отличает их не только от индивидов других участков гидротермалитов щелочных гранитов, но и вообще довольно редкое явление.
Второй тип циркона с преимущественным развитием граней призмы {100} установлен только в пегматитах (табл.). Индивиды данного типа отличаются более светлой окраской, более высокой степенью прозрачности. Выявленные морфологические различия циркона из гидротермалитов и пегматитов указывают на
различия в условиях их образования.
Исследования анатомии циркона показали, что в кристаллах из пегматитов слабо проявлена фазовая неоднородность (небольшое количество микровключений) при отсутствии признаков внутрифазовой неоднородности.
Таблица
Распространение простых форм на кристаллах циркона из гидротермалитов и пегматитов
Crystal forms of zircon from hydrothermalites and pegmatites
Участок
Призмы
Дипирамиды
{110}
{100}
{111}
{221}
{331}
р. Узкая
Белые тундры
***
***
*
*
***
***
*
***
*
г. Юмперуайв
**
***
***
{311}
**
Примечание. *** преимущественное распространение, ** частое развитие, * редкое присутствие
В противоположность кристаллам из пегматитов, крупные индивиды (1–4 мм) из гидротермалитов характеризуются наличием во многих из них центральной части и внешней зоны. Центральным частям кристаллов присуща неправильная форма, более высокая степень трещиноватости, наличие многочисленных
микровключений и густой сети участков изменения с иными оптическими свойствами и химическим составом (более высокие содержания примесей Ca, Fe, Hf, Y). Именно с этими участками изменения связано подавляющее число микровключений (моно- и полифазных). Среди них оптическим и микрозондовым мето-
МИНЕРАЛОГИЯ Типоморфизм минералов
15
дами выявлены: сульфиды (пирит, галенит), оксиды (гематит, ильменит, U–Pb-оксид, кварц,), фосфаты (апатит), сульфаты (барит), силикаты (микроклин, плагиоклазы, слюды), а также ряд недиагностированных фаз.
Положение центральной части, составляющей ≈15–80 % от объема кристаллов, может быть смещено от центра индивида, а, кроме того, она не всегда полностью окружена внешней зоной, придавая грани кристалла
резорбированный облик.
Внешние зоны кристаллов практически не содержат участков изменения, менее трещиноваты и менее
насыщены включениями — это, как правило, крупные вростки кварца, полевых шпатов, реже слюд (вероятно, протогенетические). Характерным для этих зон является присутствие нескольких последовательных (от
центра к внешним границам индивидов) участков поперечной трещиноватости (плоскости трещин нормальны по отношению к граням), маркирующих разные этапы роста и растворения кристаллов.
Мелкие кристаллы (<1 мм) циркона в гидротермалитах являются однородными по своему внутреннему
строению, подобно внешним зонам крупных индивидов. Выявлены также и относительно крупные кристаллы в гидротермалитах Белых тундр без внешней зоны, по морфологии и внутреннему строению схожие с
центральными частями неоднородных кристаллов.
Проведенные исследования позволяют предполагать две генерации циркона в гидротермалитах, соответствующие двум крупным этапам роста минерала. Кристаллы циркона первой генерации испытали значительное растворение и в настоящее время представляют собой центральные части сложных индивидов или
крупные кристаллы без внешней зоны. На эти корродированные кристаллы происходило нарастание циркона второй генерации, кристаллизовавшегося также и в виде мелких самостоятельных индивидов. Рост циркона во второй этап сопровождался периодами незначительного растворения (зоны поперечной трещиноватости).
Работа выполнена при финансовой поддержке РФФИ (проект 02-05-65341).
ФОРМАНИТ-(Y) ИЗ АМАЗОНИТОВЫХ РАНДПЕГМАТИТОВ
КОЛЬСКОГО ПОЛУОСТРОВА, РОССИЯ
Волошин А.В., Лялина Л.М., Савченко Е.Э., Богданова А.Н.
Геологический институт Кольского научного центра РАН, г. Апатиты, Россия
Voloshin A.V., Lyalina L.M., Savchenko Ye.E., Bogdanova A.N. Formanite-(Y) from the amazonitic randpegmatites of
the Kola peninsula, Russia (Geological institute, KSC RAS, Apatity, Russia). Formanite-(Y) is established in amazonitic
rand-pegmatites of Mt. Ploskaya. It develops along the cracks inside the plumbomicrolite crystals. Formanite-(Y) in natural conditions is amorphous, and after heating at 600 to 850С shows tetragonal modification, and at 900оС a transition to
monoclinic modification occurs. In the mineral phase heterogeneity has been established. It is caused by the presence of
microinclusions of other mineral phases: native Bi, galena, lellingite and U–Pb oxide. The mineral composition (type
ABO4): (Y0.6–0.7Yb0.25–0.3REE0.15–0.2Ca0.01–0.02Th0–0.01U0–0.01)1.05–1.2 (Ta0.6–0.7Nb0.25–0.3Ti0.03–0.06)0.91–0.98 O4. In the mineral
REE spectrum LREE are entirely absent and in the HREE series a distinct ytterbium maximum is established.
Форманит-(Y) установлен в дифференцированных амазонитовых рандпегматитах г. Плоская. Он образует
уплощенные призматические кристаллы на поверхности и развивается по трещинам внутри кристаллов
плюмбомикролита. Минерал прозрачный, слабо зеленоватый или бесцветный.
Форманит-(Y) в естественном состоянии рентгеноаморфный и сохраняет это состояние после прокаливания до 500С. Появление и стабилизация тетрагональной модификации происходит с усилением после
прокаливания в течение 1 часа при температурах от 600 до 850С, а при 900С — происходит переход в моноклинную модификацию вплоть до 1100С. Параметры элементарной ячейки тетрагональной модификации
форманита-(Y) и моноклинной модификации соответственно: a = 5,12(1), c = 10,83(3)Å и a = 5,033(3),
b = 10,874(6), c = 5,279(8) Å, β = 94,81(7)o.
Оптическими и рентгено-спектральным (микрозондовым) методами установлена фазовая неоднородность форманита, обусловленная наличием микровключений других минеральных фаз: самородного Bi, галенита, леллингита и U–Pb оксида. Самородный Bi обнаружен в виде мельчайших 4–7 мкм изометричных
(округлых) включений. Многочисленные включения галенита представляют собой неправильной формы
выделения при значительных вариациях размеров: от 40–50 мкм до пылевидных частиц, рассеянных в прожилках форманита-(Y). Леллингит во всех установленных случаях входит в состав полифазных включений:
леллингит + галенит, леллингит + U–Pb-оксид и представляет собой выделения неправильной формы размером до 15 мкм. Включения U–Pb-оксида находятся в виде кубооктаэдрических кристаллов (10–15 мкм). Химический состав Pb–U оксида: UO2 — 65,04, PbO — 18,71, ThO2 — 10,67, CaO — 0,10, Yb2O3 — 0,42, Ta2O5
— 1,13, сумма: 96,07 мас. %.
С генетической позиции включения по отношению к форманиту-(Y) могут быть разделены на протогенетические (самородный висмут и U–Pb-оксид) и сингенетические, которые включают галенит и полифазные включения с леллингитом.
Форманит-(Y) является существенно танталовым членом группы фергусонита в амазонитовых рандпегматитах г. Плоская. Химические анализы минерала (типовая формула ABO4, где A =Y, REE, Ca, Th, U, B =
Ta, Nb, Ti, Fe) демонстрируют незначительные вариации содержания катионов в позиции В при их неболь-
16
МИНЕРАЛОГИЯ Типоморфизм минералов
шом дефиците и довольно существенные изменения содержания катионов группы А, присутствующих в
некотором избытке:(Y0,6–0,7Yb0,25–0,3REE0,15–0,2Ca0,01–0,02Th0–0,01U0–0,01)1,05–1,2(Ta0,6–0,7Nb0,25–0,3Ti0,03–0,06)0,91–0,98O4. В
составе минерала в спектре редкоземельных элементов полностью отсутствуют легкие (LREE), а в ряду тяжелых (HREE) устанавливается четкий иттербиевый максимум.
Исследования характера распределения видообразующих элементов (Та, Nb, Y, Yb) в направлении нормальном к прожилку форманита в плюмбомикролите, позволили выявить слабую химическую неоднородность: незначительное увеличение содержания тантала и уменьшение содержания ниобия, иттрия и иттербия от краев прожилка к его центру.
В составе минерала практически не содержатся U и Th, но при этом отмечаются тонкие включения U–Pb
оксидов.
В дифференцированных амазонитовых рандпегматитах установлены две стадии альбитизации (I и II), с
которыми связана тантал-ниобиевая минерализация [1]. В первую стадию происходило образование фергусонита при высокой активности Nb, а во вторую — при снижении роли Nb и росте активности Ta сформировался эволюционный ряд минералов: манганоколумбит (или фергусонит) — плюмбопирохлор — плюмбомикролит. Форманит-(Y) завершает этот тип минерализации и отражает максимальную активность Ta на
поздних этапах альбитизации-II.
Y–REE минерализация в амазонитовых рандпегматитах генетически связана с процессом иттрофлюоритизации, следовавшем за альбитизацией-II, и развивается по двум ветвям: иттербиевой (ранней) и иттриевой
(поздней). Иттербиевый максимум в составе REE форманита-(Y) указывает на принадлежность его к ранним
генерациям минералов, формирующих эволюционный ряд минералов (иттербиевая ветвь), начало которого
совпадает с конечными стадиями Nb–Ta минерализации.
Работа выполнена при финансовой поддержке РФФИ (проект 02-05-65341).
Литература: 1. Волошин А.В., Пахомовский Я.А. Минералы и эволюция минералообразования в амазонитовых пегматитах Кольского полуострова // Л.:Наука, 1986. 168с.
ТИПОМОРФИЗМ РАЗУПОРЯДОЧЕННОСТИ МИНЕРАЛОВ ГЛИН В ЗЕМНОЙ КОРЕ
Гойло Э.А.
СПбГУ, г. Санкт Петербург, Россия, goilo@EG5812.spb.edu
Goilo E.A. Typomorphism of disorder of clay minerals in Earth Crust (SPbSU, Saint-Petersburg, Russia). The typomorphism, stages and transformation trends of clay minerals in regress (changing of pH, Eh, organic matter, composition
of solution at low p and constant T parameters) and progress (high p, T parameters) conditions were studied. The analysis
of defects of micas, chlorites, mixed-layered minerals allowed to sketch the general evolution processes in clay alteration
in various geological situations, as well as to determine the local structure disorder for specific geodynamic parameters.
The new typomorphism parameters for clay minerals can be used in the solving fundamental geological problems: ecology of bottom deposits, soil mineralogy, petroleum and gas deposits, mapping of substrates containing clay minerals.
Геодинамические процессы в Земной коре приводят к образованию переходных часто неустойчивых и дефектных структур минералов. Масштабы проявления временных и пространственных границ таких трансформаций изучены пока достаточно слабо. Отчасти, это может быть связано с тем, что минералогическое
картирование пород традиционно основывается на определении их видов обычно без оценки дефектности.
Типоморфизм плохо окристаллизованных фаз получил новое развитие с внедрением в минералогическую
практику локальных методов определения строения и состава фаз, компьютерных программ расчета дифракционных, ИК и мессбауэровских спектров, а также моделирования сложных многостадийных природных процессов. Разработка новых критериев типоморфизма минералов и методов их экспрессного определения в трансформационных рядах природных систем продолжает оставаться одним из перспективных
направлений минералогии.
Трансформационные ряды слоистых силикатов в различных физико-химических условиях рассмотрены
как последовательная смена их структурных состояний, отличающихся степенью упорядочения состава и
строения фаз. Проведено обобщение природных и экспериментальных материалов по типоморфизму трансформаций минералов глин в регрессивных (pH, Eh, органическое вещество, состав растворов при относительно низком давлении и постоянной температуре) и прогрессивных (повышение Р–Т параметров) условиях. Выявлена особая роль лабильных трехэтажных построек смектитов, смешаннослойных структур, локальной атомной разупорядоченности, слоевых смещений как промежуточных, дефектных образований на
пути синтеза стабильных фаз. На начальном этапе прогрессивных трансформаций слоистых силикатов в
условиях повышенных температур, давлений и химически активных средах интенсивно развиваются лабильные структуры смектитов. Следующий этап характеризуется формированием упорядоченных и неупорядоченных смешаннослойных образований с переменным содержанием переслаивающихся компонентов, а
также структур со слоевой и катионной разупорядоченностью. Последний этап завершается формированием
слюд и хлоритов. В регрессивных условиях установлена обратная направленность реакций. При формировании донных осадков, транспортируемые в морскую акваторию слюды и хлориты подвергаются активному
МИНЕРАЛОГИЯ Типоморфизм минералов
17
воздействию различных физико-химических и биологических факторов, которые вызывают их неустойчивость и инициируют регрессивные трансформационные преобразования. Окисление атомов Fe в октаэдрических позициях хлоритов и слюд приводит к нарушению баланса заряда в структурах, их разрушению и
соответствующему выносу октаэдрических катионов и гидратированных межслоевых комплексов. Происходит обратная трансформация (деградация) слюды и хлорита в смектит через интенсивное развитие смешаннослойных фаз. Аналогичные трансформации слюд и хлоритов наблюдаются и при внутрипочвенном
выветривании. Таким образом, независимо от направленности процесса изменения пород на первом этапе
трансформаций минералов глин отмечается формирование структурно близких набухающих фаз. Особенностью смектитов является значительная дисперсность частиц, лабильность структур, высокая способность
сорбировать и обмениваться различными неорганическими и органическими соединениями с окружающей
средой, что предопределяет их важную роль в формировании месторождений полезных ископаемых, в частности нефти и газа, а также в оценке механических свойств грунтов, качества почв и экогеологического состояния местности.
Сформулирован кристаллохимический принцип, регулирующий направленность трансформаций слоистых силикатов: преобразование слоистых силикатов характеризуется либо возрастанием (прогрессивные),
либо уменьшением (регрессивные) величины заряда и однородности распределения катионов в Al–Si пакетах новообразованных фаз. Эта закономерность выполняется для всех слоистых силикатов, она реализуется
через последовательную смену разупорядоченных форм, которые в свою очередь являются структурной
основой типоморфных признаков трансформационных реакций. Для повторяющегося в Земной коре цикла
регрессивных и прогрессивных трансформаций слоистых силикатов была сформулирована концепция их
твердофазового преобразования, суть которой заключается в существенном сохранении наиболее прочно
связанного ядра Al–Si матрицы в цепи топотаксических преобразований 2-х и 3-х этажных минералов.
Анализ фрагментарности строения упорядоченных и неупорядоченных разновидностей слоистых силикатов позволил выявить в их структурах специфические направления и плоскости, которые наиболее чувствительны к определенным типам дефектов, а также получить для них дифракционные характеристики. В
результате разработаны экспрессные порошковые рентгеновские дифракционные методы съемок ограниченных областей 2θ для измерения отношений интенсивностей пар рефлексов и определения по ним содержания глинистых минералов в породе [1,2], установления распределения атомов железа по октаэдрическим
позициям слюд и хлоритов [2], состава смешаннослойных образований [3], распределения катионов по биси трансоктаэдрам слюд [4] и др.
Полученные результаты по типоморфизму слоистых силикатов и методам их изучения могут быть использованы в широкой области геологических наук при проведении минералогического картирования пород, содержащих слоистые силикаты.
Работа выполнена при поддержке гранта Университеты России, (проект №0867).
Литература: 1. Гойло Э.А. и др. Изучение структурных особенностей некоторых минералов по парным отношениям
интенсивностей рефлексов.// Урал. летняя мин. школа–2000. Екатеринбург: УГГГА, 2000. С. 292–295. 2. Дьяконов Ю.С.
Полуколичественное рентгенографическое определение минералов глин (слоистых силикатов). Методические указания.
М.: ВИМС, 1984. 25с. 3. Tchoubar C., Drits V.A. X-ray diffraction by disorder lamelaire structures. Berlin: Springer Verlag,
1990. 371с. 4. Гойло Э.А., Югова А.Л. Определение распределения катионов по цис- и трансоктаэдрическим позициям
методом порошковой рентгенографии в слюдах 1М.// ЗВМО, 2000. № 3. С.104–109.
ТИТАНОМАГНЕТИТ КАК ОДИН ИЗ ГЛАВНЫХ ПОРОДООБРАЗУЮЩИХ
МИНЕРАЛОВ ЧИНЕЙСКОГО РАССЛОЕННОГО ПЛУТОНА (С. ЗАБАЙКАЛЬЕ)
Гонгальский Б.И., 2Криволуцкая Н.А., 3 Некрасов А.Н.
1
ИГЕМ РАН, gon@igem.ru; 2ГЕОХИ РАН, narkiv@mail.ru; 3ИЭМ РАН, alex@iem.ac.ru
1
1Gongalsky
B.I., 2Krivolutskaya N.A., 3Nekrasov A.N. Titanomagnetite as the main ore-forming mineral of the Chiney
massive, the North Transbaikalia (1IGEM RAS, Moskow, Russia; 2GEOCHI RAS, Moskow, Russia; 3IEM RAS, Chernogolovka, Russia). Chiney massive contains the largest vanadium deposit in Russia. Titanomagnetites from different
rocks so as disseminated and massive ores have been studied. There are two types of grains in the rocks of the Chiney
massive: eugedral and xenomorphic. This mineral has structure of solid solutions. Its composition varies in MgO, TiO 2,
Al2O3 and V2O5 and depends on the rock’s type and ores. The obtained data suggest the different forming conditions
(temperature and oxygen fugacity) for these titanomagnetites.
Титаномагнетит встречается обычно в качестве акцессорного рудного минерала во многих типах пород, реже он образует крупные скопления с образованием рудных тел в базитовых массивах. Чинейский габбронорит-анортозитовый плутон является наиболее ярким примером таких образований. В настоящее время
связанные с ним титаномагнетитовые руды по запасам ванадия представляют собой крупнейшее месторождение в России. Уникальность массива определяется высокой степенью концентрации этого минерала и, как
следствие этого, необыкновенно высокой железистостью слагающих его пород.
МИНЕРАЛОГИЯ Типоморфизм минералов
18
Чинейский лополит (мощностью 2,5 км) сложен двумя главными группами пород — высоко- и низкотитанистыми габброидами, часто с разноориентированной слоистостью, между которыми наблюдаются секущие взаимоотношения [1]. Низкотитанистые габброиды, как правило, подстилают высокотитанистые, или
образуют в них маломощные силлы. Разноранговая ритмичность и большое разнообразие пород Чинейского
расслоенного плутона образуются за счет варьирующих соотношений пироксенов, плагиоклаза и титаномагнетита, которые определяют одну из специфических черт расслоенных массивов — присутствие в них
соответствующих мономинеральных разновидностей пород: пироксенитов, анортозитов, титаномагнетититов. Промышленные руды представлены расслоенными габброидами с титаномагнетитом (вкрапленные руды) и жилами, линзами и телами неправильной формы (массивные руды).
Нами были изучены морфологические особенности и состав титаномагнетитов из различных пород и
главных типов руд, магматических брекчий, а также его округлые обособления размером от первых сантиметров до 1,5 м, жилообразные и струевидные выделения в габброидах.
Морфология зерен в агрегатах (80–100% титаномагнетита) обычно приближается к идиоморфной, а при
вкрапленном характере оруденения (до 40%) в породах она ксеноморфная. В ряде случаев между окисными
и силикатными минералами образуется реакционная кайма, состоящая из очень тонкозернистого слюдистого агрегата. Мощность ее увеличивается на контакте с плагиоклазами, где диагностируются биотит, амфибол, гранат, и уменьшается на контакте с пироксенами. Средний размер зерен титаномагнетита 1,5–2,0 мм
(варьирует от 0,5 до 4 мм). Для титаномагнетитов Чинейского плутона, особенно вкрапленных руд, типичны
сложные микроструктуры. Титаномагнетиту присущи структуры распада нескольких порядков. Под микроскопом минерал имеет “сетчатое” строение, обусловленное сочетанием изометричных “блоков”, гаснущих
одновременно за счет параллельно расположенных пластинок ильменита. Границы между блоками (размером 0,03–0,1 мм) нерезкие, они как бы прорастают друг друга и отличаются по внутреннему строению, ориентировке ильменитовых выделений, характеру структур распада второго и третьего порядка в их пределах.
Наиболее типичной является решетчатая структура, представляющая собой первичную структуру зерен.
Структуры распада можно подразделить на грубые, средние и тонкие. Они отражают сложность, многоступенчатость процесса остывания и преобразования протомагнетита. Вместе с ильменитом в структурах распада твердого раствора в титаномагнетите принимают участие шпинель и ульвошпинель.
Состав титаномагнетита из разных типов руд и пород закономерно меняется (табл.). Так титаномагнетиты массивных руд характеризуются самыми высокими концентрациями MgO и V 2O5, (1,99 и 2,00 соответственно). Промежуточные значения этих окислов типичны для вкрапленных руд, а самые низкие содержания — для титаномагнетитов из брекчий. Последние наиболее контрастно отличаются от всех остальных
типов пониженными концентрациями TiO2, Al2O3. Указанные закономерности отражают формирование выделенных разновидностей титаномагнетита в условиях закономерного снижения температуры и фугитивности кислорода, определенным по термометру Баддингтона-Линдсли, скорректированному Полтавцом [2].
Таблица
Представительные составы титаномагнетитов из различных пород и руд Чинейского массива
Titanomagnetite compositions from different rocks and ores of the Chiney massive.
Характеристика
Титаномагнетитовые капли
Сплошные титаномагнетититовые руды
Вкрапленные руды в пироксенитах (косьвиты)
Вкрапленные руды в анортозитах (чиниты)
Вкрапленность в брекчиях
n
SiO2
TiO2
Al2O3
FeO
MnO
MgO
V2O5
Сумма
3
0,17
11,68
3,43
80,31
0,25
1,20
2,02
99,35
8
0,22
11,74
4,03
78,92
0,22
1,99
1,99
99,37
27
0,26
11,77
2,43
81,86
0,16
0,31
1,43
98,54
16
0,21
11,68
3,23
82,11
0,25
0,12
1,77
99,59
14
0,28
6,73
0,67
89,56
0,21
0,09
1,17
99,22
Таким образом, представляется, что титаномагнетит образует мономинеральные скопления в результате
различных петрологических процессов: а) гравитационного осаждения из расплава — нижние части расслоенных единиц, б) ликвации остаточного расплава титаномагнетит-плагиоклазового состава, в) смешения
высоко- и низкотитанистых расплавов, г) взаимодействия базитового расплава с вмещающими породами —
реакционные каймы вокруг ксенолитов карбонатного состава.
Работа выполнена при финансовой поддержке РФФИ (проект № 00-05-64507).
Литература: 1. Гонгальский Б.И., Криволуцкая Н.А. Чинейский расслоенный плутон. Новосибирск: ВО”Наука”,
1993. 184с. 2. Полтавец Ю.А. // Изв. АН СССР. Сер. геол. 1975. №6. С.63–72
МИНЕРАЛОГИЯ Типоморфизм минералов
19
ХИМИЧЕСКИЙ СОСТАВ И ТЕМПЕРАТУРЫ ОБРАЗОВАНИЯ
ПОРОДООБРАЗУЮЩИХ И АКЦЕССОРНЫХ МИНЕРАЛОВ
ТАЛОВСКОГО ГАББРО-ГИПЕРБАЗИТОВОГО МАССИВА (ЮЖНЫЙ УРАЛ)
Грицук А.Н., Савельев Д.Е.
Институт геологии УНЦ РАН, г. Уфа, Россия, ig@anrb.ru
Grytsuk A.N., Saveliev D.E. Chemical composition and temperatures of rock-forming and accessory minerals of talovsky gabbro-ultrabasic massif (Institute of Geology USC RAS, Ufa, Russia). Chemical composition of rock-forming and
accessory minerals of Talovsky gabbro-ultrabasic massif was studied by microprobe. Chemical composition of the minerals depends on belonging to ultrabasic or gabbro-piroxenite rock association. It was calculated the temperatures of the
minerals for different rock associations. Talovsky massif rocks are compared with alpinotype dunite-harzburgite association.
Данная работа основана на материалах, собранных и обработанных автором под руководством доктора геолого-минералогических наук Сначева Владимира Ивановича в лаборатории Изотопной геологии и рудных
месторождений при выполнении хоздоговорной темы “Особенности магматизма, метаморфизма и металлогении Миасской площади” с ФГУГП “Челябинскгеосъемка”.
В геологическом строении Таловского массива принимают участие две главные ассоциации пород: гипербазитовая и габбро-пироксенитовая. Первая имеет наибольшее распространение на востоке массива и
представлена преимущественно апогарцбургитовыми серпентинитами. Первичные слабосерпентинизированные гипербазиты (гарцбургиты и дуниты) обнажены в виде узкой полосы на северо-западной периферии
массива.
Породы габбро-пироксенитовой ассоциации слагают центральную часть массива и представлены главным образом клинопироксенитами, верлитами и различными габброидами. Кроме того, на востоке массива
среди серпентинитов широко распространены дайковые тела габбро и габбро-диоритов.
Различными исследователями Таловский массив относился либо к дунит-гарцбургитовой (офиолитовой), либо к дунит-пироксенит-габбровой (платиноносной) формации. Для уточнения формационной принадлежности массива, а также для решения некоторых вопросов генезиса гипербазитов проведено изучение
состава главных породообразующих и рудообразующих минералов. Анализы проведены на рентгеноспектральном микроанализаторе Superprobe-733 JEOL в лаборатории экспериментальной минералогии
ИМин УрО РАН (Миасс, аналитик Е.И. Чурин, зав.лабораторией В.Н. Быков).
Оливины из дунитов и гарцбургитов характеризуются стабильностью состава и высокой магнезиальностью (Fa8,2–8,7), что указывает на реститовую природу пород. Из элементов-примесей здесь наибольшее значение имеет NiO (0,22–0,27%). В оливинах из верлитов с пропорциями оливин-клинопироксен — 1:3 железистость возрастает до 18–20%, а в клинопироксенитах, где количество клинопироксена увеличивается до
90%, — до 24% фаялитового минала. Таким образом, железистость оливина прямопропорциональна количеству клинопироксена в породе. Содержание NiO в верлит-клинопироксенитовых оливинах значительно ниже, чем в оливинах ультрабазитовой ассоциации (0,068–0,1%), в то же время в них отмечается постоянное
присутствие MnO (0,24–0,37%). Следует также отметить, что изменение химического состава оливина при
переходе от гипербазитов к пироксенитовой части разреза происходит довольно резко, здесь же наблюдается более широкий диапазон вариаций состава. Этот факт говорит в пользу участия в генезисе пород габбропироксенитовой ассоциации процессов кристаллизационной дифференциации.
Хромшпинелиды. Рудообразующие хромшпинелиды проявлений Таловского массива характеризуются
высокой хромистостью (Cr2O3>50%) и магнезиальностью, что сближает их с хромитовыми месторождениями дунит-гарцбургитовой формации. В то же время, акцессорные хромшпинелиды из дунитов и серпентинитов обладают более высокой железистостью и часть из них попадает в поле хромшпинелидов расслоенных интрузий Сарановского типа (рис. 1). На наш взгляд повышение содержания в хромшпинелидах из серпентинитов трехвалентного железа связано с наложенными на первичные гипербазиты процессами антигоритизации. Подобное изменение состава акцессорных хромшпинелидов также отмечается в метаморфизованных гипербазитах Полярного Урала [5].
Клинопироксены. В породах габбро-пироксенитовой ассоциации Таловского массива преимущественное распространение имеют моноклинные пироксены, ромбические встречаются очень редко. Следует отметить, что все анализы пироксенов образуют очень компактное поле и по составу отвечают салиту
En40,2–47,8Wo43,8–52,7Fs4,8–9,56 с постепенными переходами к фассаиту и авгиту (рис. 2). От клинопироксенов
дунит-гарцбургитовой формации они отличаются значительно более высокой железистостью и, напротив,
близки по данному показателю к пироксенам дунит-пироксенит-габбровой формации.
20
МИНЕРАЛОГИЯ Типоморфизм минералов
Анализ полученных температур закрытия субсолидусных обменных реакций по методу оливинхромшпинелевого геотермометра О’Нила-УоллаБольхауза-Берри-Грина [1] показывает, что альпинотипные дуниты сформировались в довольно
узком интервале температур — 1330–1390С. По
двум версиям геотермометров получается хорошая
сходимость результатов.
Часть изученных верлитов и пироксенитов характеризуется порфировидной структурой. Анализ
порфировых выделений пироксенов показал, что
они являются более магнезиальными по сравнению с пироксенами основной массы породы. Температуры образования вкрапленников, рассчитанные по геотермометру Л.Л. Перчука [6], составляют 950–1100С, для пироксенов основной массы
— 840–1050С. Хотя поля значений накладываются, все же видно, что кристаллизация вкрапленников происходила при более высоких температурах,
Рис. 1. Составы хромшпинелидов из пород и руд
чем кристаллизация основной мелкозернистой
Таловского массива.
массы.
Примечание: ДГц — дунит-гарцбургитовая формаТаким образом, гипербазиты Таловского масция, ДПГ — дунит-пироксенит-габбровая формация, РС
— расслоенные массивы (Сарановский тип). Использосива по составу типоморфных породо- и рудообраваны данные Иванова О.К. (1990), Макеева А.Б., Брянзующих минералов — оливинов и хромшпинеличаниновой Н.И. (1999).
дов — практически идентичны гипербазитам основания офиолитовой ассоциации (дунит-гарцбургитовой формации). По составу пироксенов породы габбро-пироксенитовой ассоциации Таловского массива отличаются как от представителей габброидного комплекса офиолитов, так и от пород дунит-пироксенит-габбровой формации. Вместе с тем, парагенетическая
ассоциация их с магнезиальными гипербазитами, геохимические особенности пород [2] свидетельствуют,
скорее всего, о принадлежности их к единому офиолитовому комплексу. Особенности химизма оливинов и
пироксенов габбро-пироксенитовой ассоциации указывают на магматический генезис пород.
Рис. 2. Составы пироксенов из верлитов и клинопироксенитов Таловского массива.
Литература: 1. Базылев Б.А., Силантьев С.А. Геодинамическая интерпретация субсолидусной перекристаллизации
мантийных шпинелевых перидотитов // Петрология, 2000. Т. 8, № 3. С. 227–240. 2. Грицук А.Н., Савельев Д.Е. Новые
данные по геологии и петрогеохимии Таловского базит-гипербазитового массива // Материалы IV Республиканской
геологической конференции. Уфа, 2001. С. 218–227. 3. Добрецов Н.Л., Кочкин Ю.Н., Кривенко А.П., Кутолин В.А. Породообразующие пироксены М.: Наука, 1971, 454с. 4. Иванов О.К. Расслоеные хромитоносные ультрамафиты Урала.
М.: Наука, 1990. 244с. 5. Макеев А.Б., Брянчанинова Н.И. Топоминералогия гипербазитов Полярного Урала // СПб:
Наука, 1999. 252с. 6. Перчук Л.Л. Усовершенствование двупироксенового геотермометра для глубинных перидотитов //
ДАН СССР, 1997. Т. 233. № 3. С. 456–459.
МИНЕРАЛОГИЯ Типоморфизм минералов
21
3Т И 1М СЛЮДЫ РЯДА ТРИЛИТИОНИТ-ПОЛИЛИТИОНИТ
ОРЛОВСКОГО ТАНТАЛОВОГО МЕСТОРОЖДЕНИЯ ЗАБАЙКАЛЬЯ
Гурова В.Ю., 2Аксюк А.М., 3Зарайский Г.П., 4Гойло Э.А., 5Жухлистов А.П.
МГУ, г. Москва, Россия,tino@go.ru, 2ИЭМ, г. Черноголовка, Россия, Anatoly.Aksyuk@iem.ac.ru;
3
ИЭМ, г. Черноголовка, Россия, zaraisky@iem.ac.ru;
4
СПбГУ, г. Санкт-Петербург, Россия; 5ИГЕМ, г. Москва, Россия
1
1
Восточное Забайкалье  классическая область развития гранитоидного магматизма. Здесь широко представлены поздние редкометальные граниты и их дифференциаты. Одним из таких массивов является Хангилайский плутон, сложенный биотитовыми и двуслюдяными лейкогранитами. Хангилайский плутон прорван
многофазным Западным штоком литий-фтористых гранитов, который внедрился в виде небольшого гарполита между пологим куполом хангилайских гранитов и вмещающими вулканогенно-осадочными породами.
С гранитами Западного массива связано Орловское Ta–Nb месторождение и кварцевые жилы с вольфрамовой минерализацией (Ферберитовый участок). Орловские граниты чаще всего представлены альбитмикроклиновыми (амазонитовыми) и микроклин-альбит-слюдяными разновидностями, которые некоторые
исследователи считают метасоматическими породами (“апогранитами”). Широко распространены пегматоидные, с гигантскими амазонитовыми и кварцевыми кристаллами, и расслоенные, нередко ритмичнорасслоенные, разновидности пород.
Объект известен многие десятилетия и изучался многими исследователями (Бескин и др., 1994; Гребенников, 1971, 1995; Беус и др., 1963; Сырицо, 1993; Залашкова, 1969; Коваленко,1977; Коваль, 1975; Матиас и
др., 1984; Руб, 1997). Особый интерес представляют слюды, которые широко развиты в гранитах и метасоматитах Орловки и несут важную информацию о физико-химических условиях формирования пород.
Темой данного сообщения является изучение состава и структурных модификаций слюд Орловского месторождения. По составу большинство слюд относятся к мусковит-Li-мусковитовому и циннвальдитлепидолитовому рядам, которые образовались (по грубым предварительным оценкам) при 620–750С, давлении 1 кбар и высоких концентрациях HF (1–2 m) во флюиде. Все изученные образцы слюд бесцветны,
характеризуются ровными чешуйчатыми выделениями различного размера (от 0,3 до 5 мм).
По данным мессбауэровской спектроскопии, 98% железа представлено в слюдах в виде FeO, поэтому в
табл. 1 все железо дано в форме FeO.
Таблица 1
Химический состав слюд (электронно-зондовый микроанализ)
образец
A–33
A–39
SiO2
50,61
53,04
TiO2
0,01
Al2O3
Cr2O3
A–60(2)
A–63
A–83
A–20
A–115
Z–37
45,23
45,38
46,04
46,58
44,04
50,62
0,01
0,04
0,04
0,05
0,02
0,03
0,04
21,56
20,45
21,52
21,69
21,14
25,44
21,54
20,36
0,05
0,01
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
FeO
2,91
1,28
9,26
9,17
9,15
7,69
9,52
7,00
MnO
4,29
2,01
1,42
1,44
1,29
1,14
1,48
1,61
ZnO
0,23
0,35
0,07
0,22
0,18
0,11
0,21
0,16
MgO
0,01
0,01
0,01
0,00
0,01
0,01
0,01
0,03
Na2O
0,23
0,25
0,17
0,13
0,14
0,08
0,15
0,05
K2O
9,95
10,24
9,81
9,96
9,93
10,13
9,87
10,19
Rb2O
0,85
0,91
0,68
0,72
0,42
0,43
0,70
0,87
Cs2O
0,13
0,12
0,06
0,07
0,08
0,11
0,16
0,05
BaO
0,05
0,12
0,06
0,00
0,00
0,04
0,12
0,00
сумма
91,31
89,12
89,45
89,93
89,59
92,70
89,02
91,88
По химическому составу отчетливо отличаются от остальных слюды образцов А–33 (Ферберитовый
участок, грейзенезированый гранит в зальбандах кварцевой жилы) и А–39 (амазонитовый гранит с глубины
105–110 м) по низкому содержанию железа (0,18 и 0,08 ф.е. соответственно) и относительно высокому 
марганца (0,23 и 0,12 ф.е.). Вероятно, это наиболее поздние разновидности слюд, состав которых отклоняется в сторону норришита. Остальные образцы содержат 0,420,61 ф.е. железа и 0,070,09 ф.е. марганца. Все
слюды относительно высококалиевые (0,900,97 ф.е.), обогащенные рубидием (0,020,04 ф.е.), низконатровые (0,010,04 ф.е.) и относительно низкоцинкистые (0,010,02 ф.е.). Содержание магния исчезающе мало.
