mineraljournal.org.ua › sites › default › files › sites › default › fil… · þ ó ò...

Індекс

705

74IS

SN 0

204-

3548

. Мінерал

. жур

н. 2

014.

Т. 3

6, №

1, 1

-108

ISSN 0204-3548МІН

ЕРАЛОГІЧНИЙ

ЖУРН

АЛ

• M

INER

ALO

GIC

AL

JOU

RN

AL

(UK

RA

INE)

• Том

(V

olum

e) 3

6 • №

1 •

201

4

36 томvolume

. . ( )

. . ( ). . ( ). . ( ). . ( ). .

( ). .

( ). . ( )

. . ( ). .

( ). . ( ). . ( ). ( ). . ( ). . ( ). . ( ). . ( ). .

( )

. .

. . , . .

03680, -142, , 34

, . . .

“ ” . (38044) 424-02-42

(38044) 424-12-70E-mail: [email protected]

EDITORIAL BOARD

Editor-in-Chief. . PONOMARENKO (Ukraine)

O.B. Bobrov (Ukraine)V.M. Khomenko (Ukraine)S.G. Kryvdik Deputy Editor-in-Chief (Ukraine)G.O. Kulchytska Secretary-in-Chief (Ukraine)V.M. Kvasnytsya (Ukraine)A.A. Marakushev (Russia)I.M. Naumko (Ukraine)V.I. Pavlyshyn Deputy Editor-in-Chief (Ukraine)O.M. Platonov (Ukraine)R.D. Schuiling (The Netherlands)

. . Shcherbak Deputy Editor-in-Chief (Ukraine)E.F. Shnyukov (Ukraine)L.M. Stepanyuk (Ukraine)G. Uduba a (Rumania)V.S. Urusov (Russia)V.M. Zagnitko (Ukraine)Ed.Ya. Zhovynsky (Ukraine)

Head of the Editorial Staff N.R. Kalmykova Editors A.I. Radchenko, V.V. Matrosova

EDITORSHIP ADDRESS34, Palladina Prospect, 03680, Kyiv-142,M.P. Semenenko Institute of Geochemistry,Mineralogy and Ore Formation of the NAS of UkraineTel. (38044) 424-02-42 Fax (38044) 424-12-70 E-mail: [email protected]

12859-1743 16.06.2007 .

, . . .

27 2014 ., 2

. . ’ . .

15.02.2014. . 07.03.2014. 60×84/8. . . 1. . . . . . . 12,56. .- . . 12,77. 242 . . 3852.

- " " , 01004, . -4, . , 4

’ 544 27.07.2001 .

НАЦІОНАЛЬНА АКАДЕМІЯ НАУК УКРАЇНИ

МІНЕРАЛОГІЧНИЙТОМТОМ 3636 • 1 • 20142014

СІЧЕНЬ—БЕРЕЗЕНЬСІЧЕНЬ—БЕРЕЗЕНЬ

НАУКОВО-ТЕОРЕТИЧНИЙ ЖУРНАЛ • ЗАСНОВАНИЙ У ВЕРЕСНІ 1979 р. • ВИХОДИТЬ 4 РАЗИ НА РІК • КИЇВ

© Інститут геохімії, мінералогії та рудоутворення ім. М.П. Семененка НАН України, 2014

МінералогiяГРЕЧАНОВСКИЙ А.Е., БРИК А.Б., УРУСОВ В.С., ЕРЕМИН Н.Н., РАДЧУК В.В., ШАБАЛИН Б.Г.

Радиационная устойчивость циркона по данным компьютерного моделирования . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .

ДУБИНА О.В., КРИВДІК С.Г., МИТРОХИН О.В., СОБОЛЄВ В.Б., ВИШНЕВСЬКИЙ О.А., ГРЕ ЧА-

НОВ СЬКА О.Є. Рідкіснометалева мінералізація і генезис жильних лужних сієнітів Пенизевицького

рудопрояву (Коростенський анортозит-рапаківігранітний плутон) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .

ВОВК О.П., НАУМКО І.М. Особливості кристаломорфології топазу із камерних пегматитів Волині (за

даними статистичних методів) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .

ТРЕЙВУС Е.Б., СИЛАЕВ В.И. Новые данные о минералах из хрусталеносного месторождения Додо (При-

полярный Урал) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .

ПетрологiяСАМБОРСКАЯ И.А. Aрхейский анортозит-плагиогранитный комплекс расслоенного Александровского

массива (Среднеприднепровский мегаблок Украинского щита) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .

Рудоутворення

БОНДАРЕНКО С.М. Мінералізація Au-As типу в докембрійських комплексах Українського щита та

головні чинники її локалізації . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .

ИВАНОВ Б.Н. Анализ гипотез образования урановорудных объектов формации щелочных натриевых ме-

тасоматитов центральной части Украинского щита . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .

Історія науки. До 150-річчя від дня народження В.І. Вернадського КУЛЬЧИЦЬКА Г.О. Наукова спадщина Вернадського в епістолярному жанрі. 5. В.І. Вернадський про

підготовку кадрів, охорону земних надр і націоналізм в науці . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .

Дискусії, критика, бібліографіяПОВАРЕННЫХ М.Ю., МАТВИЕНКО Е.Н., РАССУЛОВ В.А. О скрытой текстуре (фрустумации) простых

по минеральному составу горных пород . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .

МАТКОВСЬКИЙ О.І. Оригінальна праця з історії кристалографії "Кристаллография в лицах. Этюды по

истории науки" . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .

ХронікаСвітлої пам’яті Олега Володимировича Зінченка . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .

Наші автори . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .

3

12

26

34

46

59

74

82

88

101

105

108

ЗМІСТ

NATIONAL ACADEMY OF SCIENCES OF UKRAINE

M I N E RALOGICALVOL.VOL. 3636 • 1 • 20142014

JANUARY—MARCHJANUARY—MARCH

SCIENTIFIC-THEORETICAL JOURNAL • FOUNDED IN SEPTEMBER, 1979 • 4 ISSUES PER YEAR • KYIV

© M.P. Semenenko Institute of Geochemistry, Mineralogy and Ore Formation of the National Academy of Sciences of Ukraine, 2014

MineralogyGRECHANOVSKY A.E., BRIK A.B., URUSOV V.S., EREMIN N.N., RADCHUK V.V., SHABALIN B.G.

Radiation Resistance of Zircon by Computer Simulation Data . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .

DUBYNA O.V., KRYVDIK S.G., MITROKHIN О.V., SOBOLEV V.B., VYSHNEVSKYY O.A., GRECHANOV-

SKAYA О.Ye. Rare Metal Mineralization and Genesis of Vein Alkaline Syenites from Penyzevychy Occurrence

(Korosten Anorthozite Rapakivi Granite Pluton) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .

VOVK O.P., NAUMKO I.М. Peculiarities of Crystal Morphology of Topaz from Chamber Pegmatites of Volyn Ac-

cording to Data of Statistical Methods . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .

TREYVUS E.B., SILAEV V.I. New Data on Minerals from Quartz Deposit Dodo (Subpolar Urals) . . . . . . . . . . . . .

PetrologySAMBORSKAYA I.A. The Archean Anorthosite-Plagiogranite Complex of Layered Oleksandrivka Massif (Middle

Dnieper Megablock of the Ukrainian Shield) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .

Ore FormationBONDARENKO S.M. Mineralization of Au-As Type in the Precambrian Complexes of the Ukrainian Shield and

Main Factors of Its Localization . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .

IVANOV B.N. The Review of Hypotheses of Formation of Alkaline Sodic Metasomatites and Associated Uranium

Mineralization of the Central Part of the Ukrainian Shield . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .

The History of Science. On the 150th Anniversary of Birth of V.I. VernadskyKULCHYTSKA H.O. Scientific Legacy of Vernadsky in Epistolary Genre. 5. V.I. Vernadsky about Personnel Trai-

ning, Protection of the Earth Bowel and Nationalism in Science . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .

Discussions, Criticism and BibliographyPOVARENNYKH M.YU., MATVIENKO E.N., RASSULOV V.A. On the Cryptic Structure (Frustumation) of

Rocks Simplest in Mineral Composition and Origin . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .

MATKOVSKYI O.I. Original Work in the History of Crystallography "Crystallography in Persons. Sketches in the

History of Science" . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .

News ItemsIn Blessed Memory of Oleh Volodymyrovych Zinchenko . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .

Our Authors . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .

3

12

26

34

46

59

74

82

88

101

105

108

C O N T E N T S

3ISSN 0204-3548. Мінерал. журн. 2014. 36, № 1

УДК 549.514.81 : 544.163.2 : 544.228 : 004.94

А.Е. Гречановский 1, А.Б. Брик 1, В.С. Урусов 2, Н.Н. Еремин 2, В.В. Радчук 3, Б.Г. Шабалин 4

1 Институт геохимии, минералогии и рудообразования им. Н.П. Семененко НАН Украины 03680, г. Киев-142, Украина, пр. Акад. Палладина, 34 E-mail: [email protected] Федер. гос. бюджет. образоват. учреждение высш. проф. образования "Московский государственный университет имени М.В. Ломоносова" 119992, ГСП-1, г. Москва, Россия, Ленинские горы, 13 Институт телекоммуникаций и глобального информационного пространства НАН Украины 03186, г. Киев, Украина, Чоколовский бульв., 134 Государственное учреждение "Институт геохимии окружающей среды НАН Украины" 03680, г. Киев-142, Украина, пр. Акад. Палладина, 34а

РАДИАЦИОННАЯ УСТОЙЧИВОСТЬ ЦИРКОНА ПО ДАННЫМ КОМПЬЮТЕРНОГО МОДЕЛИРОВАНИЯ

Радиационная устойчивость циркона ZrSiO4 изучена с помощью методов компьютерного моделирования для

четырех различных полуэмпирических потенциалов межатомного взаимодействия Zr–O, Si–O и O–O. Методом

молекулярной динамики изучено формирование в цирконе поврежденной области после прохождения атома

тория с энергией 20 кэВ. Проанализировано распределение междоузельных атомов кислорода в цирконе. Введен

параметр, характеризующий часть энергии атома тория, которая расходуется на образование френкелевских пар

(ФП) — выбитых из регулярных позиций в междоузлия атомов Zr, Si, O и их вакансий. Установлено, что наи-

меньшая смещаемость атомов, наименьшее количество ФП и наилучшее согласие с экспериментом обеспечи-

вает потенциал, параметры которого выведены из первых принципов. Также с помощью метода молекулярной

динамики было изучено перекрывание трех каскадов смещений, которые формируются после прохождения в

центральной области фрагмента структуры трех атомов тория. Оказалось, что количество ФП увеличивается

прак тически линейно с накоплением таких каскадов. Полученные результаты указывают на то, что наиболее

корректная модель для описания повреждения структуры циркона — модель "прямой аморфизации".

Ключевые слова: радиационная минералогия, радиационная устойчивость минералов, метод молекулярной ди-

намики, компьютерное моделирование структуры, дефекты Френкеля, циркон.

МІНЕРАЛОГІЧНИЙ ЖУРНАЛ MINERALOGICAL JOURNAL (UKRAINE)

© А.Е. ГРЕЧАНОВСКИЙ, А.Б. БРИК, В.С. УРУСОВ,

Н.Н. ЕРЕМИН, В.В. РАДЧУК, Б.Г. ШАБАЛИН, 2014

МІНЕРАЛОГІЯMINERALOGY

Введение. Одна из главных проблем утили за-

ции отработанного ядерного топлива — вы бор

радиационно устойчивых матриц, кото рые

при контакте с долгосуществующими высоко-

активными отходами (ВАО) на протяжении

длительного времени не будут изменять свои

изоляционные свойства под воздействием ра-

диогенных и химических факторов. В настоя-

щее время в качестве матриц для изоляции

ВАО от переработки отработанного ядерного

топлива используют алюмофосфатные или бо-

росиликатные стекла. Однако ВАО могут хра-

ниться в таких матрицах не более 30—40 лет.