В отличие от слюд хангилайских гранитов, слюды Орловского месторождения низкотитанистые
(0,0010,003 ф.е.). Содержание алюминия варьирует от 1,72 до 2,16 ф.е.
МИНЕРАЛОГИЯ Типоморфизм минералов
22
В пределах одного кристалла слюды существенных неоднородностей состава не наблюдается. Однако
оптическое изучение показало, что возможно присутствие двух модификаций (1М и 3Т), отделенных друг от
друга четкой неровной границей в одном зерне, не отражающей ни сектора роста кристалла, ни какие-либо
деформации в нем.
Структура и параметры элементарной ячейки слюд изучены методами рентгеновской порошковой дифрактометрии и электронографии. Результаты исследований представлены в табл. 2.
Таблица 2
Структура и параметры элементарной ячейки слюд
образец
Структурная
модификация
aО
A–33
A–39
A–60(2)
A–63
A–83
Z–89
Z–89
A–20
A–93
A–115
Z–37
1M
1M
1M
1M
1M
1M
3T
3T
3T
3T
3T
5,25
5,22
5,28
5,27
5,27
5,26
5,25
5,26
5,28
5,26
5,25
bО
9,06
9,02
9,10
9,10
9,08
9,09
5,25
5,26
5,28
5,26
5,25
cО
10,09
10,08
10,10
10,10
10,10
10,10
29,76
29,79
29,81
29,78
29,76

100,70
100,61
100,82
100,76
100,79
100,78
Столь широкое распространение слюд модификации 3Т на Орловском месторождении установлено
впервые.
Литература: Гребенников А.М. Орловское танталовое месторождение // Месторождения Забайкалья. ЧитаМосква, 1995. С. 96108.
КРИСТАЛЛОМОРФОЛОГИЯ ЦИРКОНА И ГЕНЕТИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ
ПРОТЕРОЗОЙСКИХ УЛЬТРАБАЗИТ-БАЗИТОВЫХ ИНТРУЗИВОВ
ВОЛЫНСКОГО МЕГАБЛОКА УКРАИНСКОГО ЩИТА
Драгомирецкий А.В.
ОНУ, г. Одесса, Украина, drag@gold.mail.ru
In paper shown results of zircon crystallomorphological analysis of Proterozoic ultrabasic-basic intrusives from Volyn
region of Ukrainian Shield. Two genetical groups of accessory zircon — syngenetic and epigenetic was distinguish.
Syngenetic group of zircon present crystalls of “I magmatic stage”, “II magmatic stage”, “pegmatitic” and “pneumatolitic” types. Epigenetic types of zircon presents by “pneumatolitic” and “hydrothermal” crystalls. On basic these studies the
four types processes and differentiates of ultrabasic-basic was distinguish. The Каmensky pluton is high differentiation
massif. In Prootosky intrusive the early differentiates was distinguishing. The crystallization of Bukinsky laccolith rocks
be carried out in conditions considerable high acidic of mineral forming surroundings, low pressures and wide participation of liquid-gas phase. Alike conditions of crystallisation was typical for anorthozites of Каmensky and Korostensky
plutons.
В пределах Волынского блока Украинского щита (УЩ) ультрабазит-базитовые образования кайнотипного
облика слагают небольшие по размерам локально распространенные тела. Среди них выделяются: Прутовский габбро-долеритовый интрузив, Железняковский интрузив дунит-перидотит-габброноритовой формации, субщелочные оливиновые габброиды Букинского габбро-диоритового комплекса (интрузивных чарнокитоидов позднеорогенной стадии протогеосинклинального этапа развития УЩ), приуроченные к зоне пересечения Красногорско-Житомирского и Тетеревского глубинных разломов в южной части мегаблока, а
также Каменский интрузив перидотит-габбро-анортозитовой формации в субширотной Северо-Полесской
зоне глубинных разломов в северной части блока. Прутовский и Каменский интрузивы относятся к мезопротерозойской субплатформенной трапповой ассоциации УЩ. Петрология и петрохимические особенности этих интрузивов рассмотрены в работе [4].
Для оценки кристалломорфологических и других особенностей акцессорного циркона и некоторых генетических черт развития интрузивных ультрабазит-базитов Волынского мегаблока Украинского щита использована методика генерационного анализа [1], как одного из методов решения обратных геологических
задач. Ранее в работах [2,3] рассмотрены особенности акцессорного циркона Букинского интрузивного комплекса.
Распространение и распределение кристаллов. Акцессорный циркон является одним из самых распространенных и постоянно встречающихся минералов изученных ультрабазит-базитов. Максимальные содержания циркона в базитах связаны с габбро-норитами и оливиновыми диабазами Букинского массива (119,81
и 94,49 г/т соответственно). Минимальные содержания циркона характерны для ультрабазит-базитов Железняковского, Прутовского и Каменского интрузивов (от ед. зн. до 14,12 г/т).
Одним из характеристических параметров является распределение циркона в отдельных петротипах
(табл.). Так, для пород Каменского плутона характерны большие вариации содержаний минерала, которые
характеризуют, по-видимому, влияние процессов контаминации в кровле плутона. Наиболее равномерное
МИНЕРАЛОГИЯ Типоморфизм минералов
23
распределение циркона характерно для пород Букинского комплекса. Параметры распределения циркона в
оливиновых габбро-долеритах Прутовского интрузива вполне отвечают его нормальному распределению в
интрузивных породах.
Особенности внешнего и внутреннего строения циркона.
В результате исследований выделены две генетические группы акцессорного циркона — синпетрогенная и наложенная. К синпетрогенной группе относятся “магматический I стадии”, “магматический II стадии”, “пегматитовый” и “пневматолитовый” типы, отвечающие основным стадиям формирования пород.
Наложенная генетическая группа циркона представлена “пневматолитовым” и “гидротермальным” типами,
образовавшимися в результате эпигенетических процессов.
Синпетрогенный генетический тип.
Генерационный тип “Магматический I стадии”. Встречается во всех петрографических типах пород.
Облик зерен в основном “цирконовый”. Элементы огранения выражены слабо. Иногда наблюдаются лишь
фрагменты граней призм I и II рода, тупой дипирамиды {111}. Поверхность зерен гладкая. Средние размеры
0,07–0,05 мм. Куд.=1,2–1,4.
Кристаллы имеют сложное внутреннее строение — ядро и регенерационную оболочку. Дипирамиды ядра, как правило, частично растворены. Размеры ядер составляют 0,06–0,035 мм. Первичные включения не
фиксируются. Наиболее крупные индивиды раннемагматического типа встречаются в габбро-анортозитах
Каменского плутона (0,3–0,4 мм).
Генерационный тип “Магматический II стадии”. Этот тип кристаллов образует идиоморфные и субидиоморфные индивиды “гиацинтового”, реже “цирконового” облика. Средний размер зерен 0,13–0,06 мм. В
ультрабазитах Железняковского и Каменского интрузивов они достигают 0,3–0,17 мм. Куд.=1,5–2,8.
Встречаются кристаллы сложного и простого зонального строения. Первые состоят из внутреннего индивида и регенерационной оболочки. Иногда затравками служат зерна циркона более ранней стадии. Простые кристаллы этого типа образовались в результате спонтанного зарождения. Кристаллы симметрично
зональны (3–4, иногда до 10 зон). Внутри фиксируются твердые — игольчатый апатит, циркон, ранний магнетит и др., а также жидко-газовые включения.
Таблица
Распределение генетических и генерационных типов циркона
в протерозойских интрузивах Волынского мегаблока УЩ (%%)
Distribution of genetic and generation types of zircon in Proterozoic intrusives of Volyn regions Ukrainian Shield
Петротип
Синпетрогенныйгенетический тип
Эпитермальный генетический тип
5
6
1
2
3
4
Трапповая формация, Каменский полнодифференцированный плутон
Габбро-анортозиты
1
1
–
98
Нормальные габбро
35
54
–
11
Троктолиты
15
28
–
57
Плагиоперидотиты
16
31
–
53
Амфиболизированные габбро
17
50
–
33
Прутовский интрузив
Оливиновые
32
48
6
14
габбро-долериты
Перидотит-пироксенит-габбро-норитовая формация, Железняковский интрузив
Перидотиты
4
6
90
–
Оливиновые пироксениты
9
15
67
9
Амфиболизированные габбро
6
5
75
–
Субщелочная оливин-габбровая формация, Букинский интрузивный комплекс
Монцониты
1
1
2
96
Диориты
13
8
28
51
Биотитизированные
2
3
38
54
габбро-нориты
Габбро-нориты
1
2
64
30
Оливиновые диабазы
2
3
67
28
Анортозит-рапакивигранитная формация, Коростенский плутон [1]
Анортозиты
3
10
–
87
4
–
–
14
73
2
64
46
24
21
3
16
5
2
–
17
30
14
–
–
1
17
3
–
–
3
4
–
–
Примечание. 1 — ”Магматический I стадии”, 2 — ”Магматический II стадии”, 3 — ”Пегматитовый”,
4 — ”Пневматолитовый”, 5 — эпитермальный “Пневматолитовый”, 6 — эпитермальный “Гидротермальный” генерационные
типы циркона. Синпетрогенные типы циркона приведены в об. %, для эпигенетических типов указано количество кристаллов
каждого типа на 100 шт.
Генерационный тип “Пегматитовый копьевидный”. Этот тип циркона выделяется в габбро-норитах и
оливиновых диабазах Букинского, а также оливиновых пироксенитах и габброидах Железняковского интрузивов. Облик кристаллов — “копьевидный”, часто с симметричным развитием призм I-го и II-го рода, острыми {331} и тупыми {111} дипирамидами. Средний размер составляет от 0,220,15 мм до 1,40,7мм.
Куд=1,0–2,5. Встречаются также правильные “копьевидные” типы кристаллов с хорошо развитыми призма-
24
МИНЕРАЛОГИЯ Типоморфизм минералов
ми. Внутренее строение кристаллов простое и сложное. Ядра представлены зернами более раннего “магматического” типа.
Генерационный тип “Пневматолитовый торпедовидный”. Этот тип кристаллов циркона выделяется в
габброидах Каменского плутона, а также в габбро-норитах и оливиновых диабазах Букинского массива. Облик его “торпедовидный”, представлен кристаллами с хорошо выраженной призмой {110} и дипирамидой
{111}. Средние размеры 0,550,1 мм. Куд= 4,3–6,5, иногда до 10. Для него характерны большое удлинение и
наличие крупных газовых полостей идущих через весь кристалл, что придает ему футлярообразный облик.
Грани дипирамид этих кристаллов слабо растворены. Такой же тип кристаллов характерен для монцонитоидов Букинского интрузива и Коростенского плутонов. Это может свидетельствовать о близком режиме их
формирования в условиях повышения кислотности, асимметрии среды и относительно высоких температур.
Наложенный генетический тип.
Генерационный тип “Наложенный гидротермальный”. Образует кристаллы дипирамидального, реже
дипирамидально-призматического габитуса. Часто это несовершенные кристаллы округлого, каплевидного
и комковатого облика. Средние размеры 0,110,075 мм. Куд=1,5. Кристаллы более удлиненного облика с
развитием острых дипирамид отнесены к “наложенному пневматолитовому” типу.
Внутреннее строение простое. Часто отмечаются мелкие газово-жидкие включения.
Типоморфизм циркона и расшифровка некоторых особенностей генезиса пород.
Для пород магматогенной серии с помощью генерационного анализа акцессорного циркона можно решать следующие конкретные вопросы:
1. Установление процессов контаминации пород;
2. Установление фациальных особенностей ультрабазит-базитов;
3. Характеристика стадийности породообразующего процесса;
4. Формационная принадлежность;
5. Характеристика наложенных процессов.
Расшифровка генетических признаков ультрабазит-базитов по акцессорным минералам начинается с
определения принадлежности исследуемых объектов к той или иной генетической серии (магматогенной,
метаморфогенной или иной) по реликтовым акцессорным минералам (циркону, гранату и др.). Отсутствие
реликтовых цирконов в исследуемых ультрабазит-базитах свидетельствует о магматогенном происхождении
этих пород.
Анализ распространенности и параметров распределения циркона позволил установить следующее. Вопервых, по среднему содержанию минерала в породах четко выделяются две группы пород — трапповая
(Каменский и Прутовский интрузивы) и субщелочная оливин-габбровая (Букинский комплекс) формации.
Породы первой характеризуются крайне низкими содержаниями циркона по сравнению с породами субщелочной формации, что подчеркивает значительное влияние коровых процессов на происхождение последних. Во-вторых, для циркона Каменского плутона весьма показательны коэффициенты вариации его содержаний и частоты встречаемости. Такие параметры распределения минерала однозначно свидетельствуют о
процессах дифференциации плутона “in situ” и широком влиянии процессов изменения габброидов в апикальных частях и подошве плутона.
Абсолютное преобладание “пневматолитового торпедовидного” типа циркона (до 98%) в габброанортозитах приповерхностной части Каменского плутона подчеркивает характер кристаллизации пород в
условиях кислой среды, достаточно низких давлений и высоких температур. Близкий характер кристаллизации проявился при формировании анортозитов Коростенского плутона [1], а также монцонитов Букинского
массива. Однако монцониты формировались в условиях высокого содержания щелочей (в первую очередь,
калия), поэтому процесс кристаллизации здесь развивался практически по сценарию формирования коровых
гранитоидов.
На основе таблицы рассчитан цирконовый показатель стадийности развития породообразующего процесса, как своеобразная модель кристаллизации каждого петротипа. При этом были выделены четыре типа
процессов и соответственно четыре типа дифференциатов ультрабазит-базитов [2]. Каменский плутон отнесен к полно дифференцированным образованиям, с развитием всех четырех типов дифференциатов. Прутовский интрузив отнесен к практически недифференцированным образованиям с развитием ранних дифференциатов, что подтверждается и петрологическими данными [4].
Железняковский интрузив и базиты Букинского комплекса весьма близки по петрогенетическим особенностям. Это слабо дифференцированные интрузивы с широким развитием завершающих этапов кристаллизации. Для пород Железняковского интрузива характерен более глубинный генезис.
Литература: 1. Носырев И.В. и др. Генерационный анализ акцессорного циркона. М.: Наука, 1989. 202с.
2. Драгомирецкий А.В. Типоморфизм акцессорных минералов базит-ультрабазитов докембрия западной части Украинского щита / Канд. дисс. Одесса, 1991. 253с. 3. Драгомирецкий А.В., Узун С.Н. Кристалломорфологические особенности
циркона Букинского монцонитоидного массива Украинского щита // Мінерал. зб., 1999. №49. Вып.2. С.135–138.
4. Скобелев В.М., и др. Петрогенезис никеленосных габброидных интрузий Волынского мегаблока Украинского щита
Киев: Наук. думка, 1991. 140с. 5. Стратиграфия докембрия Украинского щита / Под ред. И.Б. Щербакова. Киев: Знание, 1991. 19с.
МИНЕРАЛОГИЯ Типоморфизм минералов
25
ПРОЦЕСС ПСЕВДОРУТИЛИЗАЦИИ ИЛЬМЕНИТА
В ОСАДОЧНЫХ КОЛЛЕКТОРАХ АЛМАЗОВ ЮГА СИБИРСКОЙ ПЛАТФОРМЫ
Егоров К.Н., Меньшагин Ю.В., Секерин А.П., Кошкарев Д.А.
ИЗК СО РАН, г. Иркутск, Россия, egorov@crust.irk.ru
Egorov K.N., Menshagin Yu.V., Sekerin A.P., Koshkarev D.A. Pseudorutilization process of ilmenite in sedimentary collectors of diamond of the southern Siberian platform (Institute of the Earth’s Crust, Irkutsk, Russia). The microprobe
analysis of over 500 ilmenite grains from the Lower Paleozoic sedimentary collector of diamonds within the southwestern Siberian platform has shown that the vast majority of pyropes were modified in pseudorutiles. Pseudorutilization
of ilmenite is realized in solid state without disintegration of the mineral structure; in this case picroilmenites are less stable than geikielite varieties of ilmenite. The high pseudorutile concentrations in the Lower Carboniferous collector of accessory minerals suggests that picroilmenites within the Mura-Kova diamondiferous region might be more common than
it was previously assumed.
При поисках коренных и россыпных алмазоносных источников на территории Иркутского амфитеатра установлено отсутствие пикроильменитов в нижнекарбоновых отложениях, что привело многих исследователей
к выводу о дальнем и многократном переносе алмазов и минералов-спутников. Нами получены принципиально новые данные по минералогии нижнекарбоновых отложений Муро-Ковинского алмазоносного района, которые позволяют с иных позиций оценить перспективы коренной алмазоносности этого обширного
региона.
В осадочном коллекторе нижнекарбонового возраста ильменит представлен уплощенными, реже изометрично-неправильными зернами, хорошо ограненными кристаллами (комбинация базового пинакоида с
ромбоэдрами) и их обломками. При больших увеличениях на сканирующем микроскопе большинство зерен
ильменита и даже совершенных кристаллов не имеют каких-либо скульптурированных поверхностей.
Микрозондовый анализ более 500 зерен ильменита показал, что подавляющая часть из них (более 80%)
превращены в псевдорутил. Ильмениты с сохранившимся химическим составом относятся к 1) ильменитам
метаморфического генезиса и 2) пикроильменитам. Следует отметить, что это — первая достоверная находка пикроильменита, установленная на территории Иркутского амфитеатра. Пикроильмениты обнаружены
среди минералов тяжелой фракции мурской толщи как единичные зерна (три знака) неправильно-угловатой
формы, размером 0,4–0,5 мм. По составу они принадлежат к парамагнитной разновидности с заметными
концентрациями Al2O3 и Cr2O3.
Подавляющее большинство проанализированных ильменитов попадают в поле ильменитов из эклогитов, эклогитоподобных и других метаморфических пород. Для них характерно резкое преобладание кричтонитовой компоненты, широкие вариации по содержанию Fe2O3 и MnO. Содержание примесей Cr2O3, Al2O3 в
этой группе ильменитов низкое.
На рентгенограммах псевдорутилов наблюдается 2 типа рефлексов — острые и диффузные. Острые отвечают субструктуре, индуцируются в гексагональной сингонии, по ним хорошо рассчитываются параметры
элементарной ячейки. Диффузные линии не индуцируются в этих параметрах и соответствуют суперструктуре, которая является особенностью псевдорутилов, как промежуточной между ильменитом и рутилом.
Основными оксидами псевдорутилов являются TiO2 и Fe2O3, остальные (MnO, FeO) имеют большие колебания по содержанию.
Псевдорутил представляет собой первую (промежуточную) оксигидроокисную фазу химического и
структурного изменения ильменита. При этом происходит окисление и вынос железа, марганца и, что очень
важно, магния из структуры ильменита. Преобразование ильменита в псевдорутил осуществляется в твердом состоянии без разрушения структуры минерала. Наилучшие условия изменения ильменитов в псевдорутиловую фазу возникают при гидротермальном воздействии, причем магнезиальные ильмениты менее
устойчивые, они быстрее, чем гейкилитовые разновидности ильменита, переходят в псевдорутил.
Следует подчеркнуть, что псевдорутилизация ильменитов не описана в современной литературе по вторичным коллекторам алмазов Якутии. Ильменит в алмазоносных разновозрастных отложениях на территории Якутской кимберлитовой провинции, как правило, замещается анатазом и (или) лейкоксеном, реже —
гидрооксидами железа.
Высокая концентрация псевдорутилов в нижнекарбоновом коллекторе минералов-спутников алмаза
Муро-Ковинского района позволяет сделать важный вывод о том, что пикроильмениты в пределах Иркутского амфитеатра могли иметь более широкое распространение, чем это считалось ранее. Обнаружение
пикроильменитов, а также ильменитов эклогитового парагенезиса однозначно свидетельствует о местных
коренных источниках.
Работа выполнена при финансовой поддержке РФФИ (проекты № 02-05-64472, № 02-05-65286).
26
МИНЕРАЛОГИЯ Типоморфизм минералов
ПРЕОБРАЗОВАНИЕ ЖЕЛЕЗОСОДЕРЖАЩИХ МИНЕРАЛОВ
В КАРБОНАТНЫХ ОТЛОЖЕНИЯХ ОРДОВИКСКОГО ВОЗРАСТА
Зайцев А.В., Косоруков В.Л., Барабошкин Е.Ю.
МГУ, г.Москва, Россия, alzaitsev@rambler.ru
Zaitsev A.V., Kosorukov V.L., Baraboshkin E.Yu. Transformation of ferruginous minerals in Ordovician carbontes
(Moscow State University, Moscow, Russia). In the Early Paleozoic NW Russian platform has been covered by epicontinental basin with a flat bottom the land was rather distant. There are many controversial questions: the bathymetry of the
basin, its hydrodynamics, temperature, salinity, the position of the coastline, etc. The study of Fe ions migration is important to understand the sedimentation and diagenesis processes. The knowledge of these processes is more exactly presents sedimentary conditions of those rocks. It is observed sources and ways of transportation of Fe — supply, which resulted in glauconite and ferruginous microconcretions sedimentation.
Изучение миграционных путей ионов железа играет важную роль в познании процессов седименто- и диагенеза. Познание этих процессов позволяет нам точнее представить себе условия формирования изучаемых
отложений, восстановить глубину, соленость и другие физико-химические параметры морского бассейна, а
также судить о расположении и удаленности береговой линии.
Изученный интервал (волховский и кундаский горизонты) характеризуется почти полным отсутствием
примеси терригенных минералов. Только в нижней части разреза присутствует хорошо окатанный кварц
тонкопесчаной размерности. Отсутствие терригенной примеси усложняет задачу реконструкции палеобассейна.
В качестве возможных показателей условий седиментации следует рассматривать состав глинистой
фракции а также, присутствующие здесь такие минералы, как глауконит и гетит. Первый приурочен преимущественно к нижней части разреза и представлен, как правило, изометричными, эллипсоидальными и
сфероидальными агрегатами. Второй наблюдается в виде линзочек, неправильных стяжений и микроконкреций и приурочен к нескольким локальным уровням рассматриваемого интервала.
Глинистая фракция карбонатных пород представлена гидрослюдисто-смешаннослойной ассоциацией с
незначительной примесью хлорита и каолинита [2]. Постоянство ее состава говорит о неизменности ширины бассейна на протяжении всего рассматриваемого интервала, а также об удаленности береговой линии,
что иллюстрируется почти полным отсутствием терригенных минералов.
Хорошим показателем условий осадконакопления являются различные типы глауконита. Их четыре. I —
сингенетический глауконит округлой, удлиненной и “лапчатой” формы [1]. Зерна конформны с биокластами, что наряду с их сильной трещиноватостью говорит об аутигенном происхождении и образовании в нелитифицированном осадке. Этот тип глауконита распространен в волховской и нижней половине обуховской свиты. II — обломочный переотложенный глауконит угловатой формы, распространен неравномерно и
встречен в нижней и верхней частях волховского, и нижней части кундаского горизонтов. III — глауконит,
связанный с перераспределением железа в слаболитифицированном осадке и представленный псевдоморфозами по биокластам, встречен в волховском горизонте. Чаще всего глауконитизации подвержены биокласты
иглокожих, что связано с высокой пористостью их скелета, благодаря которой в них дольше сохранялось
органическое вещество и локально возникала восстановительная обстановка. IV — глауконит, инкрустирующий поверхности “твердого дна”, развит в волховском и, в меньшей степени, нижней части кундаского
горизонта.
Гетит-гидрогетитовые образования распространены в нижней и средней частях кундаского горизонта и
представляют собой уровни, четко прослеживающиеся на большом расстоянии вдоль глинта. Их образование связано, скорее всего, с тем, что в начале кундаского времени с суши в изучаемую часть палеобассейна
поступало большое количество коллоидного железа. В породах, образовавшихся напротив источника сноса
(Белорусская суша?) и имеющих интенсивно красную окраску, железо более окислено, чем в удаленных
частях, где формировались гетит-гидрогетитовые микроконкреции. Мы принимаем в качестве возможного
источника сноса Белорусскую сушу, т.к. характер распределения литофаций и полное отсутствие терригенной примеси в породах соответствующего временного интервала на востоке Ленинградской области, подразумевает наличие морского бассейна на юго-восточной окраине Балтийского щита, где отложения ордовика
ныне денудированы.
Терригенное железо поступало с водой рек в растворенном виде, далее происходил его переход в коллоидальное состояние, и входило в состав поровых вод накапливавшегося карбонатного ила. В осадке, в зависимости от химических условий среды, наличия алюмосиликатной компоненты, а также количества органики, происходила его трансформация в глауконит либо гетит [3].
При наличии достаточного количества алюмосиликатной составляющей (глинистое вещество) и органического вещества, что влекло за собой возникновение восстановительной обстановки, происходило образование глауконита. При отсутствии алюмосиликатов образовывались гидроокислы железа — гетитовые микроконкреции. Образование микроконкреций происходило в несколько стадий. Вначале гидроокислы железа
концентрировались в виде стяжений и линзочек неправильной формы, а затем они перераспределялись вокруг естественных окислительных центров, какими являлись пористые биокласты иглокожих с образованием внутриосадочных гетит-гидрогетитовых микроконкреций правильной чечевицеобразной формы.
МИНЕРАЛОГИЯ Типоморфизм минералов
27
Об образовании глауконита и железистых микроконкреций в полулитифицированном осадке свидетельствует характер взаимоотношения минеральных агрегатов с окружающими биокластами и цементом и наличие более поздних переходных образований, связанных с последующим окислением глауконита, что говорит о свободной возможности движения железа в осадке.
Литература: 1. Гептнер А.Р. Ивановская Т.А. Глауконит из морских нижнемеловых терригенных отложений Англии (концепция биохемогенного генезиса) // Литология и пол. ископ., 2000. № 5. С. 487–499. 2. Дриц В.А. и др. Проблемы определения реальной структуры глауконитов и родственных тонкодисперсных филлосиликатов. Новосибирск: ВО
“Наука”. 1993. 200с. 3. Емельянов Е.М. Барьерные зоны в океане: Осадко- и рудообразование, геоэкология // Калининград: Янтар. сказ., 1998. 416с.
О ПИРОКСЕНАХ ЛЕБЕДИНСКОГО ДИФФЕРЕНЦИРОВАННОГО
ГИПЕРБАЗИТ-БАЗИТОВОГО ИНТРУЗИВА В ЗАПАДНОМ СЕКТОРЕ
СИБИРСКОЙ ПЛАТФОРМЫ И ВОПРОСАХ ЕГО ГЕНЕЗИСА
Золотухин В.В., Бронников А.П., Ткаченко Н.А., Шевко А.Я.
Институт геологии ОИГГМ СО РАН, г.Новосибирск, Россия, ofiolit@uiggm.nsc.ru
Zolotukhin V.V., Bronnikov A.P., Tkashenko N.A. N.A., Shevko A.Y. On pyroxenes of the Lebedinskaya differentiated ultrabasic-basite intrusion in the western part of the Siberian Platform and its genesis problems (Institute of Geology
UIGGM SB RAS, Novosibirsk, Russia). Lebedinskaya ultrabasic-basite intrusion consists of three differentiate rock series
that are successive phases of injection. The intrusion is made up of gabbro-dolertes: from freeolivinic, olivinic to troctolitic and picritic. The olivines include 29 to 65% Fa comp. The one group (fig. 1,2) of pyroxenes is presented by augites
(pigeonit-augites), pigeonites and orthopyroxenes — of magmatic genesis. The other group (from salites to ferroaugites
— fig. 1) is of metasomatic genesis and is closely associated with magnetit and sulfides wich replace of magnetite.
Изучению пироксенов в траппах всегда придавалось большое значение для расшифровки генетических проблем [1] и др. Лебединский гипербазит-базитовый пластовый интрузив локализуется в карбонатнотерригенных отложениях нижнего силура на Нижне-Бахтинской площади в правобережье среднего течения
р. Енисей. Он вытянут с запада на восток при протяженности 30 км, ширине 10 км и мощности (по одному
полному пересечению по скв. 525) около 400 м. Интрузив состоит из трех дифференцированных серий пород, представляющих последовательные фазы внедрения, набор пород — от оливинсодержащих и безоливиновых через оливиновые к троктолитовым до пикритовых габбро-долеритов. Установлено, что дифференциация каждой из трех серий пород начинается по толеитовому пути и завершается по скаергардскому — с
абсолютным накоплением железа. Состав темноцветных минералов исследован на электронном зонде “Камебакс” (аналитик Хмельникова О.С.). Во всем диапазоне составов (29–65% Fa комп.) оливин находится в
ассоциации с Орх и Срх строго определенного состава. Диапазон состава Орх 28–51 % Fs комп. В составе
Орх 1–4% Wo комп. Пижониты [1], близкие по составу к Орх, имеют от 5 до 9% Wo. На диаграмме
Fe/(Fe+Mg) – Ca100/(Ca+Mg)
(рис. 1)
наблюдаются две группы Срх. Одна
представляет серию богатых Wo комп.
(48–53%) и бедных Fs комп. (3–14%) салитов до зеленых ферроавгитов в составе
скарнированных интрузивных пород.
Вторая принадлежит к обычным авгитам
(называемым иногда пижонит-авгитами
[1], имеющим от 13 до 32% Fs комп. и
только 43–36% Wo комп. Эти Срх дают
эволюционный тренд в виде вогнутой
кривой, в отличие от Срх салитовой
группы, имеющей линейный характер
Рис. 1. Диаграмма 100 Fe/(Fe+Mg)–100 Ca/(Ca+Mg) (ат.) для
возрастающей железистости в их состасостава пироксенов из пород Лебединского интрузива.
вах (рис. 1). При рассмотрении железиFig. 1. The diagram 100 Fe/(Fe+Mg)–100 Ca/(Ca+Mg) for pyroxene
стости состава ассоциирующих пар: Ol–
composition from Lebedinskaya intrusion rocks.
Opx, Cpx–Opx и Ol–Cpx (рис. 2, а, б)
можно видеть, что наименьшей величиной обладает средняя, более высокими значениями — нижняя и от высоких до средних — верхняя серия
пород. Это указывает на закономерную эволюцию процесса дифференциации расплава, начавшуюся в промежуточном очаге или во время подъема, причем порядок внедрения расплава в камеру был сверху вниз.
Рис. 2.изДиаграмма
соответствия
железистости
темноцветных
минералов
в
В каждой
серий интрузива
наблюдается
не только
закономерное
воз-растание
железистости пи-роксенов,
породах Лебединского интрузива.
но и возрастание количества магнетита. Такая корреляция вместе с четко наблюдаемыми признаками замеА — оливин (Ol),– ортопироксен (Opx), клинопироксен (Cpx) – ортопироксен
щения железистых
пироксенов магнетитом, а его, в свою очередь, иногда суль-фидами (пирротин, халько(Opx); Б — оливин (Ol) – клинопироксен (Cpx). Цифры — глубина отбора по скважине
525.
Fig. 2. The conformity diagram for blackcolour minerals from Lebedinskaya intrusion rocks.
A — olivine (Ol) – orthopyroxen (Opx), clinopyroxen (Cpx) – orthopyroxen (Opx); B
— olivine (Ol) – clinopyroxen (Cpx). Numbers of specimens –cored depth through drill
hole 525.
МИНЕРАЛОГИЯ Типоморфизм минералов
28
пирит, пирит), при-водит к заключению о возникновении их повы-шенных (до рудных) концентраций в ассоциации с метасома-титами уже на пост-магматическом этапе.
Публикация подготовлена при поддержке РФФИ (проект 02-05-64618).
Литература: 1. Соболев В.С. Петрология траппов Сибирской платформы. Л.: Главсевморпуть, 1936. 222с.
ОСОБЕННОСТИ МИНЕРАЛОГИЧЕСКОГО СОСТАВА
РУДНЫХ ТЕЛ ПИОНЕРСКОГО МЕСТОРОЖДЕНИЯ (ВОСТОЧНЫЕ САЯНЫ)
И УСЛОВИЯ ФОРМИРОВАНИЯ ЗОЛОТО-СУЛЬФИДНЫХ РУД
Иванова С.М., 2Рудашевский Н.С.
1
СПбГУ, Санкт-Петербург, Россия, E-mail: sedep1 @ mail.ru;
2
ЗАО “Механоб-Аналит”, Санкт-Петербург, Россия
1
1Ivanova
S.M., 2Rudashevsky N.S. (1St. Petersburg, St. Petersburg State University; 2St. Petersburg, ZAO Mechanobr-Analit)
Настоящее сообщение представляет собой результат изучения рудной минерализации Пионерского месторождения, находящегося на северо-востоке Восточно-Саянской складчатой области и относящегося к УрикКитойскому золоторудному району.
Изучение золотосодержащих сульфидных руд месторождения позволило сделать вывод о двух разновозрастных разновидностях самородного золота. Первая генерация золота с содержанием серебра 16,3–
8,5 у.е. установлена в пирите I ранней теллуридной ассоциации. Вторая генерация представлена практически чистым золотом с примесью меди (0,02–0,04 мас.%), находящимся в срастаниях с пиритом II. Пробность
золота этой генерации значительно выше.
Условия сосуществования сульфидов и самородного золота были оценены на основе методов химической термодинамики для температуры 200С. Диаграммы, построенные в координатах Eh–pH для минералов
меди, серебра, железа и свинца, позволили выявить область совместного сосуществования халькопирита,
галенита, пирита, пирротина, гетита и самородного золота. Золото-сульфидная ассоциация существует в
широких пределах рН при Eh< 0,04в.
Изучение метасоматических изменений во вмещающих породах показало, что развитие мусковитизации
идет параллельно с образованием сульфидов. На основе оценки условий образования минералов вмещающих пород скорректирован интервал формирования золото-сульфидной ассоциации: рН>4,4 Eh<0,04 в. Равновесная ассоциация пирит-гетит возможна при активности серы 10 –1–10–3 практически в нейтральной обстановке: Eh равно — 0,08–0,07 в и в кислой среде при рН 3,4–4,8.
ГЕОХИМИЧЕСКАЯ МОДЕЛЬ ФОРМИРОВАНИЯ ГРАНИТОВ
ВЕРХНЕУРМИЙСКОГО МАССИВА
Кривовичев В.Г.
СПбГУ, С.-Петербург, vlad@AA5709.spb.edu
Krivovichev V.G. the Geochemical model of the Verchneurmi granite massive`s formation (St.Petersburg State University, Russia). Thermodynamic and statistical analyses were used to make a closer definition of the effective combined coefficients for trace elements distribution between solid phases and melt, so as quantitative estimation of their concentration within initial melt from which the igneous units were formed. These data have been used as a base for geochemical
model of the igneous rocks of the Verchneurmi granite massive`s formation, presuming that they were formed from one
source of melt. For the model design the taxonomic index of development level can be used to estimate the degree and
rate of magmatic differentiation in the intrusive suites.
Для оценки скорости и степени накопления микроэлементов в гранитах Верхнеурмийского массива, а также
меры отличия разных фаз внедрения друг от друга, был использован таксономический показатель уровня
развития (dk) [1].
Верхнеурмийский массив биотитовых лейкогранитов расположен в западной части Баджальского оловорудного района [2]. Он сложен порфировидными (I), среднезернистыми (II), мелкозернистыми (III) и
среднезернистыми Li–F (IV) гранитами, которые, судя по характеру возрастных взаимоотношений и результатам сопоставления с достаточно хорошо обнаженными и детально изученными массивами лейкогранитов,
относятся к различным фазам внедрения (от более ранних к более поздним, соответственно). Возраст массива составляет 83,43,2 млн. лет. Образование гранитоидов массива связано с плавлением сиалического материала верхней или средней коры [3].
Граниты рассматриваемого массива характеризуются повышенными (по сравнению с кларками гранитов) содержаниями Li, Rb, Cs, Y, Yb, W, Mo, Sn и пониженными концентрациями Ba и Sr. При этом концентрации Rb, Cs, W, Nb, Y, Yb и Sc последовательно возрастают, а содержания Ba и Sr снижаются в гранитах
более поздних фаз. Соответственно увеличиваются и значения показателей степени фракционирования гра-
МИНЕРАЛОГИЯ Типоморфизм минералов
29
нитоидных систем (Rb/К, Rb/Ba, Rb/Sr, Cs/K и K/Ba). В этом же направлении установлена тенденция к повышению содержаний Li, Sn и F и к понижению концентраций Mo. Содержания всех гранитофильных элементов в Li–F гранитах в среднем в 1,5–3 раз выше, чем в других породах массива. Они отличаются также
резко повышенными значениями индикаторных отношений. По своим геохимическим особенностям эти
породы сходны с типичными редкометальными гранитами [4].
Были рассчитаны два показателя уровня развития гранитоидов Верхнеурмийского массива. В первый
показатель (d1) включены микроэлементы, содержания которых последовательно возрастают в процессе
становления массива (Rb, Cs, W, Nb, Y, Yb). При расчете второго показателя (d2) использовались содержания фтора и всех проанализированных микроэлементов (Li, Rb, Cs, Ba, Sr, Sn, W, Mo, Nb, Y, Yb, Sc, F). Полученные результаты указывают на статистически значимые связи между значениями d k и показателями
степени фракционирования гранитов массива (Rb/Sr, Rb/Ba, A/FM и NK).
Используя зависимости между логарифмами d k и индикаторными отношениями микроэлементов при известных значениях коэффициентов сокристаллизации рубидия, стронция и бария (D Rb–Sr и DRb–Ba), по методу
И.Д. Рябчикова [5] был рассчитан коэффициент распределения “среднего химического элемента” (KdkC=0,7–0,8),
в поведении которого отражаются характерные черты поведения всех использованных для расчетов d k микроэлементов. В целом же отметим, что, чем меньше значение K dC, тем выше скорость дифференциации рассматриваемых пород. Абсолютное же значение dk определяет уровень накопления микроэлементов в породе.
Значение KdkC<1, характер изменения индикаторных отношений, коэффициента глиноземистости и суммы щелочей прямо указывают на существование единой направленности петрогенетического процесса при
становлении гранитов Верхнеурмийского массива, приводившего к возникновению все более специализированных гранитных магм с образованием на конечной стадии Li–F гранитов, с которыми пространственно и
генетически связано Правоурмийское оловорудное месторождение. Последнее подтверждается также широким распространением в пределах Правоурмийского месторождения сидерофиллитовых грейзенов, что, как
правило, непосредственно связано с развитием гранитоидных систем, одним из конечных продуктов которых являются литий-фтористые граниты [6].
Работа выполнена в рамках программы “Фундаментальные исследования в области естественных наук”.
Литература: 1. Кривовичев В.Г. // ЗВМО, 1992. Вып.3. С.43. 2. Огнянов Н.В. // Геология оловорудных месторождений СССР. М.: Недра, 1986. Т.2. Кн.1. С.340. 3. Кривовичев В.Г., Брусницын А.И., Зайцев А.Н. // Геохимия, 1996. N 2.
C.106. 4. Козлов В.Д. Геохимия и рудоносность гранитоидов редкометальных провинций. М.:Наука. 1985. 304с.
5. Рябчиков И.Д. Термодинамика флюидной фазы гранитоидных магм. М.: Наука. 1975. 232с. 6. Коваленко В.И. Петрология и геохимия редкометальных гранитоидов. Новосибирск: Наука, 1977. 205с.
ГЕОХИМИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ ОЛИВИНОВ
ИНТРУЗИВОВ НОРИЛЬСКОГО ТИПА
Криволуцкая Н.А., 1Соболев А.В., 2Служеникин С.Ф., 3Симакин С.Г., 4Некрасов А.Н.
ГЕОХИ РАН, г. Москва, Россия, nakriv@mail.ru; 2 ИГЕМ РАН, г. Москва, Россия; 3 ИМ РАН,
г. Ярославль, Россия, simser@mail.ru; 4 ИЭМ РАН, п. Черноголовка, Россия, alex@iem.ac.ru
1
1
1Krivolutskaya
N.A., 1Sobolev A.V., 2Sluzhenikin S.F., 3Simakin S.G., 4Nekrasov A.N. Geochemical Features of Olivines
from the Noril'sk Type Intrusions (1GEOCHI RAS, Moskow, Russia; 2IGEM RAS, Moskow, Russia; 3IM RAS, Yaroslavle, Russia; 4IEM RAS, Chernogolovka, Russia). Olivines from two types of the Noril'sk intrusions — ore-bearing
(Talnakh) and ore-free (Low Talnakh and Zelenaya Griva) — have been studied by EPMA and SIMS. The Talnakh olivines differ from the ones from the ore-free massives by high Mg concentrations. Trace elements distribution demonstrate two olivine groups: 1) with low Ca and high REE and Ni contents (Talnakh and Low Talnakh) and 2) with high Ca
and low REE and Ni (Zelenaya Griva). The melt inclusions show the same olivine's division into two groups. The obtained data suggest that olivine phenocrysts Talnakh and Low Talnakh massives originated in deeply evolved crustal intrusions and have incorporated in picritic lavas as a xenogenic phases whereas the ones from Zelenaya Griva massive
were formed in situ.
Использование составов оливинов для реконструкции условий образования и определения составов расплавов для различного типа магматических пород широко известно в литературе. Во многом это обусловлено
появлением оливина в виде ранней ликвидусной фазы в системе. Исходя именно из этого положения, мы
провели сравнительное изучение оливинов пикритовых габбродолеритов из массивов норильского комплекса, отличающихся разной степенью рудоносности — Талнахского с уникальными платино-медноникелевыми рудами и Нижне-Талнахского и Зеленая Грива — с убогой сульфидной минерализацией.
Выбор пикритовых горизонтов в качестве первоочередных объектов не случаен: многими исследователями они рассматриваются как родоначальные расплавы не только для интрузивов норильского комплекса,
но и для пород трапповой формации в целом, параллелизуясь с пикритовыми базальтами гудчихинской и
туклонской свит. Немаловажным фактором для изучения этих пород также является приуроченность к ним
вкрапленных сульфидных руд, что может способствовать более успешному решению руднопетрологических проблем.
МИНЕРАЛОГИЯ Типоморфизм минералов
30
В изученных породах всех массивов оливины представлены зернами двух типов: субидиоморфными или
округлыми зернами, размер которых обычно варьирует от 0,5 до 1,5 мм, и гранулированными мелкими зернами, средний диаметр которых составляет 0,1–0,2 мм. Последний тип оливина развит очень локально, гранулированные зерна образуют скопления размером в несколько сантиметров с четкими резкими границами
среди основной массы пород. Главное внимание уделено первой морфологической разновидности зерен
оливина.
Содержания главных компонентов в оливинах. Оливины из пикритовых габбродолеритов Талнахского
массива существенно отличаются по своему составу от таковых безрудных интрузивов за счет пониженной
магнезиальности. В пределах даже одного образца содержание форстеритового минала варьирует очень резко — от 62 до 78 мол.%, обычно доминирующими оказываются составы с 72–76 мол.% Fo. Хотя в литературе описываются зерна с содержанием форстерита до 82 мол.% (Золотухин, Рябов, 1984, 2000), они чрезвычайно редки, поскольку из выполненных нами более чем 200 определений, лишь 2 зерна соответствовали по
составу Fo79, в то время как оливины массивов Нижне-Талнахский и Зеленая Грива обладают очень небольшим интервалом вариаций магния и железа — Fo78–80. Таким образом, оливины этих разных типов массивов
практически не перекрываются по составу.
Содержания примесных элементов в оливинах. При анализе распределения элементов-примесей выявляется более сложная картина. По содержаниям никеля проанализированные минералы также разделяются
на две группы, из которых группа, характеризующаяся высокими концентрациями этого элемента (0,2
мас. %), соответствует рудоносным интрузивам, а низкими — безрудным. Для кальция также характерно
бимодальное распределение. Однако в данном случае оно не соответствует вышеуказанному разделению
массивов по сульфидоносности. Так, оливины Талнахского и Нижне-Талнахского массивов обнаруживают
полное сходство между собой (для них типичны очень низкие концентрации CaO, составляющие в среднем
0,12 мас.%), в то время как в таковых массива Зеленая Грива фиксируются его средние содержания на
уровне 0,3 мас.%.
Изучение распределения редких элементов (Y, Yb, Dy), а также Ti, Cr и V, выполненное с применением
вторично-ионной масс-спектроскопии, свидетельствует также о разделении оливинов на 2 группы, которые
установлены по содержаниям CaO. Так оливины массива Зеленая Грива характеризуются высокими концентрациями Ti и низкими REE (рис.), в то время как таковым из Талнахского и Нижне-Талнахскиго массивов
присущи очень высокие содержания редких земель, не отмечавшиеся ранее в литературе.
Расплавные включения в оливинах. Изученные составы закаленных стекол из трех массивов резко
300
1.2
Yb - Fo
Ti - Fo
0.9
200
Ниж ний Талнах
Талнах
Талнах
Yb
Ti
0.6
100
Ниж ний Талнах
0.3
Зеленая Грива
0
50
60
Fo
70
80
0
50
60
Зеленая Грива
Fo
70
80
Рис. Диаграммы Ti–Fo и Yb–Fo для оливинов различных массивов
Fig. Diagrams Ti–Fo and Yb–Fo for olivines from different massives.
отличаются друг от друга, как по основным компонентам, так и по элементам примесям, причем наблюдается соответствие полученных результатов, как по составам самих оливинов, так и по включениям в них. В
целом включения в оливинах массива Зеленая Грива имеют близкий к толеитовому состав и для них типичны низкие концентрации элементов-примесей. Для оливинов же Талнахского и Нижне-Талнахского массивов характерны высококремнистые (54–55 мас.% SiO2) и низкокальциевые включения (среднее 3,9 мас.%), а
также высокие концентрации всех примесных элементов.
Выводы. Таким образом, предполагается, что оливины Талнахского и Нижне-Талнахского интрузивов
имеют интрателлурическую природу, а таковые Зеленой Гривы — преимущественно внутрикамерную, что,
вероятно, обусловлено спецификой эволюции образовавших их расплавов в пределах разных рудных узлов.
Работа выполнена при финансовой поддержке РФФИ (проект 00-05-64507).
Литература: 1. Золотухин В.В. и др. Петрология Талнахской рудоносной дифференцированной интрузии. Новосибирск: Наука, 1975. 436с. 2. Рябов В.В. Оливины Сибирских траппов как показатели петрогенезиса и рудообразования.
Новосибирск: Наука, 1992. 117с.
МИНЕРАЛОГИЯ Типоморфизм минералов
31
СВЯЗЬ УСЛОВИЙ ОБРАЗОВАНИЯ, МОРФОЛОГИИ И СОСТАВА
МИНЕРАЛОВ-СПУТНИКОВ АЛМАЗА НА ПРИМЕРЕ ПИРОПОВ
ИЗ ЭКСТРУЗИВНЫХ КОНГЛОМЕРАТО-БРЕКЧИЙ ЛУЖСКОГО РАЙОНА
(ЗАПАДНО-РУССКАЯ АЛМАЗОНОСНАЯ СУБПРОВИНЦИЯ)
Ладыгина М.Ю., Евдокимов М.Д., Нестеров А.Р.
СПбГУ, Санкт-Петербург, Россия
Ladygina M. Yu., Evdokimov M. D., Nesterov A.R. Morphology and chemical composition of diamond-associated minerals as a possible indicator of their genesis, for instance pyrope from extrusive conglomerate-breccia of the Luga river basin (the West-Russian diamond-bearing subprovince) (Saint-Petersburg State University, Russia). The paper presents some results of morphological and chemical study of pyrope grains from extrusive conglomerate-breccia. We have
distinguished three major habit groups of pyropes. Chemical compositions each of these groups have been obtained. The
existence of three surface types depending on the growth or dissolution character of accessory features has been established. It was found that the chemical composition of nucleus and external parts of some pyrope are different proving
regeneration genesis of hillocks on the grains. As a result of the study dependence of morphology and chemical composition of pyropes on the conditions of their crystallization has been confirmed and on this base a possible model of formation of final pyrope morphology has been suggested.
При прогнозной оценке Западно-Русской алмазоносной субпровинции на обнаружение коренных источников алмаза в долине нижнего течения р. Оредеж среди терригенных отложений среднего девона и нижних
горизонтов верхнего девона установлены маломощные секущие и линзовидные тела конгломерато-брекчий
[4]. Генезис этих образований является дискуссионным. По мнению геологов отдела алмазов ВСЕГЕИ, они
представляют собой экструзивные брекчии, инъецирующие отложения кратеров кимберлитовых трубок. В
цементе конгломерато-брекчии обнаружены алмазы и их минералы-спутники: пиропы, пикроильменитармолколитовые агрегаты, хромшпинелиды, хромдиопсиды, форстерит [2,3].
Концентрации пиропов в цементе конгломерато-брекчии составляют от 3 до 30 знаков на 20 литров породы. Зерна имеют размеры от 0,1 до 1 мм.
Выделяется три морфологические группы: 1. Зерна и обломки неправильной угловатой формы розоватокрасного, лилового и светло-фиолетового цвета. 2. Кубоиды и искаженные кубоиды с грубобугорчатыми
поверхностями оранжево-красного, светло-лилового, красно-фиолетового цвета. 3. Округлые изометричные
зерна с занозистым рельефом в комбинации с бугорками и клиновидными впадинами фиолетовых, малиновых и пурпурных тонов.
Изучение химического состава электронно-зондовым методом показало, что пиропы первой морфологической группы относятся к низкохромистой лерцолитовой парагенетической ассоциации (по классификации
Н.В. Соболева [5]) или к группе G9 (по классификации Дж. Доусона [1]). Кубоиды второй морфологической
группы соответствуют среднехромистому лерцолитовому парагенезису или группе G9. Округлые пиропы
третьей морфологической группы отличаются повышенными содержаниями хрома (свыше 6,22 мас.%
Cr2O3) и принадлежат к высокохромистой лерцолитовой и дунит-гарцбургитовой парагенетическим ассоциациям или группе G10.
Все исследуемые пиропы демонстрировали отсутствие зональности и химическую гомогенность, характерные для этого минерала из кимберлитов.
Детальное изучение морфологии с помощью сканирующего электронного микроскопа позволило выделить на пиропах три типа поверхностей: 1. Ямчато-занозистый (коррозионный), который характеризуется в
основном отрицательными формами, в виде полигональных впадин, в сочетании с занозистым рельефом.
2. Бугорчатый (регенерационно-коррозионный), отличающийся присутствием многочисленных закономерно
расположенных бугорков разных размеров и нескольких генераций. 3. Пирамидально-черепитчатый (регенерационный), выражающийся в развитии единичных или многочисленных бугорков — “пирамидок”, поверхности ограничений которых соответствуют положению ромбододекаэдра и являются истинными гранями роста.
Часто на одном зерне наблюдаются поверхности двух, а иногда и всех трех типов. Это позволяет определить их взаимоотношение и сделать выводы о последовательности их формирования. Морфологический
анализ таких зерен показывает:
 самыми древними являются ямчато-занозистые поверхности, имеющие явно коррозионную природу;
 на следующем этапе формирования поверхности зерен приобрели бугорчатый рельеф. Расположение бугорков гипсометрически выше корродированной ямчато-занозистой поверхности доказывает их ростовой генезис. Куполовидная форма бугорков указывает на то, что после периода роста следовало растворение, придавшее скульптурам округлые очертания;
 бугорки пирамидальной формы (пирамидально-черепитчатый тип поверхности) образовались на заключительном этапе роста, за которым уже не следовало растворение. Поэтому они сохранили свою первичную пирамидальную форму;
32
МИНЕРАЛОГИЯ Типоморфизм минералов
 очевидно, что бугорчатые и пирамидально-черепитчатые поверхности имеют один и тот же механизм формирования и образуются на заключительном этапе кристаллизации зерна в результате неоднократной смены процессов роста и растворения.
Изложенные выше рассуждения приводят к заключению о ростовой природе бугорков на поверхностях
зерен и о дискретности процесса кристаллизации пиропов в кимберлитах. Таким образом, зерна состоят из
двух зон: 1-ой, занимающей почти весь объем внутреннего ядра, 2-ой, очень тонкой (мощностью до первых
микрометров), фрагментарно развитой внешней корочки, сложенной бугорками. Ростовая природа этих бугорков однозначно доказывается постоянно наблюдающимся снижением содержания Cr2O3 (на 0,51–
1,96 мас.%) и CaO (на 0,44–1,29 мас.%) в них по сравнению с внутренней зоной зерна. Временной и пространственный разрыв между кристаллизацией этих зон очень велик. Естественно Р–Т параметры и среда
кристаллизации на этих этапах сильно отличаются, что неизбежно отражается в химизме указанных выше зон.
На основании результатов электронно-микроскопического изучения морфологии и химического состава
пиропов создана гипотетическая модель, прослеживающая эволюцию зерен, начиная со времени их зарождения и кристаллизации в глубинном магматическом очаге до этапа эксплозии и окончательного становления кимберлитового тела. Эта модель рассматривает конечный облик пиропов как результат воздействия на
них процессов заключительных стадий кимберлитообразования и эксплозии, которые характеризуются переменными параметрами температуры, давления и пересыщения при повышенной активности летучих в
перемещающемся расплаве.
Литература: 1. Доусон Дж. Кимберлиты и ксенолиты в них. М.: Мир, 1983. 300с. 2. Ладыгина М.Ю., Нестеров А.Р.
Алмазы и их минералы-спутники среднепалеозойской алмазоносной субпровинции Русской Прибалтики. // Тезисы совещания “Геологическая служба и минерально-сырьевая база России на пороге XXI века”. СПб, 2000. 3. Ладыгина
М.Ю., Нестеров А.Р. Минералы-спутники алмаза из среднепалеозойских конгломерато-брекчий (бассейн р.Луги) //
ЗВМО, 2002. № 1. 4. Михайлов М.В. и др. Коренные источники алмазов Западно-Русской кимберлитовой субпровинции
(Ленинградская область) // В сб.: Алмазоносность Урала и прилегающих территорий. Сыктывкар, 2001. 5. Соболев Н.В.
Глубинные включения в кимберлитах и проблема состава верхней мантии. Новосибирск: Наука, 1974.
ТРАНСФОРМАЦИИ ГЛИНИСТЫХ МИНЕРАЛОВ
В ПОЧВАХ НА ПЕРМСКИХ КРАСНОЦВЕТАХ
Лесовая С.Н., Гойло Э.А., Дяченко Н.И.
СПбГУ, С-Петербург, Россия, lessovaia@yahoo.com
Lessovaia S.N., Goilo E.A., Dyachenko N.E. Transformation of clay minerals in soils on Permian red-colored substrate
(St-Petersburg State University, St-Petersburg, Russia). The studying of transformation of clay minerals is one of the
most important problems of soil mineralogy. This studying allows to investigate the environment specific of clay fraction
formation, their mineralogical composition and inheritance from parent matter. The transformation of layer silicates was
studied taken into account the red-colored Permian system substrates of the southern taiga zone. The soils on them have
weakly differentiated profile without gleysation symptoms in avtomorthic position. They are classified as Chromi-Luvic
Cambisol on red-colored Permian clay. The dominant clay mineral of clay-size fraction is smectite. It was found the trend
of smectite reflex (14A) compression from the parent matter to organic horizons. It is explained by two reasons: (i)
changing of cation exchange complex (Ca, Mg in substrate and Na, K in top horizons); (ii) increasing of charge.
Изучение глинистых минералов и их трансформаций в почвах позволяет вскрыть механизмы и условия
формирования кристаллических образований тонких фракций почв с выделением унаследованных черт первичных пород и новообразований при почвообразовании. Древние дочетвертичные породы являются наиболее перспективными для выявления в них минералогических типоморфных признаков биоклиматической
обстановки. Одним из наиболее ярких примеров таких пород на Европейской территории России являются
“красноцветные отложения”, цвет которых обусловлен гематитом Fe2O3, присутствие которого свидетельствует о глубоком химическом выветривании первичных силикатов, высвобождении железа из них и равномерном “прокрашивании” всей толщи осадков вновь образованными (гидро)оксидами.
Почвы на красноцветных отложениях различного возраста на Европейской части Русской равнины в
значительной степени сохраняют в своем облике реликтовые черты по отношению к почвам, образовавшимся в современной биоклиматической обстановке. Изучение минеральной матрицы почв, а также трансформационных процессов в зависимости от исходного минералогического состава и условий выветривания,
взаимодействия глинистых минералов и оксидов железа позволяет оценить вклад современных выветривания и почвообразования, а также влияние древних геологических эпох на формирование облика почв.
Изучались трансформации слоистых силикатов на пермских глинах южной тайги. Почвы имеют слабодифференцированный профиль, без признаков оглеения в автоморфных позициях, и классифицируются как
буроземы лессивированные на бескарбонатных дериватах красноцветных пермских глин, подстилаемых
пермскими красноцветными карбонатными глинами. В целом для глинистых минералов почв характерна
плохая окристаллизованность, дефектность структуры, особенно в верхней, наиболее переработанной, части
профиля, что проявляется в уширении пиков, усилении асимметрии. Все это осложняет диагностику глинистых минералов. В минералогическом составе илистой фракции (<0,001мм) преобладающим минералом
МИНЕРАЛОГИЯ Типоморфизм минералов
33
среди слоистых силикатов является смектит. Его содержание, определенное по методу Дьяконова [1], составляет 73%. Помимо смектита диагностируется гирослюда (17%) и в небольшом количестве хлорит и каолинит (10%).
Среди слоистых силикатов смектит, благодаря лабильности структуры, наиболее чутко реагирует на
изменения физико-химических параметров среды. Т.к. смектит является преобладающим минералом тонких фракций, исследования были направлены на изучение его специфики. В почвенном профиле по сравнению с почвообразующей породой отмечается постепенное смещение рефлекса 001 смектита от 14,2–
14,8 Å в породе до 12,3–13 Å в гумусо-аккумулятивных горизонтах (А, АВ) на воздушно-сухих образцах и
от 17,1–17,2 Å до 16,7 Å на соответствующих образцах, насыщенных этиленгликолем. Для образцов,
насыщенных Mg, форма и положение 14 Å рефлекса по всему профилю остаются неизменными. Такое
поведение межплоскостного расстояния 001 смектита по разрезу может быть связано с изменением состава обменного комплекса смектита. Так, его рефлекс 14,2–14,8 Å на воздушно-сухих образцах указывает на
Са–Мg природу обменного комплекса смектита (преимущественно Мg, т.к. Са-смектиты имеют отражение 15 Å). В результате почвообразования происходит смена двухвалентных обменных катионов на одновалентные: рефлекс 12–13 Å свойственен К, Na-смектитам. Последнее подтверждается идентичным по
всему профилю положением рефлекса (14 Å) на Mg-замещенных образцах. Т. е. при почвообразовании
Мg в обменном межслоевом комплексе смектита замещается на одновалентные катионы, источником которых могут быть разрушающиеся полевые шпаты и слюды.
В верхних горизонтах почв происходит увеличение заряда решетки смектита. Заряд оценивался по изменению положения рефлекса 001 К-замещенного смектита с последующим насыщением этиленгликолем и
прокаливанием в течение 1 часа при 250–350, 550С [2]. В тоже время неполное сжатие смектита до 12, а не
до 10 Å при насыщении К, а также ограниченное набухание с этиленгликолем указывают на возможную
локализацию заряда в октаэдрических позициях смектита. Постепенное сжатие структуры смектита от 14 до
10 Å вверх по профилю может указывать на смещение локализации заряда из октаэдров в тетраэдры. Однако известно, что замещение кремния на алюминий в тетраэдрах силикатов происходит в щелочных условиях. В исследованных почвах реакция раствора была кислая. Это позволило предположить, что атомы кремния в тетраэдрах замещаются не на алюминий, а на железо, унаследованное от четвертичного красноцветного субстрата, что составляет особенность минерального состава красноцветов.
Таким образом, отмечается тренд к сжатию рефлекса от почвообразующей породы к верхним горизонтам, что может быть объяснено изменением: 1). природы обменного комплекса смектита; 2). увеличением
заряда решетки.
Работа выполнена при поддержке гранта РФФИ 01-04-48815.
Литература: 1. Дьяконов Ю.С. Методические указания по полуколичественному определению минералов глин
(слоистых силикатов). М.: ВИМС, 1984. 26с. 2. Weaver Ch.E. A classification of the 2:1 clay minerals // Am. Min, 1953.
V. 38. N 7–8. P. 698–706.
К ВОПРОСУ О КЛАССИФИКАЦИИ ЩЕЛОЧНЫХ ПЕГМАТИТОВ
ХИБИНСКОГО МАССИВА (КОЛЬСКИЙ П-ОВ)
Лисицин Д.В.
МГУ, г. Москва, Россия, eklov@tais.ru
Lisitsin D.V. Problems on classification of alkaline pegmatites of Khibiny massif, Kola Peninsula (Moscow State University, Moscow, Russia).
Хибинский щелочной массив является интереснейшим природным объектом, который, несмотря на уже более чем столетнюю историю изучения, продолжает и в наше время удивлять новыми минералогическими
находками. Основное количество этих находок связано с щелочными пегматитами, являющимися концентраторами уникальных и редких минералов, многие из которых характерны только для Хибинского массива.
Щелочные пегматиты массива в целом можно разделить на две основные группы:
1. Ранние — высокотемпературные пегматиты, характеризующиеся крупнозернистой структурой, относительно простым минеральным составом, как правило, соответствующим составу вмещающих их пород
включая основные акцессории. Типичные минералы таких пегматитов: нефелин, пироксен, амфибол, калиевый полевой шпат, титанит, титаномагнетит, энигматит, эвдиалит, ринкит, астрофиллит или лампрофиллит
(обычно не встречающиеся вместе).
2. Поздние — дифференцированные пегматиты, зональные пегматитовые тела со сложным минеральным составом. Типичными для таких пегматитов являются цирконо- и титаносиликаты натрия и калия, виллиомит, щелочные фосфаты и карбонаты и т.д. Часто минеральный состав внешней зоны дифференцированного пегматитового тела соответствует составу раннего высокотемпературного пегматита. По мере продвижения от края к центру происходит изменение ранней минеральной ассоциации, иногда с образованием раз-
34
МИНЕРАЛОГИЯ Типоморфизм минералов
личных псевдоморфоз. В центральных частях многих дифференцированных пегматитов располагаются цеолитовые — натролитовые или анальцимовые ядра. Переход от магматической стадии к гидротермальной
постепенный, соответственно отсутствуют и четкие границы перехода.
Ранние пегматиты являются чисто магматическими, в то время как процесс образования дифференцированных пегматитов более сложен и растянут во времени. Начало его в большинстве случаев может быть отнесено к высокотемпературной стадии (~600–700С), о чем свидетельствует наличие внешних зон, сходных
по составу с жильными магматическими пегматитами. Появление следующих зон происходит в соответствии с “классической” схемой повышения щелочности при постепенном снижении температуры. После
достижения пика максимума щелочности 1 следует некоторое ее снижение и образование минеральной
ассоциации пегматитовых ядер. В дифференцированных пегматитах широко проявлено явление автометасоматоза, особенно на границах разных зон ближе к ядру, при этом ранние минералы во внешних зонах пегматитов сохраняются без изменений.
Практически все пегматиты Хибинского массива сгруппированы в обширные поля, приуроченные к
наиболее флюидопроницаемым зонам. В одном поле всегда присутствуют пегматиты обеих групп, соотношение высокотемпературных пегматитов к дифференцированным в нефелиновых сиенитах внешнего кольца
и фойяитах приблизительно соответствует 1:10, в ийолит-уртитах и других породах средней кольцевой зоны
примерно 1:5. Причем дифференцированные пегматиты в пределах пегматитовых полей обычно стянуты в
небольшие по площади, часто удлиненные, локальные зоны.
Состав пегматитов, как первой, так и второй группы напрямую зависит от состава вмещающих пород.
Локализация дифференцированных пегматитов, их строение и минеральный состав свидетельствуют о том,
что они, вероятнее всего, являются производными наиболее флюидонасыщенной части расплава.
Некоторую сложность в классификацию вносят пегматиты, первичный минеральный состав которых
подвергся изменению за счет поздних метасоматических процессов. Например, довольно распространенным
является изменение ранней агпаитовой минеральной ассоциации на миаскитовую при наложении линейных
зон альбитизации на уже образовавшиеся пегматиты. При этом, в случае наложения альбитизации на дифференцированные пегматиты, в той или иной степени происходит изменение состава минералов во всех
пегматитовых зонах. Более правильным представляется классифицировать щелочные пегматиты по их первоначальной природе без учета влияние поздних процессов, но это возможно лишь при наличии четко
оформленных псевдоморфоз, полностью или частично наследующих состав и форму первичных минералов.
Отдельную группу составляют пегматиты и пегматоидные тела, расположенные на контактах Хибинского массива с вмещающими породами, и пегматиты, сопряженные с ксенолитами. Состав их весьма разнообразен, эти пегматиты даже не всегда можно отнести к щелочным. В некоторых из них, например, можно встретить крупные кристаллы топаза (до 15 см, г. Каскасньнчорр) или полости с кристаллами кварца (до
3 см, р-н Лопарского перевала). Эти образования недостаточно изучены и в рамках данных тезисов не представляется возможным их подробное рассмотрение.
Литература: 1. Хомяков А. П. Минералогия ультраагпаитоых щелочных пород. М. 1990. 196 с.
ДИФФЕРЕНЦИАЦИЯ КАЛИЯ И НАТРИЯ В ПЕГМАТИТАХ ГОРЫ КОАШВА
(ХИБИНСКИЙ МАССИВ, КОЛЬСКИЙ П-ОВ).
Лисицин Д.В.
МГУ, г. Москва, Россия, eklov@tais.ru
Lisitsin D.V. Differentiation of sodium and potassium in pegmatites of Koashva mountain, Khibiny massif, Kola Peninsula (Moscow State University, Moscow, Russia).
Пегматитовый комплекс горы Коашва, находящейся в юго-восточной части Хибинского массива, стал доступен для подробного исследования в начале 90-х годов, благодаря активной разработке Коашвинского
апатитового месторождения. Пегматиты горы Коашва можно разделить на две основные группы 1:
1-я группа — рисчоррит-пегматиты, названные так по своему минеральному составу. Это многочисленные жильные тела, относительно простые по составу. В них резко преобладает светло-зеленый КПШ (до
80% объема породы), много нефелина, призматических кристаллов амфибола и пироксена. В некоторых
телах отмечено большое количество эвдиалита, встречаются кристаллы биотита, радиально-лучистые агрегаты ринкита и лампрофиллита.
2-я группа — дифференцированные пегматиты — встречающиеся довольно редко тела, с зональным
строением. Минеральный состав их весьма разнообразен. Иногда их внешняя часть или отдельные участки
по краям имеют состав простых рисчоррит-пегматитов, а далее от края к центру переходя в зону темнозеленого игольчатого эгирина с включениями кристаллов лампрофиллита, амфибола, ломоносовита, магнезиоастрофиллита, щербаковита, виллиомита и других минералов. В эгириновой зоне встречаются пустоты
растворения ранних минералов. Эти пустоты часто заполнены натролитом и содержат разнообразные редкие
цирконо- и титаносиликаты: вадеит, умбит, параумбит, костылевит, сазыкинаит-(Y), ситинакит, леммлей-
МИНЕРАЛОГИЯ Типоморфизм минералов
35
нит-(К) и др. В центральных частях дифференцированных пегматитовых тел, как правило, находится внутреннее ядро, в одних случаях натролит-пектолитового состава, в других — виллиомит-содалитпектолитового состава. Для ядер дифференцированных пегматитов характерны разнообразные фосфаты, в
особенности минералы кристаллохимического семейства апатита, а также сульфиды, среди которых
наибольшим распространением пользуется сфалерит.
Для большинства дифференцированных пегматитов типична поздняя калиевая минеральная ассоциация.
Развитие различных калийсодержащих минералов происходило за счет изменения ранних минеральных фаз.
Так, образование калиевых цирконосиликатов (вадеита, умбита, костылевита и др.) происходило за счет эвдиалита. Титаносиликаты (ситинакит, леммлейнит и др.), а в ряде случаев и фосфаты, образовывались за
счет ломоносовита. По раннему халькопириту развиваются необычные минералы, относящиеся к сложным
сульфидам калия, меди и железа.
Дифференцированные пегматиты строго приурочены к контакту уртитов и апатитового тела, в то время
как рисчоррит-пегматиты более “разбросаны” и некоторые из них могут находиться на достаточном удалении от контакта. Вероятно, близость апатитового тела и обусловила богатство фосфатов и фосфорсодержащих минералов (ломоносовит, стенструпин-(Се) и др.) в пегматитах второй группы.
Образование пегматитов Коашвы напрямую связано с эволюцией уртитового расплава, производными
которого являются пегматиты обеих групп. Условно можно выделить три этапа формирования пегматитового поля. Первый этап — разделение калия и натрия на магматической стадии с кристаллизацией основной
массы бесполевошпатовых уртитов и формированием калиевых дифференциатов — рисчоррит-пегматитов.
Следующий этап характеризуется отделением от расплава газово-жидкой фазы и накоплением этой фазы в
ослабленной и наиболее проницаемой зоне — на контакте уртитов и апатитового тела. На третьем этапе
происходит разделение калия и натрия в газово-жидкой фазе. Натрий преобладает над калием, как и в основной массе породы, следствием чего является формирование мощной эгириновой зоны пегматитов второй
группы, образование крупных скоплений виллиомита, содовых и других существенно натриевых минералов.
Далее, при более низких температурах, происходит кристаллизация минералов калиевой ассоциации с частичным или полным замещением (в основном на границе эгириновой зоны и ядра) ранее образовавшихся и
относительно неустойчивых минеральных фаз (эвдиалита, ломоносовита).
Таким образом, прослеживаются две ступени дифференциации калия и натрия — на магматической и на
постмагматической стадиях.
Литература: 1. Лисицин Д.В. Пегматитовый комплекс горы Коашва. // В сб.: Минералогические музеи в XXI веке.
СПб.: СПбГУ, 2000. С. 68–69.
СТРУКТУРНЫЕ ОСОБЕННОСТИ КВАРЦЕВ
ИЗ РАЗРЕЗА РАННЕПРОТЕРОЗОЙСКИХ ПОРОД КОЛЬСКОЙ
СВЕРХГЛУБОКОЙ СКВАЖИНЫ (СГ-3) И ИХ ПОВЕРХНОСТНЫХ ГОМОЛОГОВ
Лютоев В.П., 2Скуфьин П.К.
1
ИГ Коми НЦ РАН, г. Сыктывкар, Россия, lutoev@geo.komisc.ru;
2
ГИ КНЦ РАН, г. Апатиты, Россия, skuf@geoksc.apatity.ru,
1
1Lutoev
V.P., 2Skuf'in P.K. Structural-mineralogical peculiarities ofqurtzes from the Early Proterozoic rocks intersected by the Kola Superdepp Borenhole and their surface homologues (1Institute of Geology Komi SC, Ural Branch RAS,
Syktyvkar; 2Geological Institute KSC RAS, Apatity, Russia). The data on structural-mineralogical peculiarities of quartzes
from the Early Proterozoic rocks of the Pechenga volcano-sedimentary Complex are the result of the investigation of
KSDB deep rocks and their surface homologues. The quartzes characterize the horizon of arkosic coarse-grained sandstones, identified both in the KSDB section in the range of 4773–4884 m and in satellite borehole № IX in the range of
135–410 m, as well as in the surface outcrops. The quartz samples have been investigated by electron spin resonance
spectroscopy (ESR) at the Institute of Geology, Komi Sci. Center Е1'-centers and Al-centers were fixed in the ESR spectra of these samples, but Ge- and Ti-centers were did not fixed. The analysis of the ESR parameters for the three groups
of quartzes (surface, near-surface and deep) shows that the intensity of the concentrations of the Е1'-centers in the crystal
lattice of the quartz decreases with depth (Table). Concentrations of the Al-centers in the crystal lattice of the quartz decreases with depth, but increases with intensity of radiation (the level on the depth of 4800 m).
Рентгеноструктурные исследования кварца вызывают большой интерес в связи с проведением по проекту
МПГК-408 детальных структурно-минералогических и геохимических исследований пород и минералов
Кольской сверхглубокой скважины (СГ-3), достигшей глубины 12 261 м, и их поверхностных гомологов.