Поэтому ведется поиск матриц с более при-

емлемыми эксплуатационными характеристи-

ками. Было установлено, что для долговремен-

ной изоляции ВАО кристаллические матрицы

и керамика на их основе подходят значительно

лучше. В качестве одной из наиболее пер спек-

тивных матриц рассматривают силикат ZrSiO4,

имеющий природный аналог — минерал цир-

4 ISSN 0204-3548. Mineral. Journ. (Ukraine). 2014. 36, No 1

А.Е. ГРЕЧАНОВСКИЙ, А.Б. БРИК, В.С. УРУСОВ и др.

кон. Несмотря на то, что циркон переходит из

кристаллического состояния в аморфное (ме-

тамиктное) под действием авторадиации в ре-

зультате альфа-распада атомов урана и тория,

матрица на основе циркона, по предвари тель-

ным данным, может удерживать ВАО на про-

тяжении более длительного времени (500—

2000 лет в случае загрузки 10 мас. % 239Pu), чем

щелочные алюмофосфатные или боро си ли кат-

ные стекла (приблизительно 40—50 лет хране-

ния). Она характеризуется высокой химичес-

кой стойкостью, позволяет иммобилизи ровать

ряд актиноидов (235U, 238Pu, 239Pu, 242Cm, 244Cm, 237Np, 241Am, 243Am) и другие радио нуклиды, а

также содержит атомы циркония, которые при-

сутствуют среди основных эле мен тов оболоч-

ки ТВЕЛа [6].

Как указано выше, на протяжении геологи-

ческого времени альфа-распад атомов урана и

тория приводит к повреждению структуры цир-

кона и к его переходу из кристаллического

состояния в рентгеноаморфное (метамиктное)

[6, 13]. Каждый акт альфа-распада приводит к

возникновению альфа-частицы с энергией 4,2—

5,5 МэВ и тяжелого атома отдачи с энергией

около 70 кэВ [13]. Процессы формирования и

отжига поврежденной области, возникающей

в результате альфа-распада, как пра вило длят-

ся десятки пикосекунд. Поэтому для изучения

повреждения минералов под дей ст вием альфа-

распада проводят компью тер ные модельные

эксперименты. Первые результа ты были полу-

чены с помощью приближения парного со уда-

рения [14]. С использованием программно го

комплекса TRIM [14] были по лу чены такие ре-

зультаты. Энергия альфа-час тицы в ос нов ном

рассеивается на электронах. Поэто му ее дви-

жение приводит к образованию небольшого ко-

личества френкелевских пар (ФП) (около 180)

на протяжении 12 мкм. Движение атома отда-

чи, который характеризуется ядер ны ми стол-

кновениями, приводит к форми ро ванию кас-

када смещений в области разме ром около 22 нм,

в которой находится около 1000 ФП.

Несмотря на определенные успехи в пред-

сказании количества дефектов и протяженнос-

ти каскада смещенных атомов (КСА), прибли-

жение парного соударения не учитывает ре-

комбинацию дефектов, а также процессы амор-

физации, связанные с формированием КСА с

высокой плотностью дефектов. Кроме того, в

таких вычислениях используется пороговая

энергия смещения атомов, которая экс пери-

ментально не может быть вычислена. Сле дует

также указать, что в ряде программ (например

TRIM) в качестве параметра используется плот-

ность вещества, а его структура не учитывается.

Существенное развитие суперкомпьютерных

систем в последние десятилетия позволяет ис-

пользовать более реалистичные способы мо-

делирования, среди которых — моделирование

методом молекулярной динамики (МД). Это

один из наиболее мощных вычислительных ме-

тодов, эффективно применяемых для модели-

рования физических систем [3]. МД модели-

рование позволяет вычислять классические

тра ектории отдельных атомов и групп атомов,

исследовать динамику взаимодействия частиц

в конденсированных системах (в том числе в

минералах). МД позволяет получать информа-

цию о процессах, происходящих в атомно-мо-

лекулярных масштабах в период порядка не-

скольких десятков пикосекунд.

На протяжении последних лет был вы пол-

нен ряд МД моделирований радиационного

повреждения структуры циркона [1, 17, 21]. В

этих работах авторы использовали разные на-

бо ры параметров межатомных потенциалов,

что приводит к различиям в получаемых ре-

зультатах.

Поэтому целью данной работы бы ло изуче-

ние влияния способа получения мо дельных

по луэмпирических потенциалов на ки нетику

накопления и отжига дефектов, возникаю-

щих в цирконе в результате движения в нем

ато ма тория.