Исследования по проекту предусматривают: на базе детального изучения вещественного состава раннепротерозойских пород и минералов разреза СГ-3 и их гомологов установить основные закономерности изменения состава, кристаллической структуры и изоморфизма минералов-индикаторов в зависимости от глубины
их образования, с целью корреляции гомологичных объектов разной глубинности и определения основных
закономерностей близповерхностного и глубинного режимов породо-, минерало- и рудогенеза, а также с
целью построения адекватных моделей строения земной коры данного региона. В качестве исходных пород
для получения образцов кварца были выбраны кварцсодержащие аркозовые песчаники из мощного горизон-
МИНЕРАЛОГИЯ Типоморфизм минералов
36
та грубообломочных пород в разрезе лучломпольской свиты печенгского комплекса, которые хорошо представлены как в разрезе СГ-3 (интервал 4773–4884 м), так и на поверхности, а также в разрезе скважинысателлита № IX (интервал 135–410 м). Из песчаников отобраны идентичные мономинеральные фракции
кварца в трех вариантах — из пород разреза СГ-3, а также из поверхностных и близповерхностных (скважина № IX) гомологов.
В этих образцах методом ЭПР (электронный парамагнитный резонанс) были измерены количественные
различия в концентрациях Е1-центров. Спектры ЭПР кварца регистрировались на серийном спектрометре
SE/X-2547 в порошковых образцах при комнатной температуре. В результате изучения проб кварца из поверхностных обнажений (73 пробы) было установлено, что Е1'-центры наблюдаются практически во всех
образцах, причем содержание этих центров колеблется в пределах 0,2–3,1 сп/г. В то же время исследование
кварца из глубинных пород разреза СГ-3 показало, что из 92 проб, отобранных по скважине, лишь в 10 образцах удалось зарегистрировать концентрации Е1'-центров; эти содержания невелики и колеблются от ничтожных (менее 0,1 сп/г) до 1,25 сп/г. Образцы кварца из керна сателлитной скважины № IX по концентрациям Е1'-центров занимают промежуточное положение. Можно констатировать, что с глубиной происходит
постепенное уменьшение концентрации Е1'-центров, т.е. залечивание вакансий кислорода в структуре кварца; этот факт обусловлен повышенными Р/Т условиями формирования пород.
В перечисленных образцах кварца были измерены также количественные различия в концентрациях Alцентров. Для изучения Al-центров в кварцах данных групп использована следующая методика. Содержание
центров (С), замеренное в исходных пробах, указывает на величину природной радиации. Затем образцы
облучаются дозой гамма-лучей в 30 Мрад, обеспечивающей максимальное накопление Al-центров в бездефектных областях структуры — C. Отношение С/C — степень облученности кварца; величина этого отношения определяется, прежде всего, мощностью потока природной радиации. Оно также сильно зависит от
средней температуры кварца за время стабильности парамагнитного состояния Al-центров. Время жизни
подобного состояния оценивается в 5 млн. лет. После этих измерений образец отжигался в течение 1 часа
при 1000С и вновь облучался. Зарегистрированная концентрация (CT) характеризует общее количество
примесного алюминия в кварце, а отношение (CT/C) — степень дефектности кварца. По некоторым данным, это отношение уменьшается с ростом температуры кристаллизации или последующего метаморфизма
минерала.
Таблица
Концентрации парамагнитных центров в кристаллической решетке кварца
Concentrations of the paramagnetic centers in the crystal lattice of the quartz
Образец
Кварц из поверхностных обнажений
Кварц из керна скважины № IX (300–330 м)
Кварц из керна скв. СГ-3(4870–4880 м)
E'1,
ppm
0,45–0,46
0,42–0,43
0,12–0,22
C
10–16
19–26
0
[AlO4e+]0, ppm
C
32–34
29–32
10–11
CT
40–44
69–87
20–23
Измерения показывают, что эффективность современного естественного образования Al-центров в
кварце максимальна для близповерхностных образцов из сателлитной скважины № IX. В глубинных образцах из разреза СГ-3 (глубина свыше 4800 м) они вообще не формируются. Отметим, что именно на этой
глубине зарегистрирована аномально высокая плотность теплового потока. На поверхности отношение
CT/C близко к единице (1,3–1,5), что указывает на хорошую кристалличность кварца. Резкое повышение
этого отношения в сателлитной скважине (CT/C достигает 2–3) позволяет предположить возрастание на
этой глубине мощности радиационных потоков. В глубинных кварцах из разреза СГ-3 это отношение снижается (CT/C составляет 1,8–2,1), но остается более высоким, чем у образцов с поверхности.
В целом результаты измерений, представленные в таблице, позволяют утверждать, что вариации концентраций Е1'-центров, а также естественных концентраций Al-центров и их распределения по регулярным и
дефектным частям структуры кварца согласуются с тенденциями роста РТ условий и повышения мощности
радиационных потоков.
ГИДРОДИНАМИЧЕСКИЕ СПУТНИКИ АЛМАЗА
РОССЫПИ ИЧЕТЪЮ, СРЕДНИЙ ТИМАН
Макеев Б.А.
ИГ Коми НЦ УрО РАН, г. Сыктывкар, mak@geo.komisc.ru
Минералы россыпи Ичетъю с неустановленным источником сноса алмаза, представлены альмандином, ильменитом, ильменорутилом, кварцем, колумбитом, куларитом, лейкоксеном, монацитом, рутилом, ставролитом, хромшпинелидами, цирконом и другими минералами, встречающимися в малых количествах. Минералы, обладающие средней твердостью, чаще окатанные, с высокой твердостью, менее окатанные. Отсутствие
генетических спутников алмаза в россыпи, указывает на дальность источник сноса. Распределение минералов в месторождении Ичетъю по размерам зерен соответствует их плотностным характеристикам. По вели-
МИНЕРАЛОГИЯ Типоморфизм минералов
37
чине зерен первое место занимает кварц (=2,65 г/см3). В местах концентрации алмаза до половины массы
составляют зерна кварца размером более 3 мм. На втором месте стоит алмаз (=3,5 г/см3), наибольший вклад
по массе дают зерна величиной от 2 до 6 мм [1,2]. Далее следуют альмандин, ильменорутил, ставролит
(=3,5–4,5 г/см3) с размерами до 5 мм. На предпоследнем месте располагаются колумбит, куларит, монацит,
рутил, хромшпинелиды (0,25–0,5 мм; =4,5–5,5 г/см3). Замыкает список мелкое золото (0,1–0,25 мм; =19,3
г/см3). Исключение составляют сильно окатанные турмалин и циркон, очень хрупкие ильменит и лейкоксен
(0,25 мм) [3, 4, 6, 8].
Логнормальное распределение зерен минералов шлиха по размерности позволяет подсчитать их среднюю массу, в классе крупности +0,25 мм по формуле: М ср=М/n, где М — общая масса зерен минерала, n —
количество зерен. Средние массы зерен минералов тяжелого шлиха россыпи Ичетъю связаны друг с другом
прямо пропорциональной зависимостью, а, следовательно, и средние размеры зерен тоже [5]. Известно, что
соотношение размеров зерен минералов, осаждающихся в водном потоке, пропорционально плотности самих минералов и среды, а также коэффициентам сопротивления среды равнопадающим зернам:
d1/d2=[(2–0)1]/[(1–0)2],
где d1 и d2 — диаметры равнопадающих зерен минералов; 1 и 2 — плотность равнопадающих минералов;
0 — плотность среды (жидкости); 1 и 2 — коэффициенты сопротивления среды движению зерен минералов [7]. Если коэффициенты сопротивления среды движению зерен минералов равны, то соотношение размеров соответствующих зерен есть величина постоянная. Таким образом, изучая размерность зерен минералов, сопутствующих алмазу, можно выявить перспективные зоны для концентрирования алмазов, характерных для данной россыпи размеров.
Подсчитаны содержания минералов в шлихах с разделением на монофракции в классе крупности +0,25
мм с последующим взвешиванием на аналитических весах. Благоприятные условия для концентрирования
алмаза не всегда совпадают с большим выходом тяжелой фракции. Наибольшие концентрации алмазов связанны с высоким содержанием монацита, куларита, колумбита, хромшпинелидов, рутила, т.е. условия
накопления этих минералов в алмазоносном горизонте были одинаковыми. На накопление минералов фракции крупности 0,25 мм могли оказывать влияние эоловые процессы (рисунок).
Итак, по изменению концентрации одного минерала можно прогнозировать уровни содержания
других коррелирующих с ним минералов. На основе высоких содержаний в классе крупности
0,5 +0,25 мм таких минералов, как монацит, куларит, колумбит, хромшпинелиды, рутил ( 4,5 до
5,5 г/см3) можно прогнозировать повышенные содержания алмазов массой от 0,1 до 0,5 карата. При
шлиховом опробовании в изученном районе эти
минералы могут быть использованы для прогноза
алмазоносности. Минералы, накапливающиеся совместно с алмазом в гидродинамическом процессе,
можно назвать гидродинамическими спутниками
Рис. Диаграмма фигуративных точек минералов
алмаза.
тяжелых фракций россыпи Ичетью в координаАвтор выражает признательность А.Б. Макееву,
тах факторов I и II. Стрелкой показано направлеВ.П.
Лютоеву,
Ю.В. Глухову,
С.Т. Неверову,
ние увеличения влияния эоловых процессов на
З.П.
Двойниковой
за
помощь
и
полезные
консульсодержание минералов.
тации, при выполнении данной работы.
Литература: 1. Алмазы Среднего Тимана / А.Б. Макеев, В.А. Дудар, В.П. Лютоев и др. Сыктывкар: Геопринт. 1999.
80с. 2. Дудар В.А. Россыпи Среднего Тимана // Руды и металлы, 1996. № 4. С. 80–90. 3. Игнатьев В.Д., Бурцев И.Н. Лейкоксен Тимана: минералогия и проблемы технологии. СПб: Наука, 1997. 215с. 4. Кочетков О.С. Акцессорные минералы
в древних толщах Тимана и Канина. Л.: Наука, 1968. 121с. 5. Макеев Б.А. Особенности распределения минералов тяжелой фракции продуктивного пласта месторождения Ичетъю // Структура, вещество, история литосферы ТиманоСевероуральского сегмента: Информ. материалы 10-й науч. конф. Ин-та геологии Коми НЦ УрО РАН. Сыктывкар: Геопринт, 2001. С. 129–131. 6. Сердюченко Д.П. Кочетков О.С. Метаосадочный монацит в рифейских сланцах Тимана //
ДАН СССР, 1974. Т. 218. № 5. С. 1175–1177. 7. Шило Н.А. Основы учения о россыпях. Изд. 2-е перераб. и доп. М.:
Наука, 1985. 400с. 8. Юшкин Н.П., Котов А.А. Черный монацит (“куларит”) Тимана // Тр. Ин-та геологии Коми науч.
центра УрО АН СССР. Сыктывкар, 1987. Вып. 58. С. 58–67.
38
МИНЕРАЛОГИЯ Типоморфизм минералов
ЗОНАЛЬНОСТЬ ГРАНАТА ИЗ ПОРОД СЕЛЯНКИНСКОГО БЛОКА
(ИЛЬМЕНО-ВИШНЕВОГОРСКИЙ КОМПЛЕКС, ЮЖНЫЙ УРАЛ)
Медведева Е.В., Вализер П.М.
Ильменский Государственный заповедникУрО РАН, г. Миасс, Россия, hranitel@ilmeny.ac.ru
Medvedeva E.V., Valizer P.M. Zonality of garnets from rocks of Selyankinsky block, Ilmeno-Vishnevogorsky complex
of the South Urals (Ilmensky State Reserve, Urals Bracsh RAS, Miass, Russia). Mineral varieties of garnets in the rocks
of Selyankinsky block have been determined: low Ca pyrope-almandine, Mn pyrope-almandine, almandine, grossularealmandine, Mg grossulare-almandine, andradite-grossulare. Zonality types are characterized — inverse and combined.
The material garnet composition from the rocks of the block testifies about polycyclic development of metamorfism. Two
stages of granulites facies are divided: the first fixes low Ca pyrope-almandine (Gt1, 700–720C) with following migmatization i the conditions amphibolite facies (Gt2, 680–640С),the seconde stage fixses Mn pyrope-almandine (Gt3,720–
740С) with following diaftoresis of amphibolite facies (Gt3, 680–620С). Granitization is clearly fixed — almandine
(Gt6) and andradite-grossulare (Gt7) indicates on scarn processes along the foult zones
Селянкинский блок представляет фрагмент платформенного фундамента архейско-протерозойского возраста, прошедший длительный путь эволюции [1,4]. В пределах блока выделяются две подтолщи: высокоглиноземистых и диоритовых гнейсов.
Вещественный состав граната отражает многообразие процессов, происходивших в породах Селянкинского блока. В породах блока он представлен малокальциевым пироп-альмандином, марганцевым пиропальмандином, гроссуляр-альмандином, магниевым гроссуляр-альмандином, альмандином и андрадитгроссуляром (по классификации Соболева Н.В.[3]). Минеральные разновидности граната сосуществуют и
образуют несколько генераций.
Малокальциевый пироп-альмандин присутствует в слабо мигматизированных гнейсах высокоглиноземистой (силлиманит-гранат-биотитовых, гранат-биотитовых) и диоритовой (амфибол-гранат биотитовых) подтолщ и в полосчатых гнейсах. Крупные индивиды (3,2–4,2 мм) его из высокоглиноземистой подтолщи характеризуются обратной зональностью: c — Py22,7Alm71,6Sp2,4Ca-comp3,3, k — Py17,0Alm76,8Sp2,6Ca-comp3,6(Gt1–2).
Мелкие индивиды (0,6–0,127 мм) часто однородны — Py20,3Alm73,2Sp2,6Ca-comp3,9(Gt2), реже имеют слабую
неоднородность: c — Py21,5Alm73,1Sp2,6Ca-comp2,8, k — Py23,0Alm72,0Sp2,1Ca-comp2,1(Gt1–3). В мигматизированных гнейсах диоритовой подтолщи (амфибол-гранат биотитовых) малокальциевый пироп-альмандин (0,3–
0,4 мм) характеризуется обратной зональностью: с — Py24,2Alm71,5Sp2,1Ca-comp2,2, k — Py16,8Alm77,9Sp3,4Cacomp1,9 (Gt1–2), реже однороден — Py23,1Alm72,5Sp2,3Ca-comp2,1(Gt2), (1–0,2 мм). В лейкосоме и меланосоме
полосчатых гнейсов из высокоглиноземистой подтолщи индивиды малокальциевых пироп-альмандинов (3–
4 мм) однородны — Py22,5–23,1Alm72,3–71,7Sp2,0Ca-comp3,2 (Gt2).
Марганцевый пироп-альмандин приурочен к полосчатым мигматизированным высокоглиноземистым
гнейсам. В меланосоме он имеет обратную зональность: с — Py22,7Alm68,1Sp4,7Ca-comp4,5, k —
Py20,4Alm69,8Sp5,4Ca-comp4,4, r — Py15,8Alm72,4Sp7,7Ca-comp4,1(Gt3–4) (1,3–5,3 мм,) или однороден —
Py19,2Alm69,3Sp8,1Ca-comp3,4 (Gt4) (< 0,11 мм). В лейкосоме имеет однородный состав — Py21,5Alm68,8Sp5,2Cacomp4,5 (Gt4) в крупных индивидах (3,2–4,2 мм) и фиксирует комбинацию обратной и прямой зональности: с
— Py20,8Alm66,8Sp5,7Ca-comp6,7, k — Py14,6Alm70,3Sp8,6Ca-comp6,5, r — Py16,7Alm69,6Sp7,03Ca-comp6,7(Gt4–5), в более мелких зернах (1,3–1,8 мм). Мелкие индивиды марганцевого пироп-альмандина (0,12 мм) отмечены в
слабо мигматизированных высокоглиноземистых гнейсах, их состав имеет неоднородность состава, схожую
со сложной зональностью: с — Py18,9Alm74,1Sp4,2Ca-comp2,8, k — Py20,2Alm71,8Sp4,8Ca-comp3,2 (Gt3–4). В гранатбиотит-амфиболовых слабо мигматизированных гнейсах марганцевый пироп-альмандин представлен зернами (>1 мм) однородного состава — Py14,6Alm71,5Sp9,5Ca-comp4,4 (Gt4).
Гроссуляр-альмандин из амфиболитовых тел в подтолще высокоглиноземистых гнейсов однороден: в
субсогласном теле амфиболита состав минерала — Py12,6Alm56,8Sp5,2Ca-comp25,4(0,68 мм), в секущем теле
амфиболита состав — Py12,8Alm59,6Sp2,6Ca-comp25,0 (0,12 мм). В амфиболитах, из подтолщи диоритовых гнейсов, гроссуляр-альмандин представлен магниевой разновидностью и неоднороден: с — Py15,9Alm59,1Sp5,5Cacomp19,5, k — Py17,7Alm58,5Sp5,2Ca-comp18,6 (0,86) и однородные индивиды — Py18,3Alm55,7Sp6,3Ca-comp19,8
(8,1 мм).
Альмандин однородного состава — Py9,9Alm82,7Sp3,2Ca-comp4,2 (Gt6) образует крупные индивиды (5,3 см)
в телах плагиогранитного состава.
Андрадит-гроссуляр однородного состава — Py1,3Alm11,6Sp1,7Аnd28,0Gr57,4 (Gt7) образует зерна размером
до 1мм в скаполит-гранат-пироксен-полевошпатовых породах диоритовой подтолщи.
Анализ вариации вещественного состава гранатов и последовательность образования минеральных видов в породах блока позволяет выделить 2 этапа температурных условий образования гранулитовой фации(?) и этап повышения температурного режима. Малокальциевый пироп-альмандин(Gt1–2) с обратной зональностью из слабо мигматизированных гнейсов, в центральной части фиксирует температуру 700–720C
(по гранат-биотитовому геотермометру Л.Л. Перчука [2]), краевая часть, где содержание магния уменьшается на 6 мол. %, соответствует 680–640ºС. Крупные однородные индивиды этого минерала, вероятно, выравнивают состав на этапе диафтореза, мелкие однородные индивиды образуются на этом этапе. Марганцевый
МИНЕРАЛОГИЯ Типоморфизм минералов
39
пироп-альмандин (Gt3–5) распространен в интенсивно мигматизированных породах, отдельные мелкие индивиды со слабой неоднородностью в составе среди пород слабо мигматизированных свидетельствуют о том,
что этот минеральный вид образовался позже малокальциевого пироп-альмандина на этапе мигматизации
пород. Центральная часть зерен этого минерала фиксирует температурные условия образования гранулитовой фации 700–740С, а краевая амфиболитовой 680–620С. Образование обратной зональности в марганцевом пироп-альмандине фиксирует второй этап диафтореза. Зерна марганцевого пироп-альмандина с комбинированной зональностью, где в зоне край–оторочка отмечается рост магния, фиксируют еще один этап повышения температуры в условиях амфиболитовой фации. Условия образования граната из амфиболитов
близки к условиям образования марганцевого пироп-альмандина(Gt3–5). Однородный альмандин (Gt6) из
плагиогранитного тела фиксирует гранитизацию пород блока. Андрадит-гроссуляр однородного состава
(Gt7) из пироксен-плагиоклазовых сланцев, приуроченных к зонам разломов характеризует метасоматические процессы скарнового типа.
Исследования поддержаны РФФИ и Администрацией Челябинской обл. (проект 01-05-96418).
Литература: 1. Ленных В.И., Рассказова А.Д. Особенности гранатов из метапелитов Селянкинского блока ильменовишневогорского комплекса // Минералы и минеральное сырье Урала.УНЦ, Eкатеринбург, 1992. С. 58–63. 2. Перчук
Л.Л. Равновесия породообразующих минералов // М.: Наука, 1970. С. 118–130. 3. Соболев Н.В. Парагенетические типы
гранатов // М.: Наука, 1964. 203с. 4. Уфимская субширотная структура (путеводитель) / Под ред. В.Н. Анфилогова УрО
РАН. Миасс, 1992. С. 89.
СОВРЕМЕННОЕ МИНЕРАЛООБРАЗОВАНИЕ НА ГОРЯЩИХ ТЕРРИКОНАХ
УГОЛЬНЫХ ШАХТ ДОНБАССА
Настуев Ю.М., 2Панов Б.С., 2Проскурня Ю.А.
1
ПО “Укруглегеология”, г. Донецк, Украина;
2
ДонНТУ, г. Донецк, Украина, geolog@pop.dgtu.donetsk.ua
1
1Nastuev
Y.M., 2Panov B.S., 2Proskurnya Y.A. Contemporary formation of minerals on burning refuse heaps of Donbas
coal mines (1PJ “Ukrcoalgeology”, Ukraine; 2DonNTU, Donetsk, Ukraine). It was study different technogenic mineral
such as sulfur, salammoniac, mascagnite, pickeringite, and others, which are forms in the result of refuse heaps burning.
Such minerals tamarugite and letovicite have been discovered in Donbas for the first time. Typomorfical peculiarities of
technogenic minerals, their structure, associations, distribution peculiarities, conditions of formation were determined.
The model of self-ignition of refuse heaps and technogenic minerals formation which is considered to be a function of
different factors have been constructed.
За более чем 200 лет промышленной разработки донецких углей накоплено громадное количество отходов
горного производства в виде 1257 терриконов, из которых 35% подвержены процессам самовозгорания
находящихся в них обломков угля. Причиной самовозгорания являются происходящие с выделением тепла
реакции окисления включений сульфидов железа в глинистых сланцах и аргиллитах, а также жизнедеятельность постоянно присутствующих в зоне гипергенеза бактерий Thiobacillus ferrooxidaus. Эти бактерии вызывают деструкцию сульфидов, особенно пирита. Выделяющееся тепло приводит к нагреванию пород и самовоспламенению образующегося сероводорода, паров серы и метана [1]. Очаги горения, где температура достигает 800–1200С, являются источниками псевдофумарол, а в местах выхода газовых струй на поверхность терриконов образуются различные минеральные новообразования. Их детальное изучение в ДонецкоМакеевском и Центральном горно-промышленных районах с применением рентгеноструктурного анализа,
сканирующего электронного микрозондирования и др., проведенных в лабораториях Института геохимии,
минералогии и рудообразования НАН Украины (Киев, зав. лабораторией — Мельников В.С., аналитик Гречановская Е.Е.) и ДОННИИЧЕРМЕТа (Донецк, лаборант Бурховецкий В.В.), позволили впервые выявить
новые минералы терриконов Донбасса: серу — S, нашатырь — NH4Cl, реальгар — AsS, пиккерингит —
MgAl2[SO4]422H2O, тамаругит — NaAl[SO4]26H2O, масканьит — (NH4)2[SO4], алуноген —
Al2[SO4]317H2O, эпсомит — MgSO47H2O, гексагидрит — MgSO46H2O, халькантит — CuSO45H2O, галотрихит — FeAl2[SO4]422H2O, чермигит — NH4Al[SO4]212H2O, летовицит — (NH4)3H(SO4)2, сомольнокит
— FeSO4H2O, мелантерит — FeSO47H2O, ангидрит — CaSO4, гипс — CaSO42H2O, калиевые квасцы —
KAl[SO4]212H2O, натриевые квасцы — NaAl[SO4]212H2O, селитру аммониевую — NH4[NO3], гематит —
Fe2O3, муллит — Al6Si2O13 [3].
Наиболее распространены среди них самородная сера и нашатырь. Их новообразования зафиксированы
иногда на площади до 10 м2 и более. В местах выхода газов, температура которых доходит на глубине 10–
20 см до 450С, образуются налеты, корки, кристаллы и их сростки, дендриты и другие выделения этих, а
также других минералов [2]. Реальгар обычно считался типичным минералом гидротермальных месторождений, но, как показывают наши данные, он может иметь и иное происхождение, техногенное, будучи продуктом псевдофумарольной деятельности горящих угольных терриконов [2]. Впервые в Донбассе были
установлены тамаругит (известный лишь на отвалах Остравско-Карвинского угольного бассейна Чехии),
летовицит (найденный только во Франции и на отвалах угольного бассейна Кладно — Чехия) и аммонистая
МИНЕРАЛОГИЯ Типоморфизм минералов
40
селитра. Тамаругит встречен на терриконе шахты 1–7 “Ветка”, где образует белые, светло-желтые корочки
толщиной до 1 см. Кристаллы пластинчатого, таблитчатого облика, часто образуют параллельные сростки
размерами до 20 мкм с развитыми гранями пинакоидов. Летовицит образует не очень плотные корочки толщиной 2–3 мм грязно-белого цвета, иногда с желтоватыми или розоватыми оттенками. Облик кристаллов
таблитчатый или пластинчатый. Аммонистая селитра установлена только в Донбассе в продуктах горения
террикона шахты “Красный партизан”. Образует рыхлые тонкозернистые скопления белого цвета вместе с
нашатырем и масканьитом.
Разработана модель самовозгорания породных отвалов угольных шахт и техногенного минералообразования на примере террикона 1–7 “Ветка”. Модель включает пять стадий:
9. Начало отсыпки — 1902 г. Химическое и биохимическое окисление пирита (с 1903 г., когда накоплено свыше 70 тыс. т породы) [1]: 3FeS2+8,25O2+2,5H2O=Fe2(SO4)3+Fe(OH)3+H2SO4+2S. Происходит выделение тепла. Критическая масса пород террикона — 105т.
10. Образование очагов горения. Происходит самовозгорание паров H2S на воздухе при нагретых до
температуры 260С породах и возгорание метана (концентрация до 10%).
11. Термальный метаморфизм и псевдофумарольная деятельность. При t = 300С и более происходит
разложение минеральной части и углефицированного вещества пород с выделением CO2, CО, N2, SO2, NH3,
CH4. При t = 800–1200С в очагах горения происходит термальный метаморфизм (плавление, обжиг пород) с
образованием муллита, гематита и др.
12. Образование техногенных минералов. Движение высокотемпературного парогазового потока под
давлением по трещинам к поверхности. На поверхности — снижение температуры и давления, образование
на геохимическом барьере нашатыря, серы, масканьита, реальгара, аммонистой селитры. Сернокислотное
разложение пород — образование гипса, квасцов, пиккерингита, алуногена, тамаругита и других.
13. Выветривание пород на поверхности отвала (гидролиз, растворение, гидратация и др.): FeS2 
FeSO4  Fe(SO4)3  Fe(OH)3  лимонит, гетит, гидрогетит.
Модель рассматривается как функция разнообразных параметров и факторов — минералогический и
химический состав углей и вмещающих пород; физико-химические и термодинамические условия окисления пирита; наличие тионовых бактерий Thiobacillus ferrooxidaus; критический объем пород терриконов, при
котором происходит самовозгорание отвалов; высота, форма, плотность терриконов; наличие на их поверхности пустот, трещин, впадин, где происходит отложение минералов и др. Предложенная модель позволяет
выяснить склонность отвалов к самовозгоранию и образованию новых минеральных видов. Она также имеет
практическое значение для решения экологических задач.
Каждый горящий террикон в радиусе до 3 км является источником загрязнения воздушной среды, поверхностных и подземных вод различными, в том числе и такими токсичными элементами, как ртуть, мышьяк, соединения азота, что непосредственно сказывается на здоровье населения в городе Донецке и других
шахтерских городах Донбасса.
Литература: 1. Зборщик М.П. и др. Минералогические особенности осадочных горных пород, склонных к самовозгоранию // Разработка м-ний пол. ископ. Киев: Техніка, 1989. Вып. 83. С. 92–98. 2. Панов Б.С. Некоторые вопросы экологической минералогии Донецкого бассейна // Мин. журн., 1993. № 6. С. 43–50. 3. Проскурня Ю.А. Минералогия отвалов угольных шахт Донбасса (на примере Донецко-Макеевского промышленного района). Автоореф. канд. дис. Кривой
Рог, 2000. 17с.
ТИПОМОРФИЗМ МИКРОКРИСТАЛЛОВ АЛМАЗА
Палкина Е.Ю.
Крымское отделение Украинского государственного геологоразведочного института
(Институт минеральных ресурсов) Симферополь, Крым, Украина, imr@utel.net.ua.
Palkina E. Yu. Typomorphic features of diamond microcrystals.
На территории Украины алмазы находят с 50-х годов. Все эти находки связаны с терригенными отложениями различного состава, возраста и установлены в разных регионах Украины. Основная масса (десятки тысяч) найденных алмазов мелкие (до 0,5 мм), но есть кристаллы и более 3 мм. Общее количество находок
составляет десятки тысяч. Распределены они неравномерно на различных стратиграфических уровнях —
протерозой — 73 алмаза (Северо-западная часть УЩ); палеозой ~ 50 кристаллов (Донбасс); палеоген и неоген — десятки тысяч (Центральная и юго-западная части Украинского щита УЩ); в четвертичных отложениях более 1000 кристаллов.
Районы концентрации истинных находок алмазов в четвертичных отложениях в основном совпадают с
теми районами, где были найдены алмазы в более древних терригенных комплексах, найдены они также на
побережье Черного и Азовского морей.
МИНЕРАЛОГИЯ Типоморфизм минералов
41
При поисках алмазных месторождений одним из самых важных и информативных поисковых признаков
являются находки алмазов. Изучение их типоморфизма — необходимое условие при минерагеническом
районировании территории [1].
Алмаз является одним из минералов, чей типоморфизм изучен наиболее детально, что связано как с его
высокой ценностью, так и с уникальностью его месторождений. Наиболее важными типоморфными признаками алмаза, позволяющими извлечь необходимую информацию, являются морфология, гранулометрия и
фотолюминесценция, но при изучении находок алмазов, учитываются все доступные для изучения признаки. Как известно, алмаз является полигенным минералом, и это определяет направления изучения его типоморфизма. Значительная часть работ, посвященных типоморфизму алмаза, рассматривает сходство и различие признаков алмазов разных генетических типов. Однозначное определение генетического типа конкретной находки алмаза их терригенных образований возможно только по установленным в нем включениям,
что практически не может быть осуществимо массово. Поэтому при выделении алмазов, относимых к одному генетическому типу, мы руководствовались комплексом типоморфных признаков. В россыпях Украины
установлены все известные генетические типы алмазов: кимберлит-лампроитовые, метаморфогенные и импактные, а также космогенные, карбонадо и алмазы проблематичного генезиса (“днестровского” типа и сиреневые кубы и кубоиды) [2].
Генетические типы алмазов были определены на основе изучения их типоморфизма по аналогии с алмазами из коренных источников.
Таким образом, для территории Украины, в результате проведенных исследований, установлено распределение алмазов в терригенных комплексах пород по сопоставляемым типоморфным признакам. Наиболее
близки к алмазам из кимберлитов кристаллы северо-запада УЩ, а к метаморфогенным — кристаллы из полтавско-сарматских россыпей. Установлена также, а для Донбасса подтверждена, порегионная сопряженность свойств алмазов из четвертичных отложений с алмазами из более древних толщ, а также определено,
что для побережья Черного моря основным источником поступления алмазов являются неогеновые отложения, в то время как для побережья Азовского моря такой сопряженности не отмечено. Здесь в пляжевых отложениях увеличена доля кимберлитовых алмазов, что может быть связано с их поступлением из не установленных источников. Для всех регионов характерна тенденция к накоплению более прочных алмазов в
современных отложениях.
Все вышеизложенное позволяет считать перспективы Украины в вопросе обнаружения месторождений
алмазов достаточно высокими.
Литература: 1. Палкiна О.Ю., Хренов А.Я. Три головнi параметри вивчення алмазiв при прогнозуваннi та пошуках
iх родовищ. // Мiнеральнi ресурси Украiни., 1997, № 1–2. С. 14. 2. Полканов Ю.А. Алмазоносность песчаных отложений
Украины и перспективы выявления новых генетических типов алмаза // Прогнозирование и поиски коренных алмазных
месторождений. Труды Международной научно-практической конференции. Симферополь–Судак, 21–23 сентября
1999 г. С. 122–128.
РЕДКОЗЕМЕЛЬНЫЕ ЭЛЕМЕНТЫ В ХРОМПИРОПАХ
ИЗ КИМБЕРЛИТОВЫХ ТЕЛ ПРИАЗОВЬЯ
Панов Ю.Б., 2Гриффин В.Л.
1
ДонНТУ, г. Донецк, Украина, geolog@ pop.dgtu.donetsk.ua, 2CSIRO, г. Сидней, Австралия
1
1Panov
J.B., 2Griffin W.L. TR-elements in Cr-pyropes from Priazov's kimberlite pipes (DonNTU, Donetsk, theUkraine,
geolog@ pop.dgtu.donetsk.ua; 2 CSIRO, Sidney, Australia). There are date of content of TR-elements in Cr-pyropes of
kimberlite pipes of the Priazovian block of the Ukrainian shield. The data compared with analogous ones with Crpyropes of such diamond pipes as “Mir”, “Roberts Victor” and non-diamond kimberlites of Lingorsy massif (Chekhia).
Изучение распространения отдельных редкоземельных элементов в типоморфных минералах кимберлитов
Украинского щита (УЩ) до последнего времени практически не проводилось. Новые данные о распределении РЗЭ хромпиропах из относительно недавно обнаруженных в Восточном Приазовье трубок Южная и
Новоласпинская [1], являются весьма актуальными как в научном, так и в практическом отношении. Кристаллическая структура граната благоприятствует концентрации в нем существенных количеств лантаноидов, являющихся чутким индикатором среды минералообразования, что позволяет судить об общих петрогенетических проблемах кимберлитов и уровне их алмазоносности.
Анализы по определению содержаний в хромпиропах примесных (в том числе и редкоземельных) элементов, были выполнены на электронно-лазерных (Cameca SX-50, LAM-ICPMS) и протонном (HIAF) микрозондах в лабораториях Главного национального центра геохимической эволюции и металлогении континентов
(GEMOC) при университете Макуори и Объединенного научного центра (CSIRO) в г. Сиднее, Австралия.
Данные о составе и содержании редких земель представлены в таблице.
МИНЕРАЛОГИЯ Типоморфизм минералов
42
Таблица
Содержание редких земель в хромпиропе из кимберлитов
Украинского щита и других регионов мира, г/т
Содержание редких земель
Трубка Южная
Элемент
La
Ce
Nd
Sm
Eu
Gd
Dy
Y
Ho
Er
Yb
Сумма
РЗЭ
La/Yb
Среднее,
41 проба
0,25
0,54
2,01
1,63
0,68
2,56
2,64
14,30
0,57
1,54
1,56
Миним
Максимальн.
0,06
0,21
0,63
0,58
0,25
0,50
0,45
2,30
0,11
0,25
0,34
28,28
0,16
Трубка Новоласпинская
Тр.Мир(Якутия)
Лингорка
(Чешский
массив)
Среднее [2]
Среднее [2]
2,11
2,29
3,94
2,74
1,20
4,29
4,75
26,40
1,02
3,46
4,07
Среднее,
39 проб
0,36
0,49
3,06
1,69
0,71
2,62
3,15
15,32
0,63
1,80
1,80
0,13
0,17
1,04
0,74
0,35
0,92
0,92
1,97
0,16
0,60
0,54
1,50
1,64
22,69
2,95
1,49
5,15
6,51
33,11
1,24
3,67
3,63
2,478
2,775
1,85
1,85
5,35
10,825
1,1
0,15
1,554
0,3
14,282
6,475
0,296
1,258
9,324
–
0,3
0,275
4,68
56,27
31,63
7,54
83,58
35,667
24,675
0,176
0,518
0,2
0,24
0,413
0,265
19,45
Миним.
Максим.
Д.А. Минеев выделяет три геохимические подгруппы РЗЭ: лантановую (La–Nd), иттриевую (Sm–Ho) и
скандиевую (Er–Lu). Среднее содержание суммы РЗЭ лантановой группы (легкие элементы) в хромпиропах
Приазовья составляет 2,8–3,91 г/т, что в два раза меньше аналогичных данных по хромпиропам трубки Мир
(Якутия) — 7,10 г/т и в 4–5 раз ниже, чем в пиропах Лингорки (Чешский массив) — 17,28 г/т [2]. По иттриевой группе (сумма средних элементов вместе с иттрием) для Приазовских пиропов средние значения составляют 22,38–24,12 г/т, что сопоставимо с содержаниями этих элементов в гранатах из трубки Мир (17,98
г/т), а для пиропов Чешского массива этот показатель в четыре раза ниже — 6,93 г/т [2]. Содержание суммы
РЗЭ скандиевой группы (тяжелые элементы) в пиропах трубки Мир (10,58 г/т) примерно в 3 раза превосходят аналогичные значения в пиропах Приазовья (3,1–3,6 г/т), а в гранатах Чешского массива Лингорка концентрация этих элементов на порядок ниже, чем в приазовских [2].
Общее количество редких земель в Приазовских пиропах (28,28 и 31,63 г/т) сходно с их содержанием в
пиропах трубки Мир (35,66 г/т) и в пиропах Лингорки (24,67 г/т) [2]. Интересно, что La/Yb отношения в пиропах УЩ (0,16, 0,2) близки к аналогичным значениям в пиропах трубки Мир (0,26), а от гранатов Лингорки
(19,5) отличаются весьма существенно.
Хондрит-нормированные концентрации РЗЭ в хромпиропах Приазовских кимберлитов демонстрируют
синусоидальный (аномальный) спектр распределения легких и тяжелых редкоземельных элементов, весьма
сходный со спектрами распределения, характерными для лерцолитовых гранатов из месторождения Робертс
Виктор (Гана) и трубки Мир (Якутия) [3]. Такая форма распределения рассматривается рядом исследователей как положительный фактор при оценке потенциальной алмазоносности кимберлитов [4].
Исходя из анализа полученных данных, следует, что пиропы Приазовья по содержанию и распределению РЗЭ гораздо ближе к пиропам из высоко алмазоносных трубок (Мир, Робертс Виктор), чем к гранатам
неалмазоносного Чешского массива Лингорка.
Литература: 1. Панов Б.С., Гриффин В.Л., Панов Ю.Б. Р–Т условия образования хромпиропа из кимберлитов
Украинского щита // Доп. АН України, 2000. № 3. С. 137–143. 2. Некрасова Р.А., Гамянина В.В. Состав редких земель в
минералах кимберлитов // Докл. АН СССР, 1968. Т. 182. № 2. С. 449–452. 3. Shimizu N., Richardson S.H. Trace element
abundance patterns of garnet inclusion in peridotite-suite diamonds // Geochim. Cosmochim. Acta, 1987. V. 51. P. 755–758.
4. Pochilenko N.P., e.a. Kimberlites of Camsell Lake field and some features of lithosphere roots sourtheastern part of Slive Craton, Canada // Seventh international kimberlite conference. Cape Town, 1998. P. 699–701.
МИНЕРАЛОГИЧЕСКИЕ ПРИЗНАКИ УРОВНЯ ЭРОЗИОННОГО СРЕЗА
ЗОЛОТОРУДНОГО МЕСТОРОЖДЕНИЯ ВЛАСЫЧ (ЦЕНТРАЛЬНАЯ КОЛЫМА)
Петров С.Ф., Савва Н.Е.
СВКНИИ ДВО РАН, г. Магадан, Россия, museum@neisri.magadan.ru
Petrov S.F., Savva N.E. The mineralogical indicators of the erosional truncation level of the Vlasych gold deposit,
Central Kolyma (NEISRI FEB RAS, Magadan, Russia, museum@neisri.magadan.ru). The small erosional truncation level on the medium deep gold-quartz Vlasych deposit was established. It is confined to the metasomatically transformed
МИНЕРАЛОГИЯ Типоморфизм минералов
43
dikes of dioritic porphyrites. The elements of mineralogical zonation were revealed and characterized it makes possible to
prove the position of known ore bodies in space.
Месторождение Власыч считается одним из относительно слабоэродированных коренных источников золота, разрушение которых способствовало накоплению металла в гигантской (более 205 т [1]) россыпи долины
р. Чай-Юрья.
Изучение типоморфных особенностей самородного золота и вещественного состава рудных образований, сосредоточенных в небольших разрозненных рудопроявлениях, сохранившихся в области сноса, позволило с достаточной степенью уверенности считать коренными источниками россыпи месторождения среднеглубинной (мезотермальной) золото-кварцевой формации. В структурном отношении это могли быть
штокверки золотосодержащих кварцевых прожилков, сульфидизированные и прокварцованные зоны смятия
осадочных пород и окварцованные дайки. Для подобных месторождений вертикальный размах оруденения
обычно составляет 10001500 м; тем не менее, накопившееся в россыпи золото свидетельствует о мощной
денудации коренных источников. Вопрос состоит в том, сохранился ли при этом достаточный для промышленного освоения рудный потенциал на месторождении Власыч? Эту задачу мы попытались решить минералогическими методами с учетом геологических данных.
Рудное поле сложено интенсивно дислоцированными вулканогенно-осадочными породами ранней юры
(кремнистые аргиллиты, песчанистые алевролиты с прослоями разнозернистых песчаников) и внедрившимися в них позднеюрско-раннемеловыми дайками диоритовых порфиритов. Общее простирание геологических структур северо-западное (325340). Золотоносными являются тела аподиоритовых серицитовых березитов, в меньшей мере — зоны кварцевых прожилков в осадочных породах. Протяженность рудоносных
участков 100250 м при мощности от 1 до 20 м.
На месторождении преобладают кварцевые и карбонат-кварцевые прожилки с примесью хлорита и альбита. Они заполняют в дайках полого- и крутопадающие трещины трех направлений (ССВ 035, ЗСЗ
270280, ССЗ 330350), формируя системы лестничного либо сетчатого типа [4]. В раздувах прожилков
нередко отмечаются брекчиевые текстуры, где кварц цементирует обломки метасоматически преобразованных диоритовых порфиритов. Минеральные парагенезисы отлагались в следующем порядке: альбит+кварц+хлорит  пирротин+пирит  арсенопирит  галенит+сфалерит+халькопирит+ блеклая руда+буланжерит (джемсонит)  самородное золото  кальцит+анкерит. Количество рудных минералов редко превышает 13%.
Для оценки эрозионного среза золоторудных тел определены следующие элементы минералогической
зональности (по вертикали — сверху вниз и по латерали — от центра к периферии):
 широкое развитие брекчиевых текстур по всему рудному полю;
 уменьшение количества и размеров сульфидов раннего парагенезиса (пирит, арсенопирит, пирротин);
 упрощение скульптуры поверхности индивидов пирита, смена габитуса его кристаллов по схеме:
куб + пентагондодекаэдр  куб;
 увеличение доли пирротина в сульфидизированных осадочных породах и серицитовых березитах с
глубиной;
 приуроченность относительно низкотемпературных минеральных парагенезисов, к самым высоким
гипсометрическим отметкам — повышенная частота встречаемости галенит-блеклорудной ассоциации и
заметное увеличение размеров рудных скоплений [3];
 наличие игольчатых свинцово-сурьмяных сульфосолей по составу близких к семсейиту: Pb
51,652,5; Sb 25,725,1; S 19,2; Fe 2,52,7; Bi 00,2 мас.% (“Camebax”, СВКНИИ ДВО РАН, аналитик
Е.М. Горячева);
 наличие примесей в самородном золоте сурьмы и свинца [3], обычно характерных для верхнерудных горизонтов;
 высокая дисперсия пробы самородного золота и высокий процент электрума в рудах (более 50%) по
сравнению с золотом россыпей (около 30%), при этом среднее значение пробы в руде 735‰ [2,3], а в россыпи — 830–860‰ [1,2,4].
Полученные минералогические данные позволяют говорить об относительно небольшом эрозионном
срезе мезотермального золоторудного месторождения Власыч. Они характеризуют верхнерудную более
низкотемпературную зону с приоткрыванием рудовмещающих трещин, более свободными условиями роста
минеральных агрегатов. Кроме того, они отличаются также пониженными с высокой дисперсией значениями пробы золота и типоморфными примесями в нем Sb и Pb.
Литература: 1. Россыпи золота Северо-Востока России (модели для прогноза, поисков и разведки) / Под ред. М.М.
Константинова, М.З. Зиннатуллина, Ю.В. Прусса. М.: Мин-во прир. ресурсов РФ, 1999. 138с. 2. Савва Н.Е., Прейс В.К.
Атлас самородного золота Северо-Востока СССР. М.: Наука, 1992. 292с. 3. Савва Н.Е. Самородное золото коренных
источников бассейна верхнего течения р. Колымы // Минералы и минеральные парагенезисы пород и руд СевероВостока СССР. Магадан: СВКНИИ ДВНЦ АН СССР, 1986. С. 5360. 4. Федотов А.И. Золотоносность и связь россыпей
с коренными источниками в бассейне р. Чай-Юрьи // Тр. ВНИИ-1, 1963. Т. 22. С.547552.
44
МИНЕРАЛОГИЯ Типоморфизм минералов
ТИПОМОРФИЗМ И ГЕНЕЗИС МИНЕРАЛОВ-СПУТНИКОВ АЛМАЗОВ
МЕЗОЗОЙСКОГО ОСАДОЧНОГО КОЛЛЕКТОРА
НАКЫНСКОГО КИМБЕРЛИТОВОГО ПОЛЯ (ЯКУТИЯ)
Подвысоцкая Ю.В.
ИЗК СО РАН, г. Иркутск, Россия, egorov@gpg.crust.irk.ru
Podvysotskya J.V. Typomorphism and genesis of indicator minerals from sedimentary collectors Mesozoic of Nakinsky
kimberlite field (IEC SB RAN, Irkutsk, Russia). Within Nakinsky kimberlite field with sedimentary collectors of diamonds there are deposits of diachtars thickness and also ukugutsky and tungsky roll of Mesozoic age. Karst-making deposits of diachtar,s thickness are represented by the products of rewashing and redepositing of middle-late-Triassic crust
of weathering. Within paleokarst depression there have been installed minerals of kimberlites; such as diamonds, pyrops,
chromite and picroilmenite, but very seldom. Kimberlite minerals form typical halos of dispersion of the nearest demolition. The main volume of pyrops and picroilmenites has the solvent surface. Chromites are characterized by the high degree of hypergene change that is expressed in corrosion and fissuring of crystals. According to its chemical composition
pyrops generally belong to lherzolite paragenesis and more rarely to the dunite-harzburgite one. The part of pyrops of the
diamond dunite-harzburgite association consists of 10%. Among garnets pyrop-almandines of eclogite paragenesis often
met. Chromites of diamond association consist of 20% of a common number of grains.
В пределах Накынского кимберлитового поля мезозойские алмазоносные отложения залегают на корах выветривания по терригенно-карбонатным породам кембрия и ордовика, дайкам траппов и трубкам кимберлитов. Применительно к поискам среднепалеозойских источников высокоинформативными осадочными коллекторами алмазов являются главным образом отложения дьяхтарской толщи (T3–J1dh). В составе дьяхтарской толщи выделяются следующие литогенетические группы:
1. провальные и обвально-оползневые глыбовые брекчии;
2. делювиальные и разнообломочные вторичные кимберлитовые брекчии;
3. обломочно-глинистые отложения делювиальных и делювиально-пролювиальных шлейфов — щебенчатые алевролиты и аргиллиты пестрой окраски;
4. аллювиальные отложения карстовых рек — железистые конгломераты, гравелиты, косослоистые
песчаники.
По данным литологических анализов основными породообразующими минералами являются кварц
(49,4–93,7%), кремни (1,1–19,3%), калиевый полевой шпат (0,6–18,3), плагиоклаз (1,5–18,7%). В отдельных
пробах отмечаются хлорит (0–16,2%), биотит (0–27,2%), глауконит (0–0,7%). В тяжелой фракции осадков
резко преобладают аутигенные минералы: это пирит, железистые карбонаты, гидроокислы железа. Состав
аллотигенных минералов разнообразен и специфичен. В карстовых депрессиях около трубок Ботуобинская
и Нюрбинская отложения дьяхтарской толщи характеризуются турмалин-ильменитовой, ильмениттурмалиновой и ильменит-турмалин-альмандиновой ассоциациями с апатитом (0–32%), цирконом (до 12%),
эпидотом (0–12,5%), лейкоксеном (0–12,8%), рутилом (0–6,1%) и пиропом (0–7,7%). В единичных пробах
циркон выступает в роли ведущего минерала. Максимальные содержания апатита зафиксированы в нижних
частях разрезов дьяхтарской толщи. Содержания турмалина снизу вверх несколько возрастают. Он присутствует в виде округлых, окатанных зерен с гладкой поверхностью. Альмандин (пироп-альмандин), как и,
пироп, представлен оскольчатыми зернами, встречаются они совместно. Источником альмандина являются
гранатсодержащие коровые ксенолиты кимберлитов.
В пределах большинства палеокарстовых депрессий установлены минералы кимберлитов: алмаз, пироп,
хромшпинелиды, редко пикроильменит. Распределение минералов-спутников алмазов в базальном горизонте дьяхтарской толщи неравномерное: содержание МСА меняется от первых десятков (на 10л пробы) до
тысячи знаков. Подавляющее большинство пиропов принадлежит классу менее 1мм (до 95%); зерна интенсивно корродированы по первичным поверхностям и сколам, без механического износа. Более 90% пиропов
с гипергенными изменениями, угловато-округлые зерна составляют до 4%, кубоидные — до 3 %, осколки —
2%. Пиропы красно-фиолетового цвета составляют 95%, красные — 5%, оранжевые и лиловые пиропы
встречаются спорадически.
Размеры хромшпинелей варьируют от 0,2 до 0,8мм, реже 1–2мм. Округлые зерна составляют 45%, октаэдры — 50%, осколки и обломки хромшпинелей — 5%. По составу хромшпинель алмазного парагенезиса
составляет 20% от общего числа зерен. Соотношение пиропов и хромшпинели в дьяхтарской толще примерно 3:1.
По составу пиропы попадают на диаграмме Н.В. Соболева в основном в область лерцолитового и дунитгарцбургитового парагенезисов. Доля пиропов алмазного дунит-гарцбургитового парагенезиса достигает
10%. Содержание пироп-альмандинов эклогитовой ассоциации составляет 14% от общего количества проанализированных зерен.
В приконтактово-карстовых полостях около трубок Ботуобинская Нюрбинская в отдельных горизонтах
дьяхтарской толщи обильны включения крупных и мелких обломков гранат- и пироксенсодержащих пород
ксенолитов кимберлитов, многочисленных кристаллов флогопита, реже обломков основной массы кимберлитов. Кимберлитовые минералы в карстовых депрессиях формируют типичные ореолы рассеяния ближай-
МИНЕРАЛОГИЯ Типоморфизм минералов
45
шего сноса. Высокие концентрации МСА свойственны делювиальным, пролювиальным и пролювиальноозерным фациям.
В карстовые депрессии кимберлитовый материал поступал из кор выветривания кимберлитов известных
трубок и, частично, из перлювия более древнего осадочного коллектора проблематичного возраста. Наличие
перлювия предполагается, так как в карстовых образованиях обнаружен грубообломочный материал, который состоит из мелких галек и гравия идеальной окатанности с полированной поверхностью и редких сильноизношенных зерен пикроильменита размером до 3-х мм.
При формировании карствыполняющих отложений выходящие на поверхность трубки Ботуобинская и
Нюрбинская подвергались, в основном, плоскостному размыву, и только на юго-западных флангах размыв
носил потоковый (ложковый) характер с размывом кимберлитов на глубину до 20м. Алмазы размытых частей кимберлитовых тел были смещены в близрасположенные карстовые депрессии. В конце дьяхтарского
времени кимберлитовые трубки были частично или полностью погребены под делювиально-озерными и
пролювиальными отложениями дьяхтарской толщи. Сформированные алмазоносные карствыполняющие
отложения были захоронены нижнеюрскими осадками в укугутское и тюнгское время, что обеспечило сохранность карстовых россыпей. Приуроченность высокоинформативных осадочных коллекторов карстовых
депрессий к зонам рудоконтролирующих и потенциально рудоконтролирующих разломов, к экзоконтактам
кимберлитовых тел — косвенный поисковый признак для выявления еще не открытых тел Накынского поля.
ОСОБЕННОСТИ ФИЛОГЕНИИ АКЦЕССОРНЫХ МИНЕРАЛОВ
МАГМАТИЧЕСКИХ ПОРОД УКРАИНСКОГО ЩИТА
Радкевич Г.А., Кадурин В.Н., Чепижко А.В.
ОНУ, г. Одесса, Украина, chepodes@ukr.net
Ontogeny and phylogeny are components of genetic mineralogy. The development phylogeny accessory minerals enable
to develop a technique of definition of conditions and features of formation of geological object on most informative to
minerals.
Онтогения и филогения являются составными частями генетической минералогии. В последние десятилетия
при изучении акцессорных минералов большое внимание уделялось их онтогении, изучение же филогении
велось фрагментарно, и при этом ученые старались не использовать понятие “филогения” [1]. Основная задача филогении — исследование узкого парагенезиса акцессорных минералов (а.м.), образование которого
происходит на конкретной стадии формирования породы. Изучение филогении а.м. базируется на исследовании их генераций, распределения, распространения, концентрации, химического состава и т.д.
А.м. формируются на всех стадиях образования породы. Кристаллы каждого минерального вида в ходе
петрогенеза образуют свои эволюционные, достаточно устойчивые, морфологические ряды. Эволюция формы, внутреннего строения кристаллов связана с эволюцией условий минералообразования [3].
Развитие филогении а.м. дает возможность разработать методику определения условий и особенностей
формирования геологического объекта по наиболее информативным из минералов [2]. Нами были составлены таблицы (см. табл.) по филогении а.м. некоторых гранитоидных массивов Украинского щита, на основании данных генерационного анализа. Исследования генераций дает возможность синхронизировать образования а.м. в соответствии со стадиальностью формирования породы. Распределения генераций, приведенные в таблице, позволяет достаточно полно установить минерагеническую специализацию, определив при
этом рудогенную природу геологического объекта.
Таблица
Филогения акцессорных минералов ультраметаморфических гранитоидов южной части УЩ.
Стадия, предшествующая образованию породы
Магнетит
Ильменит
Циркон
Апатит
Монацит
Ортит
Сфен
Пирит
Галенит
Молибденит
Сфалерит
Топаз
Анатаз
Ранняя стадия ультраметаморфизма
Поздняя стадия ультраметаморфизма
Пегмати- Пневматолитовая Автомета
товая
МИНЕРАЛОГИЯ Типоморфизм минералов
46
Стадия, предшествующая образованию породы
Ранняя стадия ультраметаморфизма
Поздняя стадия ультраметаморфизма
Пегмати- Пневматолитовая Автометасоматичес
товая
Гранат
Флюорит
Ковеллин
Кордиерит
Турмалин
Киноварь
Халькопирит
Арсенопирит
Литература: 1. Марин Ю.Б. Теоретические и эмпирические подходы в минералогии // В сб.: Теория минералогии.
Л.: Наука, 1988. С. 15–21. 2. Носырев И.В., и др. Петрогенетические особенности гранитоидов Украинского щита по
данным изучения циркона и других акцессорных минералов // В сб.: Типоморфизм, синтез и использование циркона.
Киев, 1989. С. 63–68. 3. Григорьев Д.П., и др. Кристалломорфологическая эволюция видов. Сыктывкар, 1981. 77с.
4. Чепижко А.В., и др. Филогения акцессорных минералов магматических пород.
ТИПОХИМИЗМ ВЕЗУВИАНА ТЫРНЫАУЗА
Редькина М.А., Кононов О.В., Дорохова Г.И.
МГУ, г. Москва, Россия, okonon@newmail.ru
Redkina M.A., Kononov O.V., Dorohova G.I Typochemism of vesuvianite from Tyrnyauz (MSU, Moscow, Russia). Vesuvianite sampls from different mineral associations from Tyrnyauz were stadied by microsonde. Boundary of spreading
of vesuvianite was defined in ore field. Isomorfal miscibility gap was estimated in different structure positions. Variations of chemical compositions of vesuvianite depending on lithological facies and depth were found out.
Ca+Mg+Fe+Mn+Na+K
На месторождении Тырныауз везувиан, один из главных и распространенных породообразующих минералов на площади около 10 км2 в интервале высотных отметок от 2000 до 3000 м от уровня моря. Везувиан
является характерным минералом продуктивных формаций послескарновых метасоматитов и штокверков с
шеелит-молибдошеелитовым, молибденитовым и оловянно-медно-висмутовым оруденением, приуроченным в основном к экзоконтактовым (апокарбонатным) зонам большинства рудных тел, к контактам с мраморами гранит-порфиров лейкократового комплекса и порфировидных гранитов Эльджуртинского массива.
Результаты микрозондовых анализов преобладающего на месторождении везувиана послескарновых
метасоматитов и штокверков, пересчитанные в соответствии со структурными особенностями везувиана на
кристаллохимические формулы при условии Si=36, представлены на диаграммах состава.
Диаграмма “R2+–R3+” (рисунок) иллюстрирует принадлежность изученных образцов везувиа56
на (в соответствии с систематикой, предложенной
52
авторами ранее) к изоморфным сериям с различным
содержанием суммы катионов: классический N48
везувиан ( катионов = 64), R-везувиан ( катионов
более 64 до 68) и С-везувиан ( катионов менее 64
44
до 60). В каркасе “гранатового” остова
–
40
{Ca36Al16[SiO4]20[Si2O7]8}8 не исключено частичное
замещение AlFe3+. Распределение катионов и ко36
ординирующих их дополнительных анионов по
12
16
20
24
28
структурным позициям “везувианового модуля”
C42–xA32A28R4–n(OH,F)8 отражает формула:
Al+Ti+Cr+Sn
Ca2–x(Mg,Fe2+,Ca)2(Al,Fe3+)8(Mg,Fe2+,Al,Fe3+)4–n(OH,F)8.
везувиан из гранат-пиоксеновых скарнов
везувиан из прожилков в мраморах
Установлен изоморфный ряд везувиана 7N- и
R-серий с насыщением ионами Са С4-позиций и с
Рис. Соотношение двух- и трехвалентных катионов
неограниченной смесимостью ионов Mg и Fe2+ в
везувианов Тырныауза.
А2-позиции. Крайним членам этого ряда отвечают
Fig. Relation of 2- and 3-valence cations in vesuvianite
формулы
“везувианового
модуля”
from Tyrnyauze.
Ca2Fe2+2(Al,Fe3+)8R4–n(OH,F)8 и Ca2Mg2(Al,Fe3+)8R4–
n(OH,F)8 соответственно. К последнему примыкает изоморфный ряд, у представителей которого избыточные
ионы кальция нацело или наряду с магнием занимают А3-позиции с формулой “везувианового модуля”
Ca2(Са,Mg)2(Al,Fe3+)8R4–n(OH,F)8.
Прослеживается непрерывная смесимость между Fe3+ и Al в позиции А2 и широкое поле суммы избыточных катионов в R-позиции. В части образцов изученных везувианов в R-позиции располагаются исклю-
МИНЕРАЛОГИЯ Типоморфизм минералов
47
чительно ионы магния, а в другой части — только ионы железа. Все упомянутые крайние члены изоморфных рядов могут рассматриваться в качестве самостоятельных минеральных видов.
По данным ИК-спектроскопии все изученные образцы относятся к разупорядоченным высокотемпературным везувианам.
По химическому составу в зависимости от формационной принадлежности и литологической фации метасоматитов установлены две группы с различным соотношением двух- и трехвалентных катионов (см. рисунок). Везувиан в ассоциации с пироксен-гранатом отличается высоким содержанием Al, низким содержанием Mg, а также относительно высоким содержанием Fe2+. Везувиан из прожилков в мраморах характеризуется относительно высоким содержанием Mg, практически отсутствием Fe2+, невысоким содержанием Al.
Установлена тенденция увеличения суммы катионов с глубиной.
АКЦЕССОРНЫЕ И РЕДКИЕ МИНЕРАЛЫ АЛМАЗОНОСНЫХ ЭКЛОГИТОВ
ТРУБКИ УДАЧНАЯ ЯКУТСКОЙ КИМБЕРЛИТОВОЙ ПРОВИНЦИИ
Рогожина М.В., Гаранин В.К.
МГУ, г.Москва, Россия, rogozhina@yandex.ru, vgaranin@mail.ru
Rogojina M.V., Garanin V.K. Accessory and rare minerals of diamond bearing eclogites from the Udachnaya pipe of
Yakutian kimberlite province (MSU, Moscow, Russia). Object of the present studies was the collection including 90 diamond bearing eclogite samples from the Udachnaya pipe of the Yakutian kimberlite province. All of them were subjected to cataclasis and fractional melting, that is connected to variation of a geodynamic conditions and fluids affecting on
the generated rocks. Chemistry of rock-forming minerals have allowed to divide garnet-clinopyroxene rocks into magnesian, magnesian-ferros and high-alumina varieties. Temperatures of these rock formation are 900–1250С. There are accessory and rare minerals (rutile, ilmenite, corundum, disthene and sulfides) in eclogite xenoliths. Chemistry of these
minerals and their relations with rock-forming minerals has the relevant value for understanding of evolution and differentiation of eclogitic mantle rocks.
Объектом настоящих исследований явилась коллекция из 90 образцов алмазоносных эклогитов трубки
Удачная. Химизм породообразующих минералов и их соотношение позволили разделить гранатклинопироксеновые породы на магнезиальные, магнезиально-железистые и высокоглиноземистые разности.
Температуры образования пород широкие: 900–1250С [1]. В породах присутствуют акцессорные и редкие
минералы, такие как рутил, ильменит, корунд, дистен, сульфиды, и, конечно же, алмаз. Химизм этих минералов и взаимоотношение с породообразующими минералами имеют важное значение для понимания эволюции и дифференциации эклогитовых систем.
В породах магнезиально-железистой и высокоглиноземистой серий (трубка Удачная) впервые были обнаружены зерна рутила со структурами распада шпинели (14–15 мас.% FeO), происхождение которых дискуссионно. Вероятно, подобные срастания образовались при распаде твердого раствора системы
(Mg,Fe)TiO3–Al2O3 с невысокой долей эсколаитового минала [2]. Вокруг обнаруженных выделений рутила
наблюдаются тонкие каймы вторичного пикроильменита (6–8 мас.% MgO), обогащенного марганцем (0,75–
1,08 мас.% MnO).
Симплектитовые срастания корунда и граната начинают образовываться в магнезиально-железистых эклогитах при повышенном потенциале алюминия и прослеживаются до конца процесса эклогитообразования.
Количество таких сростков резко возрастает в эклогитах высокоглиноземистой серии. Корунд характеризуется повышенным содержанием Fe3+ (0,26–0,51 мас.% Fe2O3). Ослабленные зоны срастания корунда и граната в большинстве случаев (особенно в магнезиально-железистой серии пород) подверглись метасоматическому преобразованию, однако в неизмененных частях прослеживаются индукционные поверхности совместного роста. Дистен беспримесный и характерен только для высокоглиноземистых эклогитов.
В алмазоносных эклогитах всех разностей распространена сульфидная минерализация особенно в породах магнезиально-железистой серии. Она представлена различными ансамблями Ро (пирротин), MssNi (моносульфидный твердый раствор на основе пирротина, обогащенный никелем), Pn (пентландит), Cb (кубанит), Ср (халькопирит), Py (пирит), Dj (джерфишерит). В результате проведенной работы были установлены
три основные группы сульфидных выделений: магматические (Po+MssNi, Po+Pn+Cb, Po+Pn+Cp), метасоматические и гидротермальные (Po, Py, Dj, Po+Py, Pn+Py, Po+Dj, Pn+Cp, Py+Dj).
На сегодняшний день для эклогитов, по-видимому, возможны два пути их генезиса: в результате субдукции океанических базальтов; в результате фракционной кристаллизации в глубинных условиях исходного гипербазит-базитового расплава [3].
Выявленные закономерности в изменении состава граната, клинопироксена и особенности акцессорных
и редких минералов при переходе от магнезиальных к магнезиально-железистым и далее к глиноземистым
эклогитам (табл.) определенно указывают на их образование в едином процессе эволюции ультрабазитбазитовых пород с расщеплением первичного мантийного расплава при подъеме на ультрабазитовую и базитовую составляющие под воздействием флюидов, обогащенных водородом, и дальнейшей закономерной
смене химизма ультрабазитовых и базитовых расплавов при кристаллизации в условиях падения температу-
МИНЕРАЛОГИЯ Типоморфизм минералов
48
ры и давления с последующим воздействием на породы масштабного мантийного метасоматоза и завершением процесса окончательной консолидации пород на гидротермальной стадии.
Таблица
Эволюция среды кристаллизации алмаза эклогитового парагенезиса кимберлитовой трубки Удачная
Evolution of environment forming diamondiferous eclogitic systems from the Udachnaya kimberlite pipe
Парагенезис МагнезиМагнезиально-железистые эклогиты
Высокоглиноальные
земистые
Минералы
эклогиты и
эклогиты
вебстериты Биминеральные
Ильменитовые ильменит-рутиловые Рутиловые
1254
1078–1185
1041–1103
971–1115
988
918–1114
tС
породообразующие минералы (содержания: миналов в гранатах, в мол.%: оксидов — в мас.%)
Alm–Pyr
Gross–Alm–Pyr
Pyr–74
Pyr 49–63
Гранат
Alm–18
Alm 18–32
Gross–4
Gross 10–22
f=0,21
f=0,26–0,47
MgO–15,06 MgO 9,69–12,32
Моноклинный
Al2O3 5,13 Al2O3 7,27–10,00
пироксен
Na2O 4,13
Na2O 4,30–7,38
f=0,13
f=0,09–0,24
Симплектитовые срастания
корунда с гранатом
корунд в виде
единичных
зерен
кианит
ильменит
рутил
ильменитрутиловые
срастания
рутил со
структ. распада шпинели
Gross–Alm–Pyr
Gross–Alm–Pyr
Pyr 40–45
Pyr 41–49
Alm 30–34
Alm 33–41
Gross 16–22
Gross 11–20
f=0,44–0,46
f=0,20–0,47
MgO 8,71–11,90
MgO 8,30–11,18
Al2O3 4,32–11,74
Al2O3 7,42–12,41
Na2O 3,26–7,60
Na2O 5,00–8,13
f=0,19–0,25
f=0,18–0,29
акцессорные и редкие минералы
Pyr–Gross–Alm
Pyr 15
Alm 60
Gross 17
f=0,87
MgO 8,56–12,3
Al2O3 6,10–9,85
Na2O 3,26–6,41
f=0,19–0,29
+
±
±
±
Гроспидиты
900
Alm–Pyr–
Alm–Gross–Pyr
Gross
Pyr 38–48
Pyr 10
Alm 16–29
Alm 7
Cross 25–42
Cross 78
f=0,32–0,47
f=0,42
MgO 8,30–12,88 MgO 6,14
Al2O3 6,23–14,65 Al2O3 17,00
Na2O 6,40–8,76 Na2O 8,88
f=0,08–0,23
f=0,10
+
+
±
+
+
±
+
+
±
+
±
±
+
+
+
+
Сульфидная минерализация прослеживается во всех типах гранат-клинопироксеновых пород
Литература: 1. Бобров А.В. Генетическое значение гранат-клинопироксеновых парагенезисов из кимберлитовых
трубок Якутской алмазоносной провинции. Дис. на соиск. уч. степени канд. геолого-минералогических наук, 1997. 153с.
2. Гаранин В.К., и др. Новая разновидность эклогитов в кимберлитах Якутии // Докл. АН СССР, 1982. Т. 262. № 6.
С. 1450–1455. 3. Специус З.В., Серенко В.П. Состав континентальной верхней мантии и низов коры под Сибирской
платформой. М.: Наука, 1990. 272 с.
СОСТАВ, СТРУКТУРНЫЕ ОСОБЕННОСТИ И УСЛОВИЯ КРИСТАЛЛИЗАЦИИ
МУСКОВИТОВ ИЗ ГРАНИТОВ И ПЕГМАТИТОВ ЮЖНОГО УРАЛА
Самаркин Г.И., Самаркина Е.Я., Пальгуева Г.В.
ИГиГ УрО РАН, г. Екатеринбург, Россия
Samarkin G.I., Samarkina E.Ya., Paligueva G.V. Composition, pecularities of structure and conditions of the crystallization of muscovites of the granites and pegmatites of the Southern Urals (IGG UrO RAS, Ekaterinburg, Russia). From
the Upper Paleozoic and Middle Paleozoic granitic massives of the Southern Urals the muscovites were studied. All they
are aluminoseladonite of the polytypic modification 2M1. Muscovites were crystallized in postmagmatic stage the granitic massives formation.
Изучены мусковиты 22-х монофракций из гранитов верхнепалеозойских и среднепалеозойских массивов
Южного Урала. Проведено рентгеноструктурное исследование мусковитов. Методом фотометрии пламени в
мусковитах определены Li, Rb, Cs. Для девяти из них выполнены полные химические анализы (табл). В
верхнепалеозойских гранитах развитие мусковита наблюдается в зонах эндоконтактов и в апикальных частях массивов, кристаллизовавшихся в условиях слабо проницаемой кровли. Мусковит при автометасоматозе замещает биотит в парагенезисе Кв+Пл+Кпш+Би+Му. Для среднепалеозойских гранитов характерно
площадное развитие мусковита. Кристаллизация его связана с процессами катаклаза и перекристаллизации
гранитов (хлоритизации биотита, серицитизации плагиоклаза и т.д.) в условиях близких к зеленосланцевой
фации. Мусковит в этих гранитах кристаллизуется в парагенезисе Кв+Пл+Кпш+Би+Хл+Му.
На основании данных порошковой дифрактометрии, все изученные мусковиты относятся к политипной
модификации 2М1. Мусковиты из верхнепалеозойских гранитов имеют двухслойную моноклинную решет-
МИНЕРАЛОГИЯ Типоморфизм минералов
49
ку. В отличие от них, мусковиты из среднепалеозойских гранитов характеризуются смешаннослойной кристаллической решеткой, в составе которой установлены слои монтмориллонита (?). По отношению катионов
Si:Al, во всех случаях меньше чем 3:1, изученные мусковиты принадлежат к минеральному виду мусковита [2]. По новой классификации слюд они относятся к алюминоселадониту [4]. Содержание селадонитовой
молекулы в мусковитах, замещающих биотит, равно 15,5–22,5%, парагонитовой — 4,3–9,1%. Более низкие
содержания селадонитовой молекулы установлены в мусковитах из пегматитов микроклин-альбитового типа (2,5%) и в среднепалеозойских лейкоплагиогранитах (10,0–13,0%). В то же время, в этих мусковитах соответственно увеличивается содержание парагонитовой молекулы — 11,0; 17,9; 21,5%.
Преобладающие содержания редких щелочных элементов в мусковитах из верхнепалеозойских гранитов
варьируют в пределах: Li=443–1051 г/т, Rb=494–1262 г/т, Cs=12–107 г/т, в ассоциирующих с мусковитом
биотитах — Li=480–2254 г/т, Rb=532–1115 г/т, Cs=42–212 г/т. При замещении биотита мусковитом в гранитах главной и второй фаз происходит снижение содержаний Li — в 1,3–4,9 раза, Cs — в 2–4 раза, Rb — до
1,4–2 раз. В жильных пегматоидных гранитах мусковиты и биотиты характеризуются сходными содержаниями рубидия. Содержание редких щелочных элементов в мусковитах и биотитах среднепалеозойских гранитов существенно ниже: мусковите — Li=13–439 г/т, Rb=218–691 г/т, Cs=13–62 г/т, биотите — Li=131–251
г/т, Rb=55–199 г/т, Cs=7–16 г/т.
Таблица
Химический состав мусковитов (мас.%) из гранитоидов Южного Урала
Chemical composition of muscovites (wt.%) of the granitoids from the Southern Urals
№ пр.
1
SiO2
47,07
45,56
45,87
TiO2
1,04
0,78
Al2O3
28,32
Fe2O3
4,62
FeO
2
3
4
5
6
7
8
9
44,94
45,80
46,42
44,87
46,55
47,76
0,38
1,21
0,53
0,59
н.об
0,14
0,35
30,79
31,77
30,63
32,90
31,81
37,64
34,49
33,34
4,10
3,45
3,78
3,11
3,15
н.об
2,48
2,68
1,13
1,65
0,87
1,74
0,75
0,66
0,30
0,12
0,57
MnO
0,07
0,04
0,05
0,05
0,04
0,04
0,15
0,02
0,01
MgO
1,23
1,01
0,67
1,55
0,94
1,12
0,19
0,77
0,99
CaO
0,43
0,19
0,19
0,15
0,30
0,14
0,15
0,11
0,33
Na2O
0,70
0,60
0,54
0,40
0,61
0,33
0,82
1,36
1,61
K2O
9,98
8,94
10,18
10,90
10,50
10,10
10,30
9,08
8,50
F
0,19
0,13
0,26
nnn
5,22
6,21
5,77
5,03
4,84
4,65
4,96
4,91
4,47
Сум.