Методика моделирования. Метод МД состо-

ит в вычислении траекторий движения всех

атомов системы на основе второго закона Нью-

тона. В качестве начальных данных задаются

начальные координаты и скорости всех ато-

мов, а также межатомные потенциалы взаи-

модействия. В большинстве таких модельных

"экспериментов" атомы наделяются некото ры-

ми эффективными зарядами, величина ко то рых

зависит от степени ковалентности меж атом-

ных связей и может изменяться от нуля (для

ковалентных соединений) до значений фор-

маль ных зарядов ионов (для ионных кристал-

лов). Кроме кулоновского взаимодействия всех

электростатических зарядов между собой, в по-

тенциале межатомного взаимодействия учи-

ты вается отталкивание электронных оболочек

атомов и диполь-дипольное взаимо действие

между атомами с помощью корот кодей-

ствующих потенциалов следующего ви да:



а) потенциал Букингема

V (r) = A · exp (–r/ρ) – C · r –6, (1)

где r — расстояние между двумя атомами (Å),

A — предэкспоненциальный множитель для

члена, характеризующего отталкивание (эВ),

ρ — параметр жесткости (Å), C — силовой па-

раметр Ван-дер-Ваальсового взаимодействия

(эВ · Å6);

б) потенциал Морзе

V (r) = D · [exp (–2α (r – r0)) –

– 2exp (–α (r – r0))], (2)

где D — энергия диссоциации связи между ато-

мами (эВ), α — параметр мягкости (Å–1), r0 —

стандартная длина связи между атомами (Å).

В структуре циркона выбирается фрагмент,

содержащий 1,0—1,5 млн атомов.

Один из ато мов циркония замещается ато-

мом тория. На малых межатомных расстоя-

ниях (меньше 1 Å) используется потенциал

ZBL, который вво дится для учета сильного

межъядерного от тал кивания [17]. Временной

шаг моделирования как правило составляет

0,5—1,0 фс в зависимости от типа атомов ми-

нерала, от его струк туры и температуры моде-

лирования.

Энергия атома тория выбирается из расчета

25—50 атомов на один эВ в зависимости от

упругих свойств минерала, чтобы все атомы,

формирующие КСА, находились в централь-

ной части фрагмента структуры. Таким обра-

зом, для фрагмента структуры, состоящего из

1 млн атомов, была выбрана энергия 20 кэВ.

В результате критического анализа характе-

ристик различных программ по МД модели-

рованию авторы выбрали программный комп-

лекс DL_POLY [16], разработанный для моде-

лирования фрагментов структур минералов,

макромолекул, полимеров и ионных систем.

Межатомные потенциалы взаимодействия. Перед началом МД моделирования были кри-

тически рассмотрены четыре набора парамет-

ров межатомных потенциалов, имеющихся в

литературе, и сравнены основные результа-

Таблица 1. Наборы параметров межатомных потенциалов, использованных при моделировании цирконаTable 1. Sets of parameters of interatomic potentials used in zircon simulation

Набор Zircon 1/Zircon 1-TBP, заряды на атомах: q (Zr) = 2,8 e0, q (Si) = 2,2 e0, q (O) = –1,25 e0

Потенциал Букингема

Связь A, эВ ρ, Å C, эВ · Å6 Rmax , Å

Zr–O 1139,9 0,315 0,0 8,0

O–O 4048,394 0,27047 0,0 8,0

Si–O 301,0 0,318 0,0 8,0

Потенциал МорзеСвязь D, эВ α, Å–1 r0, Å Rmax , Å

Zr–Si 1,45 1,85 2,5 8,0

Трехчастичный потенциалАтом 1 Атом 2 Атом 3 kB , эВ · град–2 Θ, град

Si O O 1,09724 109,47

Набор Zircon 2, заряды на атомах: q (Zr) = 3,428 e0, q (Si) = 1,356 e0, q (O) = –1,196 e0