100,0
100,0
100,0
100,38
100,32
99,01
99,38
100,03
100,61
Примечание. Мусковиты из гранитов массивов: 1 — главной фазы Суундукского, PZ3. 2 — второй фазы Суундукского,
PZ3. 3 — из жильных пегматоидных Суундукского, PZ3. 4 — Нижне-Ушкаттинского, PZ3. 5 — Средне-Ушкаттинского, PZ2, 6 —
Бутакского, PZ2. 7 — из пегматита микроклин-альбитового типа. 8, 9 — гальки плагиогранитов Бутакского массива. Анализы
слюд выполнены химическим методом в ЦХЛ объединения “Оренбурггеология”.
Кристаллизация мусковита в верхнепалеозойских и среднепалеозойских гранитах происходила в условиях повышающейся кислотности, что подтверждается высокими значениями в мусковитах отношений
К/Rb=71–323. Низкое отношение K/Rb=4 в мусковитах из пегматитов микроклин-альбитового типа говорит
о кристаллизации их в условиях парагенезисов относительно высокой щелочности [3]. Предположение о
позднемагматическом происхождении мусковитов в двуслюдяных уральских гранитах [1] нами не подтверждается. Все изученные мусковиты относятся к постмагматической стадии кристаллизации гранитов.
Литература: 1. Бородина Н.С., Ферштатер Г.Б. Состав и природа мусковита из гранитов // ЗВМО, 1988. Вып. 2.
С. 137–144. 2. Дир У.А., Хауи Р.А., Зусман Дж. Породообразующие минералы. Т. 3. М.: Мир, 1966. 316с. 3. Коваль П.В.,
Юрченко С.А., Николаева Д.Х. Парагенетические типы мусковитов из апогранитов Забайкалья // ЗВМО, 1970. Вып. 4. С.
432–441. 4. Номенклатура слюд // ЗВМО, 1998. № 5. С. 55–65.
ДИСТАНЦИОННАЯ ДИАГНОСТИКА И ТИПОМОРФИЗМ МИНЕРАЛОВ
Скоробогатова Н.В., Морошкин В.В.
ВИМС, Москва, Россия, vims@df.ru
Skorobogatova N.V, Moroshkin V.V. Distantioned diagnostic and the typomorphism of minerals (VIMS, Moscow, Russia). The minerals luminescence always used as method of its diagnostic. Recently in VIMS are developed complex discovering and estimating methods investigation for deposits of mica, gets and ornamental stones, W, U, fluorite and others
types raw materials. All methods is based on specifical typomorphic data of rocks-formed and vein minerals. The last is
50
МИНЕРАЛОГИЯ Типоморфизм минералов
distribated more wide as ore minerals. This in many times are rapid of researches and mining of its deposits, special with
using of its lumeniszention properties.
Люминесценция минералов используется практически на всех стадиях геологоразведочных работ. Кроме
информативности и соответствующей практической значимости люминесценции, это явление производит на
наблюдателя выраженное эстетическое воздействие, что делает люминесцирующие минералы особенно
привлекательными для музейной демонстрации. Вместе с тем люминесценция является одним из немногих
неразрушающих методов минералогического анализа.
Экспозиция ВИМСа “Люминесценция минералов” насчитывает более 100 образцов и свыше 50 минеральных видов, а также коллекции (несколько сотен образцов, около 200 минеральных видов с измеренными
спектрами люминесценции), собранная более чем за 30 лет исследований сотрудниками ВИМСа.
В экспозиции используется просмотр образцов при 300 и 77 К в УФ-излучении источников ОИ-18 и ОИ18 М (ртутно-кварцевые лампы высокого давления) или азотных лазеров ЛГИ-21 и ЛГ-505 (337,1 нм), в том
числе под бинокуляром, а также источники УФ-излучения (Super Bright 2000SW) на базе ртутно-кварцевых
ламп низкого давления.
Экспозиция люминесцентных минералов, созданная в ВИМСе около трех лет назад [4], за истекшее
время существенно пополнилась Экспонатами, иллюстрирующими многообразие люминесцентных свойств
минералов и различные направления практического применения этих свойств. Кроме использования как
эталонной, коллекция служит необходимым пособием проведения в ВИМСе различных экскурсий, чтений,
практических занятий для студентов и специалистов, в том числе иностранных.
Минералы в экспозиции объединены в определенные тематические группы.
ПОРОДООБРАЗУЮЩИЕ И АКЦЕССОРНЫЕ МИНЕРАЛЫ — плагиоклаз, микроклин, кальцит, флогопит (бесцветный), циркон, содалит, норбергит.
МИНЕРАЛЫ РУДНОГО СЫРЬЯ — бадделеит, шеелит, молибдошеелит, касситерит, сподумен,
эвкриптит, датолит, данбурит, циркон.
МИНЕРАЛЫ КАМНЕСАМОЦВЕТНОГО СЫРЬЯ — шпинель, рубин, кианит, клиногумит, скаполит,
хризоберилл.
МИНЕРАЛЫ ЗОН ОКИСЛЕНИЯ свинцово-цинковых, золото-серебряных и др. месторождений объединены в одну группу — это хлораргирит, пироморфит, виллемит, миметизит, смитсонит, англезит, валентинит, повеллит, церуссит, урансодержащий кварц. Большинство этих минералов люминесцирует при комнатной температуре. Труднодиагностируемые галогениды серебра надежно выявляются при низкотемпературной фотолюминесценции [1].
Особую группу составляют МИНЕРАЛЫ УРАНИЛА — отенит, шрекингерит, кларкеит, уранофан, ураноспинит, -уранотил, а также ториевый минерал эканит.
Важным представляется подборка минералов с вариациями ТИПОМОРФНЫХ ЛЮМИНЕСЦЕНТНЫХ
СВОЙСТВ, часто являющихся поисково-оценочными признаками.
В качестве примера успешного использования типоморфных люминесцентных свойств минералов приведена методика разбраковки зон на изумрудоносном месторождении Среднего Урала [2]. В промышленных, богатых изумрудами зонах широко развит плагиоклаз с ярким свечением Eu2+ (частота его встречаемости достигает здесь до 80 % от общего, часто также встречается апатит с фиолетово-синей люминесценцией
Ce3+ и Eu2+); в бедных изумрудами зонах, в которых резко преобладает бледноокрашенный “рудный” берилл, частота встречаемости выделений (гнезд, прожилков, вкрапленности) ярко светящегося плагиоклаза
снижается до 10–15 %, преобладает апатит с розовой и желтой люминесценцией Mn2+.
Вторым, более новым по времени разработки является способ выявления и оконтуривания богатых залежей настурана (типа “несогласия”) на месторождении Карку (Сев.Приладожье). В богатых окисленных
рудах и вокруг них развит кальцит ранней генерации с ярким фиолетовым свечением. Вокруг более широко
распространенных бедных коффинитовых залежей резко преобладает поздний кальцит с ярко-красным свечением Mn2+. Как показали предварительные исследования, фиолетово-синее свечение кальцита имеет электронно-дырочную (дефектную природу) и вызвано воздействием радиации на минерал.
В экспозиции демонстрируется новое направление в люминесцентном анализе минералов и руд — МЕТОД ИСКУССТВЕННЫХ ЛЮМИНЕСЦИРУЮЩИХ ПОКРЫТИЙ. Методики основаны на создании искусственных люминесцирующих покрытий на первично нелюминесцирующих рудных минералах путем их
специальной обработки. При этом у самородного золота, серебра, сульфидов и сульфосолей серебра, а также
серебросодержащих промышленно-значимых сульфидов-концентраторов избирательно возникает яркая и
характерная люминесценция [3].
Подобная методика позволяет также отличать в штуфах, протолочках, керне и т.д. оксидные формы
урана от коффинита.
ДИАГНОСТИКА РЕДКОЗЕМЕЛЬНЫХ МИНЕРАЛОВ в отраженном нефильтрованном свете ртутнокварцевой лампы (гагаринит, редкоземельный апатит, таленит, флюоцерит, иттрофлюорит, монацит, иттросинхизит).
МИНЕРАЛОГИЯ Типоморфизм минералов
51
Ввиду экспрессности и простоты почти всех методик, они были успешно применены при оценке рудоносных площадей с оловянным, вольфрамовым, изумрудоносным, кварцевым, слюдоносным, сереброносным и другим типам оруденения.
Литература: 1. Гафт М.Л., и др. Поисковое значение природных галогенидов серебра // Мин. журн., 1989. № 3.
С. 58–63. 2. Куприянова И.И., Морошкин В.В. О возможности использования люминесцентных свойств плагиоклаза и
апатита как признаков изумрудоносности // Изв. АН СССР. Сер. геол., 1987. № 9. С. 84–90. 3. Морошкин В.В., и др. Метод искусственных люминесцентных покрытий — новое направление в люминесцентном анализе минералов и руд //
Руды и металлы, 1997. № 3. С. 63–72. 4. Moroshkin V.V., Skorobogatova N.V. Collection of diagnostic minerals of gold and
silver // Seta Miner: Petrogr. czeged, XXXVII, Supplementum, 1996 (Hungary).
НОВЫЕ МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЯ МЕТАМОРФИЧЕСКИХ МИНЕРАЛОВ
Скублов С.Г.
ИГГД РАН, г. Санкт-Петербург, Россия, skublov@ad.iggp.ras.spb.ru
Skublov S.G. New methods of study of metamorphic minerals (IPGG RAS, St-Petersburg, Russia). Studies of trace element distribution in metamorphic minerals have the potential to provide important constraints on the pressure and temperature conditions of metamorphism, as well as on the duration and rates of metamorphic processes. The application of
laser ablation ICP-MS is providing the quantitative trace element mapping of metamorphic minerals.
Состав метаморфических минералов является основным, и, зачастую, единственным источником информации при определении термодинамических параметров метаморфизма и реконструкции Р-Т тренда. В последние годы в метаморфической петрологии стали широко использоваться аналитические методы (ионный
и протонный микрозонд, лазерная абляция с индукционно-связанной плазмой), позволяющие исследовать
содержание редких элементов в метаморфических минералах in situ. Изучение распределения редких элементов в метаморфических минералах значительно расширяет информацию об изменении температуры и
давления в ходе метаморфизма, а также позволяет судить о продолжительности и скорости протекания метаморфического процесса [1]. Одним из последних достижений является разработка метода с использованием лазерной абляции, позволяющего создавать карты концентраций редких элементов в метаморфических
минералах [2].
Нами были исследованы на ионном микрозонде гранаты из гнейсов беломорского комплекса, метаморфизованные в условиях высокотемпературной амфиболитовой фации, с крайне нетипичной зональностью по
HREE — с резким падением содержания от центра к краю. Напротив, зональность по Mn была слабо выражена с незначительным повышением концентрации к краю зерна. Гранат является основным минераломконцентратором Mn и HREE в метаморфических породах. Как правило, метаморфические гранаты зональны
в отношении этих элементов, а содержание Mn в них коррелирует с распределением HREE, повышаясь при
падении температуры метаморфизма. В изученных же гранатах распределение Mn отвечало регрессивной
обратной зональности, а HREE сохранили черты прямой ростовой зональности. Это может быть объяснено
только относительной кратковременностью (первые десятки млн. лет) протекания метаморфизма, т.к. HREE
обладают более низкими коэффициентами диффузии по сравнению с Mn, и для “выполаживания” профиля
их распределения требуется более длительное температурное воздействие.
Применение методов локального микроанализа редких элементов при изучении метаморфических минералов позволяет судить о реакциях между минералами, Р–Т параметрах метаморфизма, характере и причинах зональности на качественно ином уровне, чем это позволяет делать использование стандартного электронного микрозонда.
Литература: 1. Laser-Ablation ICPMS in the Earth Sciences. Mineralogical Association of Canada. Short Course Series.
Vol. 29. 243p. 2. Koenig A.E., Magloughin J.F., Ridley W.I. Rare earth element mapping of garnet by Laser Ablation ICP-MS //
Eos. Trans. AGU, 82(47), Fall Meet. Suppl., Abstract V51B-1006, 2001.
РЕДКОЗЕМЕЛЬНЫЕ ЭЛЕМЕНТЫ В МЕТАМОРФИЧЕСКИХ МИНЕРАЛАХ
Скублов С.Г.
ИГГД РАН, г. Санкт-Петербург, Россия, skublov@ad.iggp.ras.spb.ru
Skublov S.G. Rare Earth elements in metamorphic minerals (IPGG RAS, St-Petersburg, Russia). Likewise garnets, amphiboles exhibit high REE abundances. Wide distribution of amphiboles in various rocks ranging from greenschist to
granulite facies makes them especially attractive in restoring succession and nature of metamorphic processes. The study
of REE and trace elements in Ca-amphiboles from the Njurundukan mafic complex, North-West Baikal region revealed
their composition and distribution pattern to depend on metamorphic grade. Both REE total abundance in amphiboles and
La/Yb ratio decrease with metamorphism temperature drop. Invariant distribution pattern of coefficients for REE between amphiboles and coexisting garnets suggesting an equilibrium state is best obtained in granulite facies rocks. The
comparison of REE distribution in amphiboles from high-P Lapland granulite complex, Baltic Shield suggests lacking
МИНЕРАЛОГИЯ Типоморфизм минералов
52
pressure effects on REE abundance and distribution pattern in amphiboles alongside prevailing temperature control of
metamorphism.
Исследование геохимии редкоземельных элементов в кальциевых амфиболах нюрундуканского
мафического комплекса в Северо-Западном Прибайкалье показало зависимость их содержания и
распределения от степени метаморфизма. Суммарное содержание редкоземельных элементов в
амфиболах, также как и отношение La/Yb, понижается с падением температуры метаморфизма.
Постоянство коэффициентов распределения редкоземельных элементов между амфиболами и
сосуществующими с ними гранатами, которое
служит критерием равновесия, лучше всего, достигается в породах гранулитовой фации. В породах амфиболитовой фации такое закономерное
распределение РЗЭ нарушается в связи с началом
развития метасоматических процессов. Амфиболы из метасоматических пород характеризуются кривыми распределения РЗЭ, отличающимися от распределений в амфиболах пика метаморфизма, и часто показывают распределение РЗЭ, унаследованное от минерала, за счет которого амфибол образовался. Это дает возможность определять последовательность минералообразования в метасоматически измененных породах. Сравнение особенностей распределения РЗЭ в амфиболах нюрундуканского комплекса с амфиболами высокобарического лапландского гранулитового комплекса на Балтийском щите позволяет говорить об отсутствии влияния давления на содержание и распределение РЗЭ в амфиболах при превалирующем контроле температуры метаморфизма (рисунок).
СТРУКТУРНЫЕ ОСОБЕННОСТИ МИКРОКЛИНОВ
ИЗ РАЗРЕЗА РАННЕПРОТЕРОЗОЙСКИХ ПОРОД КОЛЬСКОЙ СВЕРХГЛУБОКОЙ
СКВАЖИНЫ (СГ-3) И ИХ ПОВЕРХНОСТНЫХ ГОМОЛОГОВ
Скуфьин П.К., 2Лютоев В.П.
1
ГИ КНЦ РАН, г. Апатиты, Россия, skuf@geoksc.apatity.ru
2
ИГ Коми НЦ РАН, г. Сыктывкар, Россия, lutoev@geo.komisc.ru
1
1Skuf'in
P.K, 2Lutoev V.P. Structural pecularities of microclines from the Early Proterozoic rocks intersected by the
Kola Superdeep Borehole (KSDB) and their surphace homologues (1Geological Institute KSC RAS, Apatity, Russia;
2Institute of Geology Komi SC, Ural Branch RAS, Syktyvkar, Russia). The data on geochemical and structuralmineralogical peculiarities of microclines from the Early Proterozoic rocks of the Luchlompolo sedimentary Formation
(Pechenga Complex) are the result of the investigation of KSDB deep rocks, their surface and near-surface homologues.
Microclines characterize the horizon of arkosic sandstone, that has been identified both in the KSDB section in the range
of 4773–4884 m and in the satellite borehole № IX in the range of 135–410 m, as well as in the surface outcrops. The
chemical composition of microclines from arkoses of the III SF shows that the surface, near-surface and abyssal microclines are similar in the contents of Si, Al, Fe and Ba, while the abyssal samples are relatively poor in K and Ca and
markedly rich in Na (Table 1). Parameters of X-rayL spectra are similar for the all three groups of microclines (Table 2),
but abyssal microclines have increased parameters of the kinetic brightness α.
В процессе исследовательских работ, предусмотренных проектом МПГК-408, предполагалось исследовать
геохимию и структурно-минералогические особенности минералов-индикаторов в зависимости от глубины
их образования, с целью корреляции гомологичных объектов разной глубинности и определения основных
закономерностей близповерхностного и глубинного режимов минералогенеза. В процессе исследовательских работ в качестве вероятных минералов-индикаторов различной глубинности были выбраны микроклины из горизонта аркозовых песчаников в разрезе лучломпольской свиты печенгского комплекса, хорошо
представленного как в разрезе СГ-3 (интервал 4773–4884 м), так и на поверхности, а также в разрезе скважины-сателлита N IX (интервал 135–410 м). Из аркозовых песчаников этого уровня отобраны идентичные
мономинеральные фракции микроклина в трех вариантах — из пород разреза СГ-3, и из их поверхностных и
близповерхностных (скважина № IX) гомологов. Микроклины всех трех уровней отличаются близостью
химических составов, но в то же время обладают и некоторыми специфическими особенностями (табл.1). У
этих минералов нет значимых различий в содержаниях Si, Al, Fe и Ва, однако микроклины поверхностного и
близповерхностного уровней относительно богаче калием, кальцием и заметно обеднены натрием. В лабораториях Института геологии Коми филиала РАН образцы микроклина исследовались методом рентгенолюминесценции (РЛ) (монохроматор AAS-1, Carl Zeiss, Jena). Эта аппаратура позволяет регистрировать люминесценцию в спектральном диапазоне 240–830 нм (спектральная ширина щели — 3 нм). Возбуждение
МИНЕРАЛОГИЯ Типоморфизм минералов
53
люминесценции производилось рентгеновским излучением аппарата УРС–1,0 (трубка БСВ–2, Fe-антикатод,
50 кВ; анодный ток — 14 мА). Оптическое излучение регистрировалось с помощью аппарата ФЭУ-106. Образцы микроклина характеризуются однотипными спектрами рентгенолюминесценции (РЛ), состоящими из
широкой асимметричной полосы в области 400 нм, осложненной по краям дополнительными малоинтенсивными полосами. На 80–90% рентгенолюминесцентное свечение обязано кислородным дефектам в структуре микроклина. Наиболее высокое оно у микроклинов сателлитной скважины N IX, минимальное — у их
гомологов из разреза пород СГ-3. В образцах из СГ-3 несколько повышено излучение на ионах Fe.
Таблица 1
Химический состав микроклинов из разреза СГ-3 и их гомологов
(получены на микроанализаторе MS-46 CAMECA)
Chemical composition of microclines from the KSDB section and their homologues
(analysis with MS-46 CAMECA)
Поверхность
1
64,50
18,42
0,03
0,06
0,19
16,45
0,49
100,14
Образец
SiO2
Al2O3
FeO
CaO
Na2O
K2O
ВаО
Сумма
Скв. № IX
2
63,81
18,09
0,00
0,06
0,19
16,69
0,71
99,55
3
64,88
18,01
0,03
0,04
0,19
16,46
0,43
100,04
4
64,36
18,45
0,00
0,00
0,22
16,38
0,44
99,85
CГ-3
5
64,64
18,47
0,04
0,00
0,20
16,19
0,40
99,94
6
64,69
18,61
0,00
0,04
0,24
16,15
0,49
100,22
Усредненные спектры пар образцов из поверхностных обнажений, из керна скважины №IX и керна
скважины СГ-3, а также интегральные интенсивности полос РЛ в процентах от суммарной яркости свечения
всех полос также близки (табл.2). Однако кинетика разгорания полосы кислородных центров у микроклинов
разной глубинности различна. Эффективность процесса определяется соотношением () между начальным
скачком интенсивности (I0) свечения по включении рентгеновского излучения и ее стационарного значения
(I):  = 1 – I0/I. Установлено, что параметр  у микроклинов из разреза СГ-3 выше, чем у образцов из поверхностных обнажений и из скважины N IX, которые по этой характеристике идентичны.
Таблица 2
Характеристика рентгенолюминесценции образцов микроклина
Parameters of X-rayL spectra for the three groups of microclines
Tl+,Pb2+
1
2,7–3,1
2
1,6–3,7
3
2,0–2,4
Интегральный вклад полос РЛ, %
OSi*+ OAl*
Fe3+
Поверхностные образцы
82–87
11–15
Образцы из скважины № IX
88–91
6–10
Глубинные образцы из СГ-3
81–85
13–17
Яркость
103 c.u.
α
2,3–2,7
0,61–0,62
2,2–2,3
0,54–0,57
1,8–2,2
0,72–0,73
ПРИРОДА ГРАФИТА В ШПИНЕЛЕВЫХ И ГРАНАТОВЫХ ПИРОКСЕНИТАХ
ИЗ КСЕНОЛИТОВ В КИМБЕРЛИТАХ КУОЙСКОГО ПОЛЯ, ЯКУТИЯ
Соловьева Л.В., 2Костровицкий С.И., 1Сонеева Л.А., 2Алымова Н.В.
1
ИЗК СО РАН, г. Иркутск, Россия, egorov @ gpg. crust. irk. Ru;
2
ИГХ СО РАН, г.Иркутск, Россия, serkost @ igc. irk. ru
1
1Solovjeva
L.V., 2Kostrovitsky S.I., 1Soneeva L. A., 2Alymova N.V. The nature of graphite in spinel and garnet orthopyroxenite xenolithes from Kuoika kimberlites, Yakutia (IEC SB RAS, Irkutsk, Russia; IGC SB RAS, Irkutsk, Russia).
Graphite from spinel orthopyroxenite xenoliths in Sludyanka kimberlite pipe (Kuoika field) is texturally equilibrated with
primary minerals (Opx, Cpx, Sp, Sulf). Graphite forms rounded flakes, stacks and also thin laths in orthopyroxene crystals. Carbon isotope composition of graphite from four xenoliths lies within narrow δ13С range
(–27,8 ÷ –28,7‰) and is match to that value in precembrian quarzite of Anabar shield. Graphite in spinel orthopyroxenites is thought to be of primary biogenic origin or due to carbon fractionation by mantle metasomatism.
Находки самородного углерода (графит, алмаз) в глубинных ксенолитах из кимберлитов дают ценную информацию о происхождении алмазов и об эволюции углерода в верхних оболочках Земли [1,2].
Первичный графит из ксенолитов шпинелевых ортопироксенитов в кимберлитах трубки Слюдянка исследован на изотопный состав углерода. Tрубка Слюдянка входит в состав Куойского кимберлитового поля,
расположенного на западной границе Оленекского поднятия (северо-восточная часть Сибирской платформы).
Разными методами датирования, возраст кимберлитовых трубок Куойского поля определен как среднеюрский.
МИНЕРАЛОГИЯ Типоморфизм минералов
54
Парагенный графит найден в четырех ксенолитах шпинелевых ортопироксенитов и в одном шпинелевом вебстерите. Изотопный состав углерода в графите из шпинелевых ортопироксенитов определен в Институте геологии, геофизики и минералогии СО РАН, Новосибирск, на масс-спектрометре DELTA-plus по
стандартной методике. Точность измерения — 0,5‰.
Шпинелевые ортопироксениты имеют грубозернистое строение и состоят преимущественно из крупных
кристаллов ортопироксена (2–8мм.), между которыми располагаются более мелкие зерна клинопироксена,
шпинели, графита и сульфидов. Приблизительный модальный состав ортопироксенитов: 70–80% Opx; 1–5%
Cpx; 3–5% Sp; 1–10% Ol; 1–10% графита; 0,5–10% сульфидов. В трех ксенолитах, в виде тонкозернистых
прожилковых обособлений, развит метасоматический бледно-зеленый амфибол. Ксенолиты ортопироксенитов существенно серпентинизированы (20–30%). Составы главных минералов в образцах близки химизму
минералов из шпинелевых пироксенитов из трубки Обнаженная, также расположенной в Куойском кимберлитовом поле [3].
Графит развит в виде округлых пластинок и сростков размером от 0,1 до 2 мм, а также в виде плоских
призматических кристаллов с закругленными ребрами и гранями. Крупные пластинки графита образуют
сростки с пироксенами, шпинелью и сульфидами. Мелкие пластинки графита и глобули сульфидов находятся внутри зерен ортопироксена. В последних по спайности отмечаются тонкие пластинки распада (≤0,01 мм)
шпинели и возможно графита. Перечисленные особенности свидетельствуют о парагенных соотношениях
графита и первичных минералов. Зерна графита в прожилковых обособлениях метасоматического амфибола
превращаются в рыхлый сажистый порошок с реликтами кристаллического графита.
Изотопный состав пластинок графита из шпинелевых ортопироксенитов в трубке Слюдянка находится в
очень узком интервале значений δ13С (–27,8 ÷ –28,7‰) и не показывает зависимости от наличия или отсутствия в породе метасоматического амфибола (табл.).
Таблица
Изотопный состав углерода в графите
Carbon isotope composition of graphite
№ пр.
СЛ-104
Сл-119
Сл-140
Сл-150
74–1002
Название породы
Шпинелевый ортопироксенит с поздним метасоматическим амфиболом,
тр.Слюдянка
Шпинелевый ортопироксенит с поздним метасоматическим амфиболом,
тр.Слюдянка
Шпинелевый ортопироксенит с поздним метасоматическим амфиболом,
тр.Слюдянка
Шпинелевый ортопироксенит , тр.Слюдянка
Гранатовый ортопироксенит, тр.Обнаженная, по [4]
Кварцит (Ламуйский метаморфический комплекс на Анабарском щите), по [5]
δ13С ‰
–28,5±0,5
–28,7±0,5
–27,8±0,5
–28,7±0,5
–22,72
–28,26
Первичный графит из гранатового ортопироксенита из трубки Обнаженная, по [4] существенно обогащен тяжелым углеродом (δ13С = 22,72‰). Изотопный состав графита из изученных образцов практически
совпадает с составом графита из докембрийских песчаников на Анабарском щите (δ13С = – 28,26‰). Это
может указывать на биогенную природу углерода графита и роль рециклинга в эволюции пород. Это в определенной мере согласуется с близким бонинитам валовым химизмом ортопироксенитов. В тоже время некоторые структурно-петрографические особенности шпинелевых ортопироксенитов свидетельствуют об их
кумулативно-магматическом происхождении, что не исключает образование легкого графита в процессе
фракционирования углерода при мантийном метасоматизме [4].
Литература: 1. Галимов Э.М. Вариации изотопного состава алмазов и связь их с условиями алмазообразования //
Геохимия, 1984. №8. С. 1091–1118. 2. Deines P., Gurney J.J., Hurris J.W. Associated chemical and carbon isotopic composition variations in diamonds from Finsh and Premier kimberlite, South Africa // Geoch. Cosmoch. Acta, 1984. V.48. P. 325–343.
3. Соловьева Л.В., и др. Кимберлиты и кимберлитоподобные породы. Вещество верхней мантии под древними платформами. Новосибирск: Наука, 1994. 254 с. 4. Галимов Э.М., Соловьева Л.В., Беломестных А.В. Изотопный состав углерода
метасоматически измененных пород мантии. // Геохимия, 1989. №4. С. 456–472. 5. Галимов Э.М., и др. О природе графита в метаморфических породах Анабарского щита // Геохимия, 1990. № 3. С.373–383.
МИНЕРАЛЫ ДОННЫХ ОСАДКОВ ОЗЕРА ХУБСУГУЛ (МОНГОЛИЯ)
— ИНДИКАТОРЫ КЛИМАТА В ГОЛОЦЕНЕ–ПОЗДНЕМ ПЛЕЙСТОЦЕНЕ
Солотчина Э.П., 1Столповская В.Н., 1Солотчин П.А., 1Шульженко С.Г.,
1
Калугин И.А., 2Кузьмин М.И.. 1Жданова А.Н.
1
ОИГГМ СО РАН, г. Новосибирск, Россия, solot@uiggm.nsc.ru, 2ИГХ СО РАН, г. Иркутск, Россия, mikuzmin@igc.irk.ru
1
1Solotchina
E.P., 1Stolpovskaya V.N., 1Solotchin P.A., 1Shulzhenko S.G., 1Kalugin I.A., 2 Kuzmin M.I., 1Zhdanova A.N.
Minerals in lake Hovsgol (Mongolia) bottom sediments as indicators of climate in Holocene — Late Pleistocene
(1UIGGM SB RAS, Novosibirsk, Russia; 2IGC SB RAS, Irkutsk, Russia). For the first time the mineral assemblage of the
МИНЕРАЛОГИЯ Типоморфизм минералов
55
Holocene–Late Pleistocene bottom sediments of Lake Hovsgol (Mongolia) has been studied. The methods of XRD and
IR spectroscopy were applied. A new method for modeling X-ray diffraction profiles used for correct identification of
clay minerals. The method is based on the calculation of the interference function of the one-dimensional disordered
crystals with finite thickness. The modeling includes fitting of theoretical to observed patterns and optimization by fast
non-linear programming. The received findings provide new data on the watershed response of Lake Hovsgol to climate
changes.
Актуальным направлением современных научных исследований во всем мире является создание глобальных
и региональных моделей эволюции природной среды и климата. Донные осадки древнего озера Хубсугул,
расположенного в Монголии, содержат в себе ценнейшую информацию о палеоклимате Центральной Азии.
Палеоклиматические сигналы, зафиксированные в них, могут внести существенный вклад в корректировку
позднекайнозойской летописи, полученной из кернов глубоководного бурения на Байкале. Минералогический состав озерных осадков напрямую зависит от глобальных изменений климата в регионе. В холодные
периоды в водосборе преобладает механическая эрозия пород, в периоды потепления интенсифицируются
процессы химического выветривания, что отражается в ассоциации минералов, поступающих в озерный
бассейн. Особое место среди палеоклиматических индикаторов занимают глинистые минералы [1, 2].
Нами впервые детально исследован минералогический состав голоцен-верхнеплейстоценовых осадков
из центральной и южной котловин озера. Верхняя часть осадков представлена диатомовыми илами, нижняя
— алевритистыми глинами. Методы исследования — рентгеновская порошковая дифрактометрия и ИКспектроскопия. Рентгеновский анализ выполнен на автоматизированном дифрактометре ДРОН-4 (излучение
Сu К, графитовый монохроматор, шаг сканирования 0,05 по 2Θ, экспозиция в точке — 32 сек.). Изучены
нефракционированные пробы, просеянные через сито 50 мкм в несколько приемов. Ориентированные препараты приготовлены методом осаждения водной суспензии на подложку 22 см2 . Количество материала —
60 мг, толщина препарата — 15 мг/см2. ИК-спектры записаны на спектрометре Specord-75 IR, образцы приготовлены методом прессования таблеток с KBr.
Сравнительный анализ ассоциаций глинистых минералов, их кристаллохимических и структурных особенностей в многокомпонентных образцах хубсугульских осадков выполнен разработанным авторами методом моделирования сложных рентгеновских дифракционных профилей [3]. Метод основан на расчете интерференционной функции от одномерно-неупорядоченных кристаллов конечной толщины. Для выявления
перспективных начальных приближений используются скользящие окна корреляции разного диаметра.
Оценка степени близости экспериментального и теоретического профилей проводится по среднеквадратичным отклонениям профилей и их локальных кривизн. Для оптимизации параметров применяются быстрые
алгоритмы методов нелинейного программирования. При интегрировании рассчитанных профилей в многокомпонентную модель используется итерационная процедура суммирования вкладов отдельных компонент.
Дифракционные линии присутствующих в образцах неслоистых минералов моделируются функцией Пирсона и добавляются к суммарному спектру слоистых фаз.
Глинистая компонента в диатомовых илах голоцена как в центральной, так и южной частях бассейна
озера составляет 50–55%. В алевритистых глинах холодного верхнего плейстоцена — 30–40%. Ассоциация
глинистых минералов в голоцене и плейстоцене одинакова и аналогична байкальской: это иллит-смектиты,
мусковит, иллит, хлорит, хлорит-смектит и каолинит. Однако холодные и теплые периоды характеризуются
резкими отличиями в соотношениях этих минералов и их кристаллохимических характеристиках.
Алевритистые глины ледникового интервала значительно обогащены обломочными хорошо раскристаллизованными мусковитом (25–30% глинистой компоненты) и хлоритом (30–40%). Мусковит имеет
крупные размеры доменов: от 20 до 40 слоев, высокое содержание калия (0,9 ф.е.) и низкое — железа
(0,05 ф.е.). Размеры доменов хлорита — 20–35 слоев, содержание Fe — 1,5 ф.е. Тонкодисперсные иллит
(размер доменов 5–15 слоев) и хлорит-смектит (размер доменов 5–17 слоев) присутствуют в подчиненных
количествах — от 3 до 8%.
В диатомовых илах голоцена содержания мусковита и хлорита резко падают и составляют 14–18% и 17–
23% соответственно. Особым образом ведет себя иллит-смектит. Количество его меняется не столь существенно: от 20–30% (оледенение) до 25–35% (межледниковье), однако его структура претерпевает значительные изменения. Потепление климата приводит к резкому увеличению в нем смектитовой компоненты.
Если в холодный период содержание смектитовых слоев в нем 35–45%, то в теплый период — 65–75%. Содержание каолинита практически не меняется и составляет 5–6% глинистой компоненты.
Важным палеоклиматическим индикатором помимо глинистых минералов в осадках озера Хубсугул, в
отличие от Байкала, является содержание карбонатов. В диатомовых илах их практически нет (иногда 1–
2%). В алевритистых глинах карбонаты слагают от 5 до 25% пробы, причем содержание их растет с глубиной. В центре озера, в верхней части керна карбонаты представлены в основном кальцитом с примесью доломита, ниже по разрезу в кальците наблюдается постепенное замещение Ca на Mg, и в низах разреза карбонаты представлены магнезиокальцитом, кальцитом и доломитом. На юге озера содержание карбонатов выше, чем в центре (~ в 2 раза) и представлены кальцитом и доломитом.
Выполненные исследования показали, что глинистые минералы и карбонаты в осадках озера Хубсугул
являются самостоятельными индикаторами изменений климата в водосборе озера и могут внести ценный
вклад при проведении палеоклиматических реконструкций.
56
МИНЕРАЛОГИЯ Типоморфизм минералов
Работа выполнена при поддержке РФФИ, грант № 02-05-64504.
Литература: 1. Солотчина Э.П., и др. Глинистые минералы как индикатор химических процессов в водосборе озера Байкал при глобальных изменениях природной среды и климата // Химия в интересах устойчивого развития, 1999.
Т. 7. С. 585–591. 2. Солотчина Э.П., и др. Ледниковые и межледниковые ассоциации глинистых минералов осадков озера Байкал в кернах глубокого бурения BDP-93-2 и BDP-96 // Геология и геофизика, 2001. Т. 42. № 1–2. С. 146–156.
3. Solotchina E.P., et al. Simulation of XRD patterns as an optimal technique for studying glacial and interglacial clay mineral
associations in bottom sediments of Lake Baikal // Clay minerals, 2002. V. 37. Р. 105–119.
ПРЕОБРАЗОВАННЫЕ ЦИРКОНЫ В ГРАНИТОИДАХ
ВЕРХОЯНО-КОЛЫМСКИХ МЕЗОЗОИД
Хабибулина Т.С.