Связь A, эВ ρ, Å C, эВ · Å6 Rmax, Å

Zr–O 1477,0 0,317 0 8,0

O–O 9245,0 0,2617 100,0 8,0

Потенциал МорзеСвязь D, эВ α, Å–1 r0, Å Rmax, Å

Si–O 1,252 2,83 1,627 8,0

Набор Zircon 3, заряды на атомах: q (Zr) = 2,4 e0, q (Si) = 2,4 e0, q (O) = –1,2 e0


Связь A, эВ ρ, Å C, эВ · Å6 Rmax, Å

Zr–O 17243,394 0,2265 128,3513 8,0

O–O 1388,773 0,3623 175,0 8,0

Si–O 18003,7572 0,2052 133,5381 8,0



ты статического расчета структуры и свойств

циркона.

Для первого набора параметров межатом-

ных потенциалов Zircon 1 [1] взаимодействия

Zr–O, Si–O и O–O взяты в виде букингемов-

ского потенциала (табл. 1). Численные па ра-

метры, входящие в выражения для потенциа-

лов (табл. 1), были оптимизированы с помо-

щью программного комплекса GULP [8] c ис-

пользованием экспериментальных значений

параметров элементарной ячейки, координат

атомов, постоянных упругости и термодина-

мических свойств. Структурные параметры для

циркона взяты из [12], постоянные упругости

из [10], теплоемкость и энтропия из [2, 5].

Второй набор параметров межатомных по-

тенциалов Zircon 1-TBP, кроме межатомных по-

тенциалов из набора Zircon 1, включал "трех-

частичное взаимодействие" (потенциал изгиба

угла связи) в тетраэдре SiО4:

Vijk(θ) = 1—2

kB (θ – θ0)2, (3)

где kB — силовая константа (эВ·град–2), θ —

угол (град), θ0 — "оптимальный" тетра эд ри чес-

кий угол O–Si–O (109,47 град).

Для третьего набора параметров меж атом-

ных потенциалов Zircon 2 [17] взаимодействия

Zr–O и O–O взяты в виде букингемовского

потенциала, а взаимодействие Si–O — в виде

потенциала Морзе (табл. 1). Параметры этого

набора потенциалов оптимизированы с исполь-

зованием программного комплекса GULP.

Четвертый набор параметров межатомных

потенциалов Zircon 3 [21] значительно отлича-

ется от предыдущих тем, что часть этих пара-

метров была найдена в результате квантово-

химических расчетов структуры малых фраг-

ментов ("из первых принципов"), тогда как

все предыдущие потенциалы были получены

путем итерационного сближения расчетных и

экспериментальных значений структурных и

фи зических характеристик циркона при варьи-

ровании параметров потенциалов.

Результаты и их обсуждение. Сравнение эк с-

периментальных и расчетных значений струк-

туры, физических и термодинамических свойств

циркона для четырех потенциалов (Zircon 1,

Zircon 1-TBP, Zircon 2, Zircon 3) было проведе-

но нами ранее [18] с помощью программного

комплекса GULP (табл. 2).

В скобках указана разница между рас чет ны-

ми и экспериментальными значениями пара-

метров в процентах. Видно, что добавление

трехчастичного потенциала незначительно вли я-

ет на структурные и упругие параметры и в

некоторой степени на термодинамические па-

раметры. Можно отметить, что значение мо-

дуля сжатия значительно лучше воспроизво-

дится потенциалами Zircon 2 и Zircon 3. С дру-

гой стороны, для этих потенциалов модуль

сдвига воспроизводится хуже.

Для изучения поведения ФП в процессе ра-

диационного разупорядочения циркона была

рассчитана энергия их образования с помо-

Таблица 2. Сравнение экспериментальных и расчетных данных для четырех наборов параметров межатомных потенциаловTable 2. Comparison of experimental and calculated data for four sets of parameters of interatomic potentials

Параметр Эксперимент Zircon 1 Zircon 1-TBP Zircon 2 Zircon 3

a, Å 6,607 6,613 (0,09) 6,617 (0,15) 6,641 (0,51) 6,560 (–0,71)

c, Å 5,982 6,011 (0,48) 6,000 (0,30) 5,900 (–1,37) 6,147 (2,76)

d (Si–O), Å 1,620 1,581 (–2,42) 1,580 (–2,45) 1,578 (–2,59) 1,597 (–1,43)

d (Zr–O1), Å 2,130 2,133 (0,13) 2,130 (0,00) 2,148 (0,81) 2,119 (–0,52)

d (Zr–O2), Å 2,269 2,371 (4,50) 2,376 (4,73) 2,312 (1,91) 2,384 (5,07)