ИГАБМ СО РАН, Якутск, РС(Я), Россия, s.p.roev@diamond.ysn.ru
Khabibylina T.S. Reformed zircons in granitoids of Verchoyansk-Kolyma mezozoides (IGDNM SB RAS, av. Lenin, 39,
c.Yakutsk, Ykutia, Russia). During realization of researches on study typomorphism and composition zircons on a technique J.P.Pupin (1980) and parities “morphotype-composition” in population of zircons from granitoids of VerkhoyanskKolyma Mesozoides (East Yakutia) for the first time for region is established two as metamictic zircons: low-temperature
late-postmagmatic metamictic zircons morphotypes P 2, P1, G1–2, AB4–5, A, L4–5 and etc.) and crystals metamictic zircons,
keeping morphology of high-temperature morhpotypes J, D, P, S, Q. Zirtolites of the second type were reformed in result
of late transformation high-temperature magmatic morphotypes by isomorphic of replacement U, Th, Hf, Yb, Y  Zr in
system crystal — environment without infringement kristallmorphology under influence of depth fluids and/or residual
liquids.
В ходе проведения исследований по изучению типоморфных особенностей состава цирконов по методике
J.P. Pupin [6] и соотношений “морфотип–состав” в популяциях цирконов из гранитоидов ВерхояноКолымских мезозоид [4, 5], впервые для региона установлено, что почти во всех популяциях цирконов из
гранитоидов региона присутствуют метамиктные цирконы двух типов. Первый — низкотемпературные
поздне-постмагматические циртолиты (P2, P1, G1–2, AB4–5, А, L4–5 и т.д.) с характерной для них огранкой [6],
обогащенные элементами-примесями. Второй — кристаллы цирконов, сохраняющие морфологию высокотемпературных магматических морфотипов ряда J, D, P, S, Q, но отличающиеся от них метамиктным обликом и аномально высокими неравномерными концентрациями элементов-примесей. В центрах метамиктных
кристаллов второго типа часто сохраняются непереработанные реликты исходных раннемагматических
морфотипов, с присущими им низкими содержаниями примесей и высокими значениями ZrO 2/HfO2, которые часто присутствуют в той же популяции. На этом основании сделан вывод: метамиктные кристаллы
второго типа формируются за счет преобразования высокотемпературных в результате изоморфного замещения U, Th, Hf, Y, YbZr в кристаллической решетке кристалла при достижении изохимического равновесия в системе кристалл–среда [1, 2]. Характерной особенностью преобразованных кристаллов является
крайне неравномерное распределение приобретенных примесей (резкий, часто кратный, рост в одном
направлении при падении — в другом) вследствие сильной анизотропии питания всех растущих и преобразующихся на поздних стадиях кристаллов — явления, широко распространенного в условиях позднепостмагматических стадий становления интрузий. Анизотропия питания является следствием или направленного течения питающих растворов, или проявлением действия конвекционных потоков, или же просто
следствием геометрического ограничения того конкретного объема, в котором растет кристалл, скорее всего
— всех трех факторов вместе [1]. Ситуация, как правило, осложнена еще и крайней химической неоднородностью самой среды кристаллизации.
Процессы преобразования цирконов могли происходить в следующих случаях.
14. Преобразование высоко- и среднетемпературных магматических цирконов на постмагматической
стадии эволюции гранитоидов мантийно-корового генезиса, кристаллизовавшихся в условиях относительно
открытой системы. Среди преобразованных цирконов в, данном случае, преобладают высокощелочные
морфотипы ряда Р [4, 6], отличающиеся от высоко- и среднетемпературных магматических аналогов метамиктностью и составом. Срастания таких цирконов с постмагматическими калишпатом и биотитом, температура кристаллизации которых оценивается в 850–700С, подтверждает их высокотемпературный характер
[3]. Таким образом, преобразование их начиналось при более высокой температуре, чем завершение кристаллизации магматических цирконов (650–600С).
Преобразование цирконов в данном случае происходило, вероятно, при воздействии высокотемпературных щелочных растворов (флюидов), поднимавшихся из более глубоких горизонтов, как это показано для
ассоциирующего с ними постмагматического магнезиального биотита гранитоидов [3].
15. На поздних этапах эволюции гранитоидных интрузий, становление которых проходило в условиях
закрытой камеры, под влиянием накопленных в остаточных расплавах и флюидах высоких концентраций
примесей редких элементов происходит кристаллизация низкотемпературных циртолитов первого типа и
одновременное частичное или полное преобразование цирконов более ранних морфотипов. На это указыва-
МИНЕРАЛОГИЯ Типоморфизм минералов
57
ет присутствие кристаллов цирконов, у которых процесс преобразования захватил только внешнюю часть,
оставив уцелевшие реликты исходного вещества [5].
16. В условиях становления гранитоидов всех типов, локализованных среди карбонатных толщ. Присутствие и даже преобладание преобразованных высокощелочных морфотипов, особенно ряда Р [4, 6], объясняется наличием в массивах мощной эндоконтактовой зоны отраженной щелочности.
Литература: 1. Григорьев Д.П., Жабин А.Г. Онтогения минералов. М.: Наука, 1975. 316с. 2. Липова И.М. Природа
метамиктных цирконов. М.: Атомиздат, 1972. 150с. 3. Трунилина В.А., Роев С.П., Орлов Ю.С. Гранитоиды и связь с ними
касситерит-сульфидного оруденения. Восточная Якутия. Новосибирск: Наука, 1985. 195с. 4. Хабибулина Т.С., Трунилина
В.А. Кристалломорфология акцессорных цирконов гранитоидов Верхояно-Колымских мезозоид // Тихоокеанская Геология, 1999. № 3, С. 70–75. 5. Хабибулина Т.С. Включения в цирконах из гранитоидов различных петрогенетических типов
Верхояно-Колымских мезозоид // Отечественная Геология, 2001. N5. С. 27–32. 6. Pupin J.P. Zircon and granite petrology //
Contr. Min. Petr. 1980. V. 73. Р. 207–220.
ТОРИЕВАЯ МИНЕРАЛИЗАЦИЯ В ВЫСОКОЩЕЛОЧНЫХ ПЕГМАТИТАХ
ЛОВОЗЕРСКОГО ЩЕЛОЧНОГО МАССИВА (КОЛЬСКИЙ ПОЛУОСТРОВ)
Чуканова В.Н., 2Пеков И.В., 3Чуканов Н.В.
1
Институт Геохимии и Аналитической Химии (ГЕОХИ РАН), Москва; 2МГУ им. М. В. Ломоносова, Москва, 3Институт проблем химической физики (ИПХФ РАН), Черноголовка.
1
Alkaline massifs usually are characterized by irregular distribution of thorium. Though the highest concentrations of Th
are observed in pegmatites and hydrothermalites, most attention has been payd usually to geochemical behaviour of this
element in magmatic rocks. Middle content of thorium in rocks of Lovozero massif is 6,5·10–3%, whereas in pegmatites
much higher contents of ThO2 (reaching ~ 1%) are observed. For this reason in pegmatites of Lovozero massif a relatively large a number of minerals are known, in which Th is species-forming element (umbozerite, thorosteenstrupine, thorite
and less investigated Na,Th-silicate) or is present in concentrations >10% (steenstrupine-(Ce), karnasurtite e. a.). In the
present work umbozerite and thorite have been studied in more detail, and new Ti,Th-silicates and Th-phosphate have
been described. All phases studied are metamict. In most cases nedativ correlations between the contents of Th and
∑REE are observed. This fact indicates on possible isomorphous substitution of Th with REE in protophases. As compared with accessory minerals of magmatic rocks, pegmatites are characterized by higher degree of separation of Th and
REE between different minerals.
Геохимия тория в щелочных массивах изучалась, в основном, применительно к магматическим породам. В
породах Ловозерского массива геохимия и поведение тория контролируются повышенным содержанием
редкоземельных элементов, так как в основном он концентрируется в редкоземельных минералах, изоморфно замещая в них РЗЭ [1]. Однако наибольшие его концентрации приурочены к пегматитам и метасоматитам
щелочных пород, где появляются собственные минералы этого элемента. Практически все ториевые минералы в Ловозере метамиктны, рентгеноаморфны, и судить о кристаллохимии их протофаз приходится в основном по совокупности косвенных признаков.
Общий кларк тория составляет 1,5·10–3% [3], а среднее содержание тория в породах Ловозерского щелочного массива — 6,5·10–3%. Распределение тория неравномерно, его содержание в разных породах массива варьирует от 1,67·10–3% до 6,23·10–2%. [1].
Наиболее распространенные собственные минералы тория в пегматитах Ловозерского щелочного массива — умбозерит Na4Th3(Mn,Zn,Fe)ThSi8O24(OH) и стенструпин Na0–5Ca1–3(REE,Th)6(Mn,Fe,Al,Ti)4–
5[Si6O18]2[(Si,P)O4]6 (OH,F,O)X·nH2O, установленные в уссингитовых и натролитовых пегматитах. Большое
количество тория содержит силикат состава Na4Th3[Si8O24], впервые описанный А.П. Хомяковым [4] и также
встреченный в пегматитах.
Нами исследованы умбозериты с общей формулой Na3Sr4M2+Th[Si8(O,OH)25], титан-ториевые силикаты,
фосфат тория и торит. Умбозериты встречены в подземных рудниках гг. Карнасурт, Кедыкверпахк и Аллуайв (пегматитовое тело “Шкатулка”), а также в поверхностных условиях в пегматите г. Карнасурт. Образцы
умбозерита из подземных выработок слабоизменены, прозрачны, а умбозерит с поверхности г. Карнасурт
сильноизменен, декатионирован. Титан-ториевые силикаты обнаружены нами в пегматите “Шкатулка” в
составе агрегата, развивающегося по стенструпину, а также в пегматите 71 г. Малый Пункаруайв; их состав
в целом отвечает упрощенной формуле Na0–7Sr0–1ThTi1–2Si8O22–23(OH). Фосфат тория имеет состав
(Th,Na,K,Ca,Sr,Ba,Mg,U)3–4(P,Si,Al)3–4O16. Все эти находки свидетельствуют об исключительном разнообразии минералогии тория в пегматитах Ловозера, поскольку собственно ториевых минералов мало — всего 19.
Среди изученных фаз особо выделяются умбозериты и титан-ториевые силикаты, наиболее распространенные ториевые минералы в высокощелочных пегматитах Ловозерского массива. Титан-ториевые силикаты по составу являются промежуточными между умбозеритами и недавно описанным силикатом сейдитом(Се) Na4SrCeTiSi8O22F·5H2O [5,6]. От умбозеритов они отличаются наличием титана вместо M2+-катионов
(Mn,Zn,Fe), а от сейдита — тория вместо церия. Широкого изоморфизма между M2+ и Ti в умбозеритах и
титан-ториевых силикатах не наблюдается. Среди умбозеритов обнаружены Mn, Zn и Fe-доминантные
МИНЕРАЛОГИЯ Типоморфизм минералов
58
представители. Стехиометрия M2+, Th и Si в умбозеритах и Ti, Th и Si в титан-ториевых силикатах выдерживается хорошо.
В составе изученных умбозеритов и титан-ториевых силикатов преобладают самые легкие редкоземельные элементы — церий и лантан. Анализируя распределение тория в изученных образцах умбозерита и титан-ториевых силикатов, можно увидеть, что содержание тория находится в обратной корреляции с содержанием суммы редкоземельных элементов, что позволяет предположить их изоморфизм в протофазах. В то
же время отношение REE/Th в умбозеритах и титан-ториевых силикатах колеблется от 0 до 0,2, что может
свидетельствовать о тенденции тория к обособлению на пегматитовой и гидротермальной стадиях и концентрации его в умбозеритах, титан-ториевых силикатах, натрий-ториевом силикате. Также торий имеет тенденцию отделяться от урана, который образует самостоятельные фазы (силикаты натрия и урана) в тесной
ассоциации с силикатами тория [2].
Литература: 1. Власов К.А., Кузьменко М.В., Еськова Е.М. Ловозерский щелочной массив. М: 1959. 623с. 2. Пеков
И.В. Урановая минерализация и поведение урана в ультращелочных пегматитах Ловозерского массива. Кольский полуостров. // В сб.: Традиционные и новые направления в минералогических исследованиях. М.: ИГЕМ РАН, ВИМС МПР
РФ, 2001. С. 115–116. 3. Смирнов В.И., Гинзбург А.И., Яковлев А.А. Курс рудных месторождений. М.: Недра, 1981. 350 с.
4. Хомяков А.П. Минералогия ультраагпаитовых щелочных пород. М.: “Наука”, 1990. 195 с. 5. Хомяков А.П. и др. Сейдит-(Се) Na4SrCeTiSi8O22F·5H2O — новый минерал с цеолитными свойствами // ЗВМО. 1998. № 4. С. 94–100.
6. Чуканова В.Н., Чуканов Н.В., Пеков И.В. Умбозерит и сейдит — родственные минералы? // В сб.: Минералогические
музеи в XXI веке. СПб.: СПбГУ, 2000. С. 126–127.
ФТОР В БИОТИТАХ И АПАТИТАХ ИЗ ПОРОД
НИЖНЕУФАЛЕЙСКОГО МАССИВА (СРЕДНИЙ УРАЛ)
Шагалов Е.С., Гуляева Т.Я., Шардакова Г.Ю.
ИГГ УрО РАН, Екатеринбург, Россия, holodnov@igg.uran.ru
Shagalov E.S., Gul’aeva T.Ya., Shardakova G.Yu. Fluorine in biotite and apatite of rocks of Nizhny Ufaley massif, the
Middle Urals (IGG UB RAS, Ekaterinburg, Russia). F-content of biotites and apatites of granitoids of Nizhny Ufaley
massif and their associated metamorphic rocks was determined by X-ray diffraction method. Mainly F-content of apatites
increases from more basic to acid granitoids, but it incorporates to biotites in the most acid members. Temperature of
rock generation in according to Ap–Bi geothermometer is 650–900 for different rock types.
Гранитоиды Нижнеуфалейского массива залегают среди пород, слагающих Уфалейский метаморфический
комплекс, восточнее поселка Нижний Уфалей (100 км юго-западнее г. Екатеринбурга). Массив находится на
пересечении Анциферского и Тагашского разрывных нарушений [4] и, вероятно, запечатывает их совместно
с более ранними апогаббровыми амфиболитами, расположенными юго-западнее тела гранито-гнейсов. Массив в плане имеет округлую форму и зональное строение: с запада на восток гранито-гнейсы сменяются
массивными плагиогранодиоритами и гранитами. Породы секутся дайками аплитов и пегматитов. Надежные
возрастные датировки для гранитоидов отсутствуют. Происхождение нижнеуфалейских гранитоидов до
настоящего времени остается предметом дискуссии [3].
Нами выполнены рентгеноструктурные анализы биотитов и апатитов по оригинальным методикам [1,2],
разработанным в ИГГ УрО РАН для количественной оценки содержания фтора в этих минералах. Результаты приведены в таблице.
Таблица
Содержание фтора в биотитах и апатитах (мас.%) из пород Нижне-Уфалейского массива
F content of biotites and apatites (wt.%) of rocks of Nizhny Ufaley massif
№ пробы
Порода
FAp
FBi
№ пробы
Порода
FAp
FBi
104
гранитогнейс
3,0
116
гранит
диоритогнейс
0,6
117
121
129
аплит
лейкогранит
мелкозернистый гранит
108
гранит
0,8
130
мелкозернистый гранит
1,4
131
132
гранодиорит
лейкогранит
3,03
3,81
0,50
3,83
4,23
3,03
3,03
1,72
4,05
0,79
3,38
1,64
2,26
1,1
107
4,23
3,11
0,68
1,38
2,26
3,19
2,68
3,11
3,62
1,21
1,56
3,46
3,33
113
гранито-гнейс
115
гранодиорит
0,6
2,4
0,6
0,6
0,6
0,6
0,8
МИНЕРАЛОГИЯ Типоморфизм минералов
59
Видно, что апатиты имеют нестабильный состав, и в одной породе содержатся зерна с низким содержанием фтора и предельно высоким. Это, вероятно, связано с кристаллизацией апатита в широком диапазоне
температур. Образованный в течение первых этапов кристаллизации породы апатит содержит меньше фтора, чем кристаллизовавшийся на поздних этапах. В среднем содержание фтора в апатитах растет от более
основных пород к кислым; в крайних же кислых членах фтор концентрируется в биотитах, а апатиты оказываются обеднены данным компонентом. За исключением повышенных содержаний фтора в биотитах из аплитов и гранитогнейсов, биотиты из других пород малофтористые.Температура генерации, оцененная по
биотит-апатитовому геотермометру [5], составила 900–650С для разных пород.
Литература: 1. Бушляков И.Н., Пальгуева Г.В. Рентгеновский метод определения фтора в биотитах // Ежегодник1987 ИГГ. А.Н. Заварицкого. Свердловск: УрО АН СССР, 1988. С. 129–130. 2. Гуляева Т.Я., Шагалов Е.С. Экспрессный
рентгенографический метод определения F и Cl во фторапатитах // Ежегодник-2001 ИГГ им. А.Н. Заварицкого (в печати). 3. Иванов К.С. Основные черты геологической истории (1,6–0,2 млрд. лет) и строения Урала. Екатеринбург: ИГГ
УрО РАН, 1998. 252с. 4. Кейльман Г.А. Мигматитовые комплексы подвижных поясов. М.: Недра, 1974. 200с.
5. Ludington S. The biotite-apatite geothermometer revisited // Am. Min. 1978. V. 63. P. 551–553.
ЭПИДОТЫ ИЗ ГРАНИТОИДОВ
ТОНАЛИТ-ГРАНОДИОРИТОВЫХ МАССИВОВ УРАЛА
Шардакова Г.Ю.
ИГГ УрО РАН, Екатеринбург, Россия, pushkarev@igg.uran.ru
Shardakova G.Yu. Epidotes from Uralian tonalite-granodiorite massifes (IGG UB RAS, Ekaterinburg, Russia). Investigation of morphology, chemical composition and geochemical features (i.e. contents of REE and trace elements) of early
magmatic epidotes from Uralian tonalite-granodiorite massifs, in comparison of their hydrothermal differences, has
shown, that only all the complex of these factors can be used for determination of epidote genesis.
Эпидот является довольно распространенным минералом в уральских гранитоидах. В тоналитгранодиоритовых плутонах D3–C1-возраста широким развитием пользуются разности, занимающие раннюю
позицию в кристаллизационном ряду [4]. Такой первично-магматический эпидот образует собственные идиоморфные кристаллы или каймы вокруг зерен ортита, часто дает срастания с биотитом и сфеном и сростки
симплектитового типа с кварцем. Помимо морфологии, доказательством его происхождения служат низкие
содержания F в апатите — минерале-узнике, заключенном внутри кристаллов эпидота [1], а также повышенные относительно уровня породы концентрации РЗЭ. В литературе были попытки ввести четкий критерий для отличия первично-магматических разностей от вторичных, для этого использовались особенности
химического состава [2, 3, 5 и др.].
Исследование составов первично-магматических эпидотов из ряда тоналит-гранодиоритовых массивов
Урала (Шабровского, Верхисетского, Шарташского), а также — для сравнения — вторичных (Чусовской
массив) и гидротермальных разностей — показало, что большинство образцов имеет высокое содержание
пистацитового минала (Ps = Fe3+/(Fe3+ +Al) = 29–35
мол.%). Исключение составляют эпидот (один из пяти
проанализированных) из верхисетских гранитоидов,
раннемагматическая природа которого доказана [1],
субсолидусный эпидот — продукт деанортитизации
плагиоклаза из чусовского тоналита и гидротермальный — из позднего прожилка. Во всех трех случаях
Ps около 25 мол. %. Сильный разброс этого параметра
показывает, что его нельзя использовать как независимый индикатор происхождения.
В некоторых случаях “работает” соотношение Al,
Ca и Fe3+, как, например, для эпидотов из сыростанских гранитоидов. Однако большинство разностей по
этим величинам неотличимы (рис. 1).
В пользу магматического происхождения эпидоРис. 1. Химический состав эпидотов из гранитоидов.
тов могут свидетельствовать высокие концентрации в
Массивы: Сыростанский (квадраты), Верхисетский
них РЗЭ. Тренды распределения РЗЭ в эпидотах при(круги), Чусовской (ромб), м-е Кацна Яма, обрамление
ведены на рис. 2. Сравнение с содержанием РЗЭ поВерхисетского массива [6] (звездочки). Пунктиром покароды показывает, что в раннемагматических эпидотах
зано поле низкотемпературного субсолидусного эпидота
концентрации РЗЭ превышают уровень пород в 9–120
из гранитоидов Сыростанского массива [3].
раз, РЗЭ в них — 270–2300 г/т; для гидротермальFig.1. Chemical composition of epidotes from granitoids.
ных эта величина намного ниже.
МИНЕРАЛОГИЯ Типоморфизм минералов
60
Другие рассеянные элементы также содержатся в эпидотах (табл.) в различных количествах. При этом в
раннемагматических разностях концентрации большинства элементов (за исключением Sr) существенно
выше, чем в гидротермальных.
Таблица
Концентрации редких элементов (г/т) в эпидотах
Contents of trace elements (ppm) of epidotes
№
Cr*
Ni
Sc
V
Cu
Pb
Mo
Ba
1
2
3
4
5
6
211
342
3
2
67
93
2
0
0
12
11
19
222
237
4,4
13
62
151
764
1569
96
225
226
577
25
48
4,8
2
45
35
129
605
24
4
172
109
1,37
2,53
0,02
0,09
0,7
150
253
372
37
64
93
49
Sr
Ga
2870 119
9097 212
3490 28
245 20
2441 59
1534 51
Li
Nb
Hf
Zr
Y
Th
U
0,90
6,79
0,35
0,69
5,85
6,44
1,8
23
0,08
0,2
19,7
182
3,58
5,96
0,28
0,75
9,55
20
86
246
5,2
21
283
563
144
143
7,3
8
31
393
14,37
38,43
0,18
0,18
32,29
84,21
15,72
10,94
10,04
0,52
17,38
34,45
*Анализы на редкие и редкоземельные (см. рис. 2) элементы выполнены методом ICP-MS в Университете Гранада, Испания под. рук. Ф. Беа и Д.З. Журавлевым (ИМГРЭ). Минералы из пород: 1,2 — гранодиорита, 3 — эпидотового прожилка в гранитах (Верхисетский массив) [1], 4 — кристаллы из слюдистого сланца, м-е Кацна Яма (обрамление Верхисетского массива)
[6], 5 — гранита (Шабровский массив), 6 — гранита (Шарташский массив).
Таким образом, опыт показывает, что для
установления генезиса эпидотов можно использовать только весь комплекс минералогических
особенностей и данных по химическому составу.
Рис. 2. Нормализованные содержания РЗЭ в эпидотах
из гранитоидов и ассоциированных с ними пород.
1–3 — из гранодиорита, 4 — из гранита; 5 — из эпидотового прожилка в гранитах (Верхисетский массив); 6 — из
гранодиорита (Шабровский); 7,8 — из гранитов (Шарташский); 9 — гидротермальный эпидот (Кацна Яма) [6].
Fig. 2. Chondrite-normalized REE-patterns of epidotes
from granitoids and their associated rocks.
Литература: 1. Зинькова Е.А. Геохимия, история
формирования и петрогенезис Верхисетского гранитоидного батолита, Средний Урал. Дисс. … к. г.-м. н.
Екатеринбург, 1997. 182 с. 2. Смирнов В.Н., Зинькова
Е.А. Магматический эпидот в гранитоидах Верхисетского массива // Докл. РАН, 1993. Т. 329. № 3. С. 332–
334. 3. Попов В.С. и др. Мультиплетная габброгранитная интрузивная серия Сыростанского плутона,
Южный Урал: геохимия и петрология. // Геохимия,
№ 8. 2001. С. 812–828. 4. Орогенный гранитоидный
магматизм Урала. Миасс: УрО РАН, 1994. 247 с. 5. Zen
E-an, Hammarstom I.M. Magmatic epidote and its petrologic significance // Geology. 1984. V.12. N 9. P.515–518.
6. Шагалов Е.С., Клейменов Д.А. Геохимия эпидотов из
месторождения Кацна Яма, ассоциированного с гранитоидами Верхисетского массива. // УГЖ. Екатеринбург: УрО РАН, 2001. №5 (23). С. 158–163.
ТИПОМОРФИЗМ МОНОКЛИННЫХ
ПИРОКСЕНОВ
ТРУБОК ВЗРЫВА БЕЛАРУСИ
Штефан Л.В., Киселевич О., Чекус Ю.
БГУ, Минск, Беларусь, almaz@bsu.unibel.by
Shtefan L.V., Kiselevieh O., Checoos J. The properties of the pyroxenes from Belarus diatrem (Belarus State University,
Minsk, Belarus). About 40 diatremes composed of alkali ultramafic and basic mafic rocks are situated in the region of
northern part of Pripyat depression. Various minerals compose the igneous rocks of diatremes (the olivine, the pyroxene,
the chromspinele, the garnet, the ilmenite, the foid). Using their chemical and morphological peculiarities one can make a
decision a about the origin of minerals. One of the most important minerals for the identification ofpetrogenetic development of magma the pyroxene is considered. According to chemical composition they can be divided into two groups.
These are diopside- augites consolidated with the molten rock in the upper layers of earth crust and chromdiopsides the
origin of which is may be connected with earlier phases or deep rocks. The monocline pyroxene of the first group is represented by prolong prismatic crystals or by their fragments of dark-green color and sizes within 20–30 mm. The short
prismatic crystals of emerald-green color with sizes to 20–30 mm are typical for the second group. According to the petrographic type rock the common amount of pyroxenes changes from 5 to 35 vol. %. As a result of x-ray spectral microanalysis the pyroxenes of the first group are represented by calcium diopside with the following maintenances of 0,43–
1,20 wt. % Ti(b and 4,5–7,0 wt. % FeO (table. № 1–3). Such a pyroxene differs from other chromdiopsides by less
chrome concentration (« 0,5 wt. % Сr2О3) but more ratio Ca/(Ca+Mg) (0,50–0,54). ferric (2,51–7,98 wt. % FeO) and
aluminum (2,5–5,5 wt.% Аl2О3) is contained (table, № 5–8). Also was established that phenocrists of pyroxenes contain
less titanium and aluminum than grains of the mass contain (table, № 3,4). Such a trend is typical for kimberlites and alkaline basalts [1,2]. The pyroxenes of the second group belong to chromdiopsides as they contain of Сr2О3 in the amount
of more than 0,5 wt. % (middle about 1,0 wt. %). It is known that they have rather clear correlations Сr2О3–Na2O and
Al2O3–Na2O (wt. %). These two properties of chromdiopsides help us to find the next components: yourieite and jadeite
МИНЕРАЛОГИЯ Типоморфизм минералов
61
coexisting together [I]. Such a changing of chemical compositions is according to Sobolev and Charkiv are typical sign
for pyroxenes in the conditions of high pressures [1,3]. Our pyroxenes based on Ca/(Ca+Mg) maintenance can be connected with middle temperature regions. But some grains of high temperature origin are contained in the diatremes [4].
As a result of calculations you can see, that chromdiopsides Al 4+ as an admixture have. So the crystallization by pressures
took place [3]. Correlating experimental data about chromdiopsides and other knowledge information, one can make a
conclusion that they have mantle origin. The other part of chromdiopsides may have another origin. Diopside-augite of
the main rock masses may be was the last in the process of consolidation.
В Беларуси в районе северного плеча Припятского прогиба (Жлобинская седловина) расположены около 40
трубок взрыва щелочно-ультраосновных и щелочно-базальтоидных пород. В состав магматических пород
диатрем входят различные минералы (оливин, ромбический и моноклинный пироксен, хромшпинелиды,
гранат, ильменит, фельдшпатоиды), химические и морфологические особенности которых дают представление об условиях крисгаллизации расплавов. Для определения петрогенетической эволюции исходных магм
одним из важнейших минералов является моноклинный пироксен.
По химическому составу все присутствующие клинопироксены можно разделить на две большие группы: 1. Диопсид-авгиты, кристаллизовавшиеся синхронно с основной массой расплава в верхних горизонтах
земной коры. 2. Хромдиопсиды, происхождение которых связано либо с наиболее ранними фазами кристаллизации (в нижних горизонтах земной коры), либо с ксенолитами глубинных, возможно, мантийных пород.
Клинопироксены первой группы представлены удлиненно-призматическими кристаллами или их обломками темно-зеленого цвета размером от долей миллиметра до 20–30 мм, а второй — короткостолбчатыми кристаллами изумрудно-зеленого цвета размерами от 0,5 до 20–30 мм. Общее количество пироксенов в
зависимости от петрографического типа пород изменяется от 5 до 35 об.%. Клинопироксен первой группы
представлен кальциевым диопсидом (или диопсид-авгитом) с одержанием титана 0,43–1,20 мас.% TiO2) и
железа 4,5–7,0 мас.% Х FeO (табл., обр.1–3). Этот пироксен отличается от исследованных хромдиопсидов
(см. табл., обр.5–8) меньшим содержанием хрома («0,5 мас.% Сr2О3). большей кальциевостью (Ca/Ca+Mg=0,50–
0,54), большими содержаниями глинозема (2,5–5,5 мас.%Аl2O3) и железа (2,51–7,98 мас.%FeO).
При микрозондовом исследовании минералов из отдельных образцов пород было установлено, что клинопироксены из вкрапленников обычно имеют меньшие содержания титана, глинозема и калия, чем мелкие
зерна основной массы (табл., обр. 3 и 4), что указывает на увеличение содержании этих элементов в остаточном расплаве. Такой тренд эволюции магм характерен для кимберлитов и щелочных базальтоидов и противоположен эволюционному ряду лампроитов [1,2], с которыми породы диатрем Беларуси имеют определенное сходство.
Таблица
Представительный химический состав клинопироксенов из диатрем Беларуси
The representative chemical composition of clinopyroxenes from the concentrate of diatremes of mafic and ultramafic composition
Компоненты
SiO2
TiO2
A2O3
Cr2O3
FeO
MnO
MgO
CaO
Na2O
K2О
Сумма
Ca/(Ca+Mg)
1
51,17
1,1:
2,46
<0,01
7,07
0,10
13,91
23,69
0,48
0,02
100,02
0,53
2
51,43
0,96
2,41
0,13
5,69
0,11
14,78
23,98
0,54
0,01
100,04
0,50
3
51,82
0,42
2,07
0,02
7,75
0,08
13,46
23,61
0,67
0,01
99,91
0,53
4
49,67
1,35
3,13
0,18
6,83
0,06
13,61
23,77
0,62
0,04
99,26
0,52
5
53,88
0,15
1,09
1,34
3,21
0,05
17,39
22,27
0,84
0,01
100,22
0,48
6
51,61
0,29
3,53
1,32
3,11
0,08
16,62
22,40
0,80
0,02
99,78
0,49
7
55,78
0,12
0,47
1,33
2,60
0,07
17,79
21,29
0,70
<0,01
100,15
0,46
8
51,64
0,61
2,65
0,84
5,76
0,09
14,72
22,90
1,24
0,01
100,46
0,50
Примечание: 1–4 — диопсиды (диопсид-авгиты) основной массы щелочных пород, 3 — вкрапленник (размер 20 мм), 4 —
зерно основной массы (размер 0,5 мм); 5–8 — хромдиопсиды; FeO — общее железо, Ca/(Ca + Mg) — кальциевость. в aт. %.
Анализы выполнены на микрозондовом анализаторе “Superprob-733”. Аналитик Л.А. Вишневский (HAHУ, Киев).
1–4 diopside-augites main rock masses of alkali rocks, 3 — the phenocrists of pyroxene (size 20 mm), 4 the grain of main rock
masses (size 0,5 mm): 5–8 the chromdiopsides, FeO = FeO + Fe2O3, Ca/Ca+Mg — ratio by atomic %. A result of X-ray spectral microanalysis the pyroxenes, “Superprob-733”, by A.A. Vishnevsky (NANU, Kiev).
Клинопироксены второй группы относятся к хромдиопсидам, так как содержат Сr2О3 более чем
0,5 мас. % (в среднем >1,0 мас. %). Было установлено, что в составах клинопироксенов имеется довольно
четкая корреляция Сr2О3 и Na2O, а также Al2O3 и Na2O (в мас. %). Эти две характерные черты состава
хромдиопсидов свидетельствуют о присутствии в минералах одновременно юриитового и жадеитового компонентов [1]. Такая закономерность изменения химических составов хромдиопсидов является типоморфным
признаком клипопироксснов, сформировавшихся в условиях повышенного давления (в парагенезисе с гранатом) [l,3]. По отношению Ca/(Ca+Mg) (ат. кол.), составляющему в среднем около 0,50, исследованные
клинопироксены отнесены к чистым диопсидам (хромдиопсидам) среднетемпературных областей. Однако, в
трубках ультрабазитов встречены единичные зерна субкальциевых хромдиопсидов (Ca/(Ca+Mg) = 0,46–0,34)
62
МИНЕРАЛОГИЯ Типоморфизм минералов
высокотемпературных парагенезисов [4]. При пересчете коэффициентов кристаллохимических формул клинопироксенов оказалось, что часть хромдиопсидов имеет минимальную примесь четырехвалентного алюминия (либо полное его отсутствие), что может косвенно указывать на кристаллизацию при довольно высоких давлениях, то есть на принадлежность к гранат- и двупироксеновым парагенезисам гроспидитовой фации [3,4].
Сопоставляя особенности состава изученных хромдиопсидов с данными экспериментальных исследований [3,4], можно сделать вывод о вероятной принадлежности части минералов материнским магматическим
расплавам, кристаллизация которых началась в нижних горизонтах земной коры. Вторая часть хромдиопсидов (с повышенным содержанием шестивалентного алюминия на фоне высоких содержаний хрома и пониженной кальциевости), вероятно, имеет другой источник происхождения и является ксеногенной по отношению к магмам, давшим начало щелочно-ультраосновным и щелочно-базальтоидным породам изученных
диатрем. Последними среди рассмотренных клинопироксенов, вероятно, кристаллизовались бесхромистые
диопсид-авгиты основной массы пород.
Литература: 1. Харькив А.Д., Зинчук П.П., Крючков А.И. Геолого-генетические основы шлихо-минералогического
метода поисков алмазных месторождений. М.: Недра, 1995. 348 с. 2. Mitchell R.H., Bergman S.C. Petrology of lamproites.
New York-London, 1991. 456 p. 3. Соболев Н.В. Глубинные включения в кимберлитах и проблема состава верхней мантии. Новосибирск: Наука. 1974. 320 с. 4. Ellis D.J., Green D.H. An experimental study of the effect of Ca upon garnetclinopiroxene Fe– Mg exchange equilibrium // Contr. Min. Petr., 1979. Vol. 71. P. 13–22.
ТИПОМОРФИЗМ ХРОМШПИНЕЛИДОВ ТРУБОК ВЗРЫВА БЕЛАРУСИ
Штефан Л.В., Бибикова Е.
БГУ, г. Минск, Беларусь, larisa shtefan@yahoo.com
Shtefan L.V., Bibicova E. The properties of the chromspineles out from Belarus diatrem (BSU, Minsk, Belarus). In Belarus there are about 40 diatremes in the northern part of Pripyat depression. All of the pipes are composed of alkali ultramafic and basic mafic rocks. This unusual composition of diatremes makes them interesting in order to learn the peculiarities of their genesis and petrogenesis in the relationship. The chromspineles are of course the most important for the
petrogenetic identification. The chromspineles of Belarus diatremes are the rare accessory minerals. The greatest quantities of them were obtained out of heavy fraction of the most ultramafic rock varieties — the olivine melilitites and alkali
picrites. Among the chromspineles which were researched the crystals of octahedric habitudes are prevailing sometimes
you can see the combination of form's or even no facets. The main properties of chemical composition of the chromspineles are the following (table): a) The chromspineles with middle content of chrome (Cr 2O3 40–47wt.%), in some cases it
increases to50–58 wt.%; b) The titanium content is high (TiO2 > 1.5 wt.%) but sometimes it reduces to TiO2< 0,8 wt.%;c)
For the main varieties high concentrations of ferric (Fe2O3=18–25wt.%) and low of aluminum (Al2O3 = 1–8 wt.%) are
typical. According to chemical laws, the chromspineles are divided into two groups, which may be connected with different generations. The grains having isomorphic trend Cr3+ ↔ Al3+ and low maintenance of titanium belong to the first
group (chromite-spinelic trend) [1]. Such a group of the chromspineles is only for alkali picrits typical and reflects its
origin [1,2]. The second group of grains has the isomorphic trend Cr3+↔ Al3+ and Fe2+↔ Mg2+. Such trend is called as
picritic. Changing of chemical compositions in the conditions of isomorphous replacing and low fugacity of oxygen is
usually connected with pressure and magma composition [1–3]. The appearance of such a trend in the ultramafic rocks
identifies the higher pressure during the process of consolidation. Using this information we can suggest that the depths
of ultramafic magma development are increasing. The trend Mg, Al, Cr ↔ Fe 3+, Fe2+, Ti is commonly possible if the
temperatures of crystallization are falling and the fugacity of oxygen is increasing [3,4]. Among well-known chromspineles such indicator varieties as magnum-chrompicotite, magnum picotite, aluminum chromites and magnum subferric
chromites are defined. Magnum-chrompicotites (Cr2O3=32.67–26.67 wt.%, Al2O3=36.17–41.64 wt.%, TiO2=0.02–
0.05 wt.%) belong to the spinel-pyroxene deep phase (by N.V. Sobolev). Magnum picotites (Cr 2O3=19,73 wt.%,
Al2O3=49.18 wt.%, TiO2=0.07 wt.%, MgO=18.13wt.%) belong to the spinel-pyropes deep subphase. Aluminum chromites (Cr2O3=40.98–51.50 wt.%, Al2O3=18.21–26.07 wt.%, TiO2=0.06–0.94 wt.%, MgO=9.24–12.73 wt.%) belong to
the grospidites deep subphase. Magnum subferric chromites (Cr 2O3=48.30–57.56 wt.%, Al2O3=2.95–7.71 wt.%,
TiO2=1.09–2.21wt.%) belong to the coesites deep subphase. The largest admixture of ZnO in chromspineles from one of
ultramafic pipes is interesting for us (see table, № 6). The maintenance of ZnO there is hear 7.5 wt.% but accounting of
the oxides the chromspineles belong to grospidite subphase. The chemical composition of chromspineles shows various
conditions of their crystallization characteristic of determined phases of depth. As a result of moving the composition of
molten rock developed gradually, what you can see on the example of development of chemical composition of
chromspineles.
В Беларуси в районе северного плеча Припятского прогиба (Жлобинская седловина) расположены около 40
трубок взрыва щелочно-ультраосновных и щелочно-базальтоидных пород. Необычный минеральный состав
делает данные объекты весьма интересными с точки зрения изучения типоморфизма минералов и его связи с
петрогенезисом. Для определения петрогенетических условий образования пород одним из важнейших минералов, безусловно, являются хромшпинелиды.
Хромшпинелиды в диатремах Беларуси являются редкими акцессорными минералами. Подавляющее
количество изученных хромшпинелидов было извлечено из тяжелой фракции наиболее ультраосновных
разновидностей пород диатрем — щелочных пикритов и оливиновых мелилититов. Среди хромшпинелидов
МИНЕРАЛОГИЯ Типоморфизм минералов
63
преобладают кристаллы октаэдрического габитуса, реже встречаются комбинированные формы, либо зерна
без элементов огранки. Основные особенности химического состава хромшпинелидов заключаются в следующем (табл.): а) преобладают среднехромистые разновидности (Cr 2O3 40–47 мас.%), реже встречаются
высокохромистые (Cr2O3 50–58 мас.%); б) по содержанию титана они в основном относятся к высокотитанистой разновидности TiO2 >1,5 мас.%, хотя встречено небольшое количество зерен с содержаниями TiO 2
<0,8 мас. %; в) для большинства разновидностей хромшпинелидов характерно повышенное содержание
Fe2O3 (до 18–25 мас.%) и пониженное Al2O3 (1–8 % мас.%).
По особенностям химизма хромшпинелиды отчетливо разделяются на две группы, вероятно принадлежащие к разной генерации. Первая группа — это зерна, имеющие выраженный изоморфизм Cr3+ ↔ Al3+
наряду с низким содержанием титана (хромит-шпинелевый тренд) [1]. Хромшпинелиды с таким трендом
присутствуют только в щелочных пикритах, а не в базальтоидах. Это, по всей видимости, отражает их мантийную природу [1,2].
Вторая (более многочисленная) группа зерен характерна для всех типов пород. Она отличается повышенным содержанием ульвошпинелевого и магнетитового компонента (хромит-магнетитовый тренд). Эволюция составов хромшпинелей с изоморфным замещением Fe 2+ и Cr на Mg и Al при низкой фугитивности
кислорода обычно связывается с фактором давления и (или) особенностями состава кристаллизующегося
расплава [1–3]. Появление такого тренда в химизме хромшпинелидов из ультрабазитов указывает на повышенное (по сравнению с хромшпинелидами из базальтоидов) давление при кристаллизации минералов, то
есть на увеличение глубины зарождения ультрабазитового расплава. Тренд Mg, Al, Cr → Fe 3+, Fe2+, Ti обычно осуществляется при снижении температуры кристаллизации и сопровождается ростом фугитивности
кислорода [3,4].
Среди изученных хромшпинелидов выделены такие индикаторные (в плане генезиса пород) разновидности как магнохромпикотит, магнопикотит, алюмохромит и магнезиальный субферрихромит.
Магнохромпикотит (Cr2O3=32,67–26,67 мас.%, Al2O3=36,17–41,64 мас.%, TiO2=0,02–0,05 мас.%) принадлежат шпинель-пироксеновой фации глубинности (по Н.В. Соболеву).
Магнопикотит (Cr2O3=19,73 мас.%, Al2O3=49,18 мас.%, TiO2=0,07 мас.%, MgO=18,13 мас.%) принадлежат шпинель-пироповой субфации глубинности.
Алюмохромит (Cr2O3=40,98–51,50 мас.%, Al2O3=18,21–26,07мас.%, TiO2=0,06–0,94 мас.%, MgO=9,24–
12,73 мас.%) принадлежит гроспидитовой субфации.
Магнезиальный субферрихромит (Cr2O3= 48,30–57,56 мас.%, Al2O3=2,95–7,71мас.%, TiO2=1,09–
2,21 мас.%) принадлежит коэситовой субфации.
Таблица
Представительный химический состав хромшпинелидов
из концентрата ультрабазитов диатрем Беларуси (в мас.%)
The representative chemical composition of chromspineles
from the concentrate of diatremes of mafic and ultramafic composition (wt./%)
Оксиды
TiO2
AL2O3
Cr2O3
Fe2O3
FeO
MnO
MgO
NiO
ZnO
Σ
1
3,69
3,51
45,87
18,76
18,22
0,35
9,55
<0,01
0,02
99,97
2
3,34
3,45
46,63
18,67
19,53
0,27
8,93
<0,01
0,04
100,86
3
0,94
18,11
45,68
7,20
15,61
0,24
12,73
0,02
0,02
100,55
4
0,06
18,21
51,50
1,83
15,80
0,40
12,19
0,04
0,24
100,27
5
0,07
49,18
19,76
–
12,55
0,04
18,13
<0,01
0,19
99,89
6
0,54
17,31
41,88
25,09
6,30
0,32
1,95
0,13
7,41
100,95
7
0,06
26,07
40,98
–
24,21
0,40
9,24
–
–
100,96
8
1,15
50,55
12,01
18,47
0,21
10,16
0,16
0,09
101,65
Примечание. 1,2 — феррихромит; 3,4 — алюмохромит; 5–7 — магнохромпикотит; 8 — хромит (магнезиальный субферрихромит). Анализы выполнены на микрозондовом анализаторе “Superprob-733”, аналитик А.А. Вишневский (НАНУ, г. Киев).
Note. 1,2 — ferric chromites; 3,4 — aluminum chromites; 5–7 — magnum-chrompicotites; 8 — magnum subferric chromites
хромит. A result of X-ray spectral microanalysis the pyroxenes, “Superprob-733”, by А.А. Vishnevsky (NАNU, Kiev).
Интересна очень высокая примесь ZnO в хромшпинелидах из одной трубки ультрабазитов (табл., № 6).
Содержание цинка в них колеблется около 7,5 мас. % ZnO (появляется ганитовый минал), причем по содержанию остальных окислов эти хромшпинелиды относятся к алюмохромитам гроспидитовой субфации
глубинности.
Особенности химического состава хромшпинелидов, полученных из пород трубок взрыва Беларуси,
свидетельствуют о том, что кристаллизация рассматриваемых минералов происходила при различных термодинамических условиях, соответствующих определенным фациям глубинности земной коры. При продвижении расплава к поверхности его состав закономерно эволюционировал, что нашло отражение в дискретно-непрерывном изменении химического состава, кристаллизующихся в нем хромшпинелидов.
Литература: 1. Типоморфизм минералов: Справочник / Под ред. Л.В. Чернышевой. М.:Недра, 1989. 560с. 2. Харькив
А.Д., Зинчук Н.Н., Крючков А.И. Геолого-генетические основы шлихо-минералогического метода поисков алмазных месторождений. М.:Недра, 1995. 348с. 3. Hill R., Roeder P. The crystallization of spinel from basaltic liquid as a function of
64
МИНЕРАЛОГИЯ Типоморфизм минералов
oxygen fugacity// J.geol. 1974. V. 82. № 6. Р. 709–729. 4. Соболев Н.В. Глубинные включения в кимберлитах и проблема
состава верхней мантии. Новосибирск, Наука, 1974. 320 с.
ГЕНЕТИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ ИТТРОФЛЮОРИТА, ФТОРКАРБОНАТОВ
ИЗ РЕДКОМЕТАЛЬНЫХ ГРАНИТОИДОВ PR2 ПРИАЗОВЬЯ
Ященко Н.Я.
КО Укр ГГРИ, г. Симферополь, Украина, imr@ utel.net.ua
Yashchenko N.Yа. Genetic features of yttrofluorite, fluorcarbonates from rare-metal granitoids PR2 of the Priazovie
(CB Ukr SGRI, Simferopol, Ukraine). Y–TR mineralization (yttrofluorite, doverite, Y-bastnesite, synchisite, bastnesite,
yttroapatite, xenotime, monazite, fergusonate, pyrochlore) has been studied in rare-metal lithium-fluoric hypersolvus
granites of an agpaitic type. Yttrofluorite is represented by three generations: 1— drop-like segregations in coarse grains
of the early orthoclase-perthite; 2 — in a fine-grained basic mass in an association with biotite, quartz, perthite, fluorcarbonates; 3 — schlieren segregations of yttrofluorite, containing drop-like melt inclusions (biotite+fluorite+quartz, orthoclase). The basic mass of fluorcarbonates Y–TR was crystallized simultaneously with biotite, yttrofluorite at temperatures, close to colidus of high-fluoric hyper-solvus granite.
Иттрий-редкоземельная минерализация установлена в редкометальных литий-фтористых гранитоидах агпаитового типа (малоянисольский интрузивный комплекс РR2, Сторожевой интрузив). Редкометальные гранитоиды слагают два дайкообразных крутопадающих тела, прорывающих граниты, аляскиты южнокальчиского комплекса (западный эндоконтакт Южно-Кальчикского массива). Выделяются две основных
петрохимических разновидности редкометальных гранитоидов: 1 — флюоритовые граносиениты (состав,
мас.%: SiO2—64,76, TiO2—0,44, Al2O3—14,73, Fe2O3—1,10, FeO—2,44, MnO—0,020, MgO—1,75, CaO—2,88,
Na2O—6,36, K2O—3,29, P2O5—0,02, CO2—0,10, SO3—0,02, H2O+—1,62, F—2,29, Li—0,05, Rb—0,04, Y—0,6–
0,4, ΣTR—0,43–0,22, ZrO2—0,04, Nb2O3—0,028, Ta2O5—0,004); 2 — аннитовые граниты (SiO2—70,80, TiO2—
0,21, Al2O3—12,84, Fe2O3—0,59, FeO—2,71, MnO—0,06, MgO—0,60, CaO—1,49, Na2O—5,16, K2O—3,85,
P2O5—0,02, CO2—0,30, SO3—0,02, H2O+—0,96, F—1,30, Li—0,012, Rb—0,053, Y—0,0167, ΣTR—0,0316,
ZrO2—0,33: Nb2O3—0,28, Ta2O5—0,044).
Флюоритовые граносиениты — средне-мелкозернистые однополевошпатовые породы, состоят из калишпат-пертита (75%, Ab60Or40), кварца (12%), биотита (14%), иттрофлюорита (2,5–4,5%), фторкарбонатов Y,
ТR (0,5–2,5%), редких зерен иттроапатита, монацита. Аннитовые граниты отличаются присутствием крупных (5–8 мм) фенокристов кварца характерной гороховидной формы и мелкозернистой цементирующей
массы (ортоклаз-пертит — 61%, кварц — 28%, биотит — 4,5%), близкий к анниту (F 5,27%; Li2О 0,67%;
Rb2О 0,23%), флюорит — 2,1%, магнетит —2,7%, циркон — 0,7%), редко сине-зеленая роговая обманка типа гастингсита, акцессорные — иттроапатит, ксенотим, колумбит, фергусонит, пирохлор, уранинит). Характерная особенность гранитоидов — присутствие флюорит-биотитовых шлиров и каплевидных обособлений
силикатных минералов во флюорите, очень похожих на твердофазовые расплавные включения в силикатных минералах. Капли (размером 0,3–1,1 мм) сложены на 80–90% биотитом, флюоритом с примесью зерен
кварца, щелочного полевого шпата, амфибола, циркона. Каплевидные выделения флюорита наблюдаются в
крупных зернах ортоклаз-пертита, распределены они равномерно, иногда “капли” имеют полиминеральный
состав (флюорит, кварц, фторкарбонат, редко биотит, циркон, погруженные в каплю флюорита).
Минералами-концентраторами Y, ТR являются фторкарбонаты, флюорит, апатит, ксенотим. Среди
фторкарбонатов рентгенометрическими методами [1,3] установлены: иттросинхизит-доверит (дебаеграмма:
9,2 (5), 4,49 (3), 3,46(9), 3,23(1), 3,03(2), 2,82 (8), 2,74(8), 2,55(2), 2,22(2), 2,08(1), 2,02(8), 1,963(3), 1,886(5),
1,838(6), 1,728(1), 1,628(4), 1,504(3), 1,406(1), 1,383(3), 1,285(1), 1,270(4), 1,206(2), 1,143(3), 1,124(2)), иттр обастнезит (дебаеграмма: 4,78(6), 3,50(9), 3,82(10), 2,82(10),2,02(5), 1,976(7), 1,854 (8), 1,644(5), 1,549(3),
1,459(3), 1,322(2), 1,275(4), 1,160(3)), бастнезит (4,86(5), 3,54(9), 2,87(10), 2,46(3), 2,28(1), 2,05(6), 2,01(7),
1,89(4), 1,79(4), 1,673(5), 1,570(2), 1,483(2), 1,440(2), 1,340(2), 1,293(3), 1,277(2), 1,180(3)) и синхизит.
В граносиенитах фторкарбонаты ассоциируют с иттрофлюоритом, биотитом, редко — на стыке зерен
калишпат-пертита и кварца, образуя изометричной формы зерна размером 0,1–0,15 мм, редко — до 0,5 мм,
часто имеют зональное строение, высокое двупреломление (“карбонатное”), минерал изотропизирован, замещен агрегатом крипточешуйчатого слюдистого минерала (типа урановых слюдок), наименее измененные
зерна дают картину одноосного положительного кристалла; в биотите зерна фторкарбоната окружены широкими плеохроичными двориками. Фторкабонаты кристаллизовались раньше иттрофлюорита, одновременно с биотитом. В аннитовом граните фторкарбонаты образуют каемки обрастания вокруг зерен иттроапатита, обычно в смеси к ксенотимом (дифрактометрическая диагностика).
Иттрофлюорит (16,4 % YF3, 3,52 % TR, ΣCе/ΣY= 0,05) — породообразующий минерал граносиенитов
(3–4,5%), представлен тремя генерациями: 1. каплевидные выделения (0,001–0,03 мм) в крупных зернах ортоклаз-пертита; 2. в мелкозернистой цементирующей массе в ассоциации с биотитом, кварцем, пертитом,
фторкарбонатами; 3. шлировые выделения иттрофлюорита, содержащие каплевидные раскристаллизованные
расплавные включения (биотит+флюорит+кварц, калишпат); флюорит всех генераций бесцветный. В аннито-
МИНЕРАЛОГИЯ Типоморфизм минералов
65
вом граните преобладает сиреневый, темно-фиолетовый флюорит, отличающийся сравнительно низкими содержаниями Y и TR (0,052% YF3, 0,026% TR), обычно ассоциирует с биотитом (кристаллизуется по периферии
пластин биотита); часто зерна флюорита окружены каемкой субщелочной роговой обманки (типа гастингсита).
Особенности кристаллизации гранитоидов — раннее выделение фенокристов кварца, моношпатовый состав щелочных полевых шпатов, появление биотит-флюоритовых шлиров (свидетельство существования
двух расплавов — силикатного и силикатно-фторидного) — обусловлены составом исходного расплава, богатого фтором. Особая роль фтора в регулировании температуры кристаллизации силикатных систем доказана экспериментально [2] — при повышении концентрации F в расплаве до 2–3,5% температура солидуса
возрастает до 750С, разделение на два расплава (силикатный и кремнефторидный) происходит при температурах выше 750С. О высокотемпературных условиях кристаллизации гиперсольвусных гранитоидов [4]
свидетельствует состав высокотемпературного ортоклаз-пертита (Ab62Оr38). Высокая фугитивность F в системе обусловила позднюю кристаллизацию биотита, фторкарбонатов, иттрофлюорита при температурах,
близких к солидусу.
Литература: 1. Васильев Е.К., Васильева Н.П. Рентгенографический определитель карбонатов. Новосибирск: Наука,
1980. 143с. 2. Коваленко Н.И. Экспериментальное исследование образования редкометальных литий-фтористых гранитов. М.: Наука, 1979. 152с. 3. Семенов В.И. Минералогия редких земель. М.: АН СССР, 1963. 412с. 4. Шинкарев Н.Ф.
Физико-химическая петорология изверженных пород. Л.: Недра, 1970. 248с.
MAGNETITE IN THE PHOSCORITE-CARBONATITE ROCKS
FROM THE TURIY MYS AND VUORIYARVI COMPLEXES (KOLA PENINSULA,
RUSSIA): COMPOSITION TRENDS AND THEIR PETROGENETIC SIGNIFICANCE
Karchevsky P.
St. Petersburg University, Mineralogy dept., pavel@pk5298.spb.edu
Magnetite occurs in almost all phoscorite and carbonatite varieties as an essential mineral or as an accessory [1].
The characteristic feature of magnetites both from Turiy Mys and from Vuoriyarvi is presence of regular microinclusions of ilmenite due to exsolution of the initial solid solution phase. Magnetite has extremely low Al2O3
(<1 wt.%), Cr2O3 (< 0.5 wt.%) and V2O5 (< 0.7 wt.%) contents, the main impurity elements in magnetite are Ti, Mg
and Mn. Chemical compositions of magnetite are changed regularly from relatively complex in the oldest rocks and
phoscorite to close to pure stechiometric magnetite in the youngest rock varieties. E.g. magnetite shows a decrease
of MgO values from 3.79 and 4.28 wt.% in the oldest phoscorites from Turiy and Vuoriyarvi respectively to less
than 1 wt.% in the late ores and carbonatites.
As it is expected for minerals crystallizing from magma the ratio FeO/(FeO+MgO) should increase with progressive crystallization, that is with decreasing temperature and increasing time [2]. Thus FeO/(FeO+MgO) for
magnetite in a given intrusion correlates with a particular temperature and stage in its history (Fig. a, b). The lowest
value of that ratio in a magnetite should represent the earliest time and the first generation of magnetite in phoscorite-carbonatite rocks. According to this dependence, among considered rock from Turiy Mys the oldest magnetite
occurs in early metasomatites (FeO/(FeO+MgO)~0.87). Next generation of magnetite corresponds with apatiteforsterite-magnetite (AFM) phoscorites and calcite-forsterite-magnetite (CFM) ores (Fig. a). It is important, that
range of compositions for magnetite from pyroxene phoscorites (diopside-magnetite and apatite-diopside-magnetite)
begins with FeO/(FeO+MgO) higher than that of AFM and CFM, and this is attributed to more young position of
pyroxene phoscorites relatively to forsterite ones in sequence of rock formation. Calcite-diopside-magnetite (CDM)
ores contain magnetite with the same ranges of composition as magnetite in pyroxene phoscorites that supports our
hypothesis of the origin of CDM ores due to the contamination of the pyroxene phoscorites by carbonatites. The
same relict magnetite occurs in tetraferriphlogopite carbonatites. The lowest value of FeO/(FeO+MgO) for magnetite from nelsonites (apatite-magnetite ores) is higher than values in phoscorites and tetraferriphlogopite carbonatites.
It can be either new-formed magnetite or recrystallized magnetite from the previous rock types. The youngest magnetite with the highest values of FeO/(FeO+MgO) occurs in tetraferriphlogopite ores. Amphibole ores contain only
relict magnetite because the ranges of its composition fully overlap with ranges of the magnetite compositions in
previous rock types (from pyroxene phoscorites up to nelsonites). This fact fully supports our hypothesis of the metasomatic origin of amphibole ores.
On the contrast with Turiy Mys the values of FeO/(FeO+MgO) for magnetite in early metasomatites and ultramafic rocks from Vuoriyarvi are relatively high (Fig. b), that is inconsistent with the age relationships and could be
attributed to the late recrystallization of magnetite in these rocks. The ranges of composition of magnetite in forsterite-magnetite (FM) and AFM phoscorites in Vuoriyarvi show the lowest value of FeO/(FeO+MgO) and represent
the earliest magnetites. They are succeeded without overlapping by the magnetite from early carbonatites that is
consistent with the age relationships and their FeO/(FeO+MgO) values point to the next generation of magnetite.
The range of magnetite compositions from CFM ores fully overlaps with those for early phoscorites and carbonatites
and points to relict nature of magnetite and metasomatic origin of these ores due to assimilation processes of phoscorites by the early carbonatites. Tetraferriphlogopite carbonatites contain both old relict magnetite and new-formed
МИНЕРАЛОГИЯ Типоморфизм минералов
66
magnetite, which range of compositions continues further than the range for CFM ores. Magnetite in tetraferriphlogopite ores shows the same characteristics: there is a part of relict magnetite, which range of compositions overlaps with magnetite from previous rock types, and there is also part of new-formed magnetite with more higher
FeO/(FeO+MgO) ratio (0.96–1.00). Nelsonites and amphibole carbonatites contain the same new-formed magnetite
as tetraferriphlogopite ores. As for amphibole ores, all magnetite is relict because of absolutely the same ranges of
compositions and FeO/(FeO+MgO) value comparing to the mentioned above older rocks. This could be attributed
only to metasomatic origin of amphibole ores.
Thus, in spite of a very restricted range of compositions magnetites in most of phoscorites-carbonatite rock
types are chemically distinguishable from each other and sensitive to the conditions of their formation. That fact
a) Turiy Mys
b) Vuoriyarvi
Amph-o
TFP-o
Amph-o
Nels
TFP-c
Nels
TFP-o
CDM
TFP-c
ADM
DM
CFM
E-carb
E-carb
CFM
AFM
FM
AFM
META
META
ULTRA
Amph-c
0.85
0.87
0.89
0.91
0.93 0.95
FeO/(FeO+MgO)
0.97
0.99
0.85
0.87
0.89
0.91 0.93 0.95
FeO/(FeO+MgO)
0.97
0.99
1.01
Fig. Range of FeO/(FeO+MgO) of the magnetite compositions from different types of rocks
Rem: shaded areas are attributed to the relict magnetites.
Used abbreviations: META — early metasomatic carbonate-bearing rocks, FM – forsterite-magnetite phoscorites, AFM
— apatite-forsterite-magnetite phoscorites, CFM — calcite-forsterite-magnetite ores, DM — diopside-magnetite phoscorites,
ADM – apatite-diopside-magnetite phoscorites, CDM — calcite-diopside-magnetite ores, E-carb — early calcite carbonatites, Nels — so called nelsonites (apatite-magnetite ores), TFP-o — tetraferriphlogopite ores, TFP-c — tetraferriphlogopite
carbonatites, Amph-o — amphibole ores, Amph-c — amphibole carbonatites, ULTRA — ultramafic rocks.
could be used for the petrogenetic interpretations as it was shown for Turiy Mys and Vuoriyarvi complexes.
References: 1. Bagdasarov E.A. On structure features, chemical and phase compositions of titanomagnetite from alkalineultramafic rocks of Kola Peninsula // In: Metasomatism and ore formation, 1975. P. 179–185. 2. Gaspar J.C. Magnetite in the
carbonatites from the Jacupiranga Complex, Brazil // Am. Min., 1983. V. 68. P. 195–213
THE MAIN FEATURES OF MAGNETITE AND ILMENITE
FROM SALLANLATVI CARBONATITES, KOLA PENINSULA, RUSSIA
Sitnikova M.A.
SPbSU, St.Petersburg, Russia, sitnikova@aa5709.spb.edu, msitnikova@hotmail.com
Sallanlatvi complex of alkaline rocks and carbonatites is located in the South-Western part of the Kola Peninsula
(6647’N, 2925’E). It is considered as a part of the Palaeozoic Kola Alkaline Province [1]. Carbonatites at the Sallanlatvi massif are represented by four major types — calcite, dolomite or ankerite, magnesite-dolomite and siderite, [2, 3].
Magnetite and ilmenite occur through all the alkaline rocks and carbonatite types of Sallanlatvi.
Content of magnetite is not more than 5 vol.% in ijolites and early calcite carbonatites. Here magnetite forms
xenomorphic grains of about 2–3 mm in size, associated with brown phlogopite and green sugar-like fluorapatite.
In all the late carbonatite varieties the content of magnetite is highly variable — sometimes it achieves 15–
20 vol.%, sometimes it is absolutely absent. Here magnetite occurs as well-formed octahedral crystals, rarely xenomorphic grains of the same size setting in carbonate matrix.
Magnetite in alkaline rocks and early calcite carbonatites is characterized by ilmenite inclusions or sometimes
by intergrowths magnetite with ilmenite. Typical feature of this early magnetite is high Ti contents (from 4,78 to 7,61
wt.% TiO2), whereas magnetite from all the other carbonatite varieties has lower Ti contents (from 0 to 1,33 wt.% TiO2).
Internal structure of magnetite from all the late carbonatite varieties is homogenous, compare to alkaline rocks
and early calcite carbonatites. This magnetite very often has flourapatite, carbonate and pyrochlore-group minerals
inclusions.
Two different morphological types of ilmenite are observed in BSE images. In early calcite carbonatites ilmenite occurs as inclusions and intergrowths with early magnetite. In the other carbonatite varieties ilmenite forms platy
crystals sometimes as aggregates . The ilmenite crystals vary in size from10 m to 100 m and are set the carbonate
matrix. Very often ilmenite contains small inclusions of pyrochlore (~ 5m in size). BSE images show that ilmenite
is homogeneous in both the early form (i.e. in magnetite from calcite carbonatite), and in the late siderite carbon-
МИНЕРАЛОГИЯ Типоморфизм минералов
67
atite. However, in the dolomite and magnesite-dolomite carbonatites, ilmenite displays a heterogeneous structure
within individual crystals.
In one variety of calcite carbonatite enriched in magnetite (up to 20 vol.%) very high manganese ilmenite have
been observed. This ilmenite occurs as individual small prismatic crystals (~ 40m in length). They are characterized by very unhomogeneous chemical composition — (Mn content vary from 15.52 to 29.18 wt.% MnO). Ilmenite
from carbonatites of Jacupiranga Complex, Brasil is also characterized by high contents of Mn up to 19.60 wt.% MnO [4].
The ilmenite from all the other calcite varieties enriched in Mn not more than 4,8 wt.% MnO but contains significant amount of Nb (up to 1.76 wt.%Nb2O5), in difference with high-Mn ilmenite.
The heterogeneous platy crystals from the dolomite and magnesite–dolomite carbonatites have a wide compositional variation with respect to Nb: bright zone contain Nb 2O5 up to 8.5 wt.% Nb2O5, whereas the Mn contents of
this ilmenite are low (from 0.5 to 1.44 wt.% MnO), compare to ilmenite from calcite carbonatite.
Homogeneous ilmenite from siderite carbonatite also shows an enrichment in Nb (up to 5.71 wt.% Nb 2O5) with
relatively low Mn (from 0.20 to 0.87 wt.%MnO).
The variety of magnetite and ilmenite compositions promises more general petrogenetic interpretations when
the study of other minerals in Sallanlatvi carbonatites is completed.
References: 1. Kukharenko A.A et al. Kaledonian complex of ultra-alkaline rocks and carbonatites of Kola Peninsula and
Northern Karelia, Moscow, 1965. 768 p. (in Russian). 2. Subbotina G.F., Subbotin V.V. Mineral Paragenesis of Sallanlatvi
carbonatites // New in mineralogy of Karela-Kola region, Petrozavodsk, 1990. Р. 161–174 (in Russian). 3. Sitnikova M.A. e.a.
V.V. Evolution of chemical composition of rock-forming carbonates in Sallanlatvi carbonatites, Kola peninsula. // In: Geology
and mineral deposits of North-West and Center of Russia, Apatity, 1999. Р. 131–136 (in Russian). 4. Gaspar J.C., Wyllie P.J.
Ilmenite (high Mg, Mn, Nb) in the carbonatites from Jacupiranga Complex, Brasil // Am. Min., 1983. V. 68. Р. 960–971
POSTCRYSTALLIZATION MINERAL FORMATION
IN NATROCARBONATITES OF OLDOINYO LENGAI, TANZANIA
1,2
1
Zaitsev A.N., 2Keller J.
St-Petersburg State University, St-Petersburg, Russia;
2
Universitaet Freiburg, Freiburg, Deutschland
The natrocarbonatite lavas of Oldoinyo Lengai provide the opportunity for testing empirically the first steps of mineral formation after eruption. This includes formation of minerals (1) during lava degassing (so-called efflorescences), (2) atmospheric alteration and the hydration exchange with meteoric waters and (3) reaction with fumarole gases.
We have studied about 70 bulk samples by X-ray diffraction. The sample are mostly from eruptions of October
2000 and September 2001, some older lavas of the same year and from previous eruptions (e.g. 1966, 1988).
1. Just after solidification the lavas are cut by thin web cracks, edges of those are covered by white, brownish
and yellowish incrustations (efflorescences). Samples collected 2–24 hours after eruption contain nahcolite, sylvite
and trona as early observed by Dawson [1] and Keller and Krafft [3]. In addition halite has been found to be a major
mineral with minor kalicinite and villiaumite. Similar incrustations collected from the surface of 2,5 months old
lavas contain nahcolite with traces of sylvite and trona.
2. Atmospheric humidity results immediately (>10 hours after eruption) in alteration of black lavas that
marked by appearance of white powdery thermonatrite with minor nahcolite on lave surface. Subsequent reaction
(months, years) of natrocarbonatites with meteoric water and atmosphere results in formation of pirssonite [2], gaylussite [3], shortite, trona, calcite and natron (?) in different proportions.
3. Fumarolic activity is common for the active north crater of the volcano. Emanations contain mainly CO 2
(64–74%), H2O (24–34%) with subordinated H2S, H2, CO, HCl and HF [4]. Sulfur deposition on crack walls is a
common feature. Reaction of hot (70–90C) fumarolic gases with fresh and altered natrocarbonatites leads to formation of gypsum, anhydrite, thenardite, aphthilalite and hanksite (?).
Observed various assemblages of secondary minerals suggest that formation of the minerals is related to temperature reaction, component activity, particularly Na+ and changes in Eh–pH conditions [5].
References: 1. Dawson J.B. The geology of Oldoinyo Lengai // Bull. Volcanol., 1962. V. 24. P. 349–387. 2. Dawson J.B.,
Garson M.S., Roberts B. Altered former alkalic carbonatite lava from Oldoinyo Lengai, Tanzania: inferences for calcite carbonatite lavas // Geology, 1987. V. 15. P. 765–768. 3. Keller J., Krafft M. Effusive natrocarbonatite activity of Oldoinyo Lengai,
June 1988 // Bull. Volcanol., 1988. V. 52. P. 629–645. 4. Koepenick K.W., e. a. Volatile emissions from the crater and flank of
Oldoinyo Lengai Volcano, Tanzania // J. Geophys. Res., B, Solid Earth Planet., 1996. V. 101(6). P. 13819–13830.
5. Konigsberger E., Konigsberger L.–C., Gamsjager H. Low-temperature thermodynamic model for the system Na2CO3–
MgCO3–CaCO3–H2O // Geoch. Cosmoch. Acta, 1999. V. 63. P. 3105–3119.
А
Аввттооррссккиийй ууккааззааттеелльь::
B
Badanina E.V., 2
K
Karchevsky P., 66
2
Keller J., 68
S
Sitnikova M.A., 67
Syritso L.F., 3, 12
А
Абушкевич В.С., 3, 5
Абушкевич Е.А, 2
Б
Баданина, Е.В, 5
Бакарюкина М.Г., 7
Бакшеев И.А, 8
Бакшеев И.А., 8
Барабошкин Е.Ю., 26
Беловицкая Ю.В., 10
Бибикова Е., 63
Бронников А.П., 27
Брусницын А.И., 29
В
Вализер П.М., 38
Викулов А.Г., 11
Владимиров Б.М., 7
Волкова Е.В., 12
Волошин А.В., 14, 15, 16
Г
Гаранин В.К., 47, 49
Гобечия Е.Р., 10
Гойло Э.А., 16, 17, 32
Гриффин В.Л., 43
Грицук А.Н., 19, 20
Гуляева Т.Я., 59
Д
Дорохова Г.И., 46
Драгомирецкий А., 22, 24
Дяченко Н.И., 32
Е
Евдокимов М.Д., 31
Егоров К.Н, 25
З
Зайцев А.В, 26
Зинчук Н.Н., 64
Золотухин В.В., 27, 31
К
Кабалов Ю.К., 10
Кадурин В.Н., 45
Каменцев И.Е., 6
Киселевич О., 61
Клейменов Д.А., 61
Кононов О.В., 46
МИНЕРАЛОГИЯ Типоморфизм минералов
Косоруков В.Л., 26
Костюк Ю.В., 14
Кошкарев Д.А., 25
Кривовичев В.Г., 29
Криволуцкая Н.А., 18
Кудрявцева О.Е., 8
Л
Ладыгина М.Ю., 31, 32
Лесовая С.Н., 32
Лисицин Д.В., 34, 35
Лялина Л.М., 14, 15
М
Макеев Б.А., 37, 38
Медведева Е.В., 38
Меньшагин Ю.В., 25
Морошкин В.В., 50, 51
Н
Нестеров А.Р., 31, 32
Ниткина Е.А., 14
П
Палкина Е.Ю., 41
Пальгуева Г.В., 49, 59
Панов Б.С., 41, 43
Панов Ю.Б., 43
Пахомовский Я.А, 16
Пеков И.В., 10, 58
Петров С.Ф., 43
Подвысоцкая Ю.В., 44
Проскурня Ю.А., 41
Р
Радкевич Г.А., 45
Редькина М.А, 46
Рогожина М.В., 47
Роев С.П., 57
С
Савва Н.Е., 43, 44
Савельев Д.Е., 19, 20
Самаркин Г.И., 49
Самаркина Е.Я., 49
Седаева К.М., 11
Секерин А.П., 25
Скоробогатова Н., 50
Скублов С.Г., 51, 52
Соловьева Л.В., 55
Солотчина Э.П., 56
Сырицо Л.Ф., 2, 3, 4, 6, 12, 14
Т
Ткаченко Н.А., 27
Трунилина В.А., 57
МИНЕРАЛОГИЯ Типоморфизм минералов
Х
Хабибулина Т.С., 56, 57
Хренов А.Я., 41
Ч
Чекус Ю., 61
Чепижко А.В., 45, 46
Чуканов Н.В., 58
Чуканова В.Н., 58
3
Ш
Шагалов Е.С., 59, 61
Шардакова Г.Ю., 59, 60
Шевко А.Я., 27
Штефан Л.В., 61, 63
Я
Ященко Н.Я., 64