C11, ГПа 424,0 313,5 (–26,1) 316,0 (–25,5) 434,4 (2,5) 454,6 (7,2)

C33, ГПа 490,0 377,1 (–23,1) 380,3 (–22,4) 519,0 (5,9) 435,5 (–11,1)

C44, ГПа 114,0 76,6 (–32,8) 77,0 (–32,5) 106,6 (–6,5) 95,8 (–16,0)

C66, ГПа 49,0 46,2 (–5,7) 47,3 (–3,4) 31,5 (–35,7) 63,5 (29,7)

C12, ГПа 70,0 44,1 (–36,9) 44,9 (–35,9) 48,0 (–31,4) 118,8 (69,8)

C13, ГПа 149,0 95,4 (–36,0) 95,2 (–36,1) 146,9 (–1,4) 146,2 (–1,9)

K, ГПа 223,9 161,8 (–27,8) 162,8 (–27,3) 226,1 (1,0) 240,8 (7,5)

G, ГПа 66,6 84,9 (27,5) 85,9 (28,9) 99,4 (49,3) 107,1 (60,8)

S300, Дж/(К · моль) 84,6 96,2 (13,6) 94,0 (11,1) 75,7 (–10,6) 77,8 (–8,1)

C300, Дж/(К · моль) 98,6 108,1 (9,4) 106,8 (8,1) 93,9 (–5,0) 92,4 (–6,5)



щью классической модели "вложенных сфер"

Мотта-Литтлтона (МЛ) [9]. Согласно методу

МЛ с использованием программного комплек-

са GULP были рассчитаны значения энергии

ФП EFP = EV + EI, где EV и EI — энергии обра-

зования, соответственно, вакансии и междо-

узлия. Результаты расчетов энергии ФП для

атомов Zr, Si и O для всех четырех потенциа-

лов представлены в табл. 3, в которой приве-

дены также значения энергии ФП, полученные

из первых принципов EFP, theor [4].

Видно, что разница между рассчитанными

значениями энергии ФП для изучаемых по-

тенциальных наборов EFP и значениями, полу-

ченными из первых принципов EFP, theor ΔEFP =

= EFP — EFP, theor меньше всего для потенциала

Zircon 3. Отметим также, что ΔEFP для атомов

Zr и Si меньше для потенциала Zircon 1-TBP,

чем для потенциала Zircon 1.

Теперь рассмотрим формирование повреж-

денной области в цирконе. Движение атома

тория с энергией 20 кэВ приводит к его соуда-

рению с другими атомами системы. Эти атомы

смещаются из положений равновесия, начи на-

ют движение и, в свою очередь, смещают дру-

гие атомы. Таким образом, энергия атома

отдачи затрачивается на создание КСА, что

приводит к формированию поврежденной об-

ласти в структуре циркона.

Было рассчитано количество ФП, которые

возникают в цирконе в результате движения

атома тория (рис. 1). Результаты показывают,

что в начале движения этого атома форми-

руется КСА, количество ФП в котором дости-

гает значений Nmax = 5300—61900 в зависи мос-

ти от выбора потенциала. Количество ФП в

пов режденной области составляет Nf = 480—

4970.

Введен параметр δ, характеризующий часть

энергии атома тория, которая расходуется на

формирование ФП в КСА и рассчитывается

по формуле:

δ = 1—EРKA

(EFP (Zr) · Nf (Zr) +

+ EFP (Si) · Nf (Si) + EFP (O) · Nf (O)), (4)

где EFP (Zr), EFP (Si), EFP (O) — энергия ФП ато-

мов Zr, Si и O, Nf (Zr), Nf (Si), Nf (O) — количе-

ство ФП атомов Zr, Si и O в конце моделиро-

вания, EPKA — энергия атома тория. Вычис ле-

ния для потенциалов Zircon 1, Zircon 1-TBP,

Zircon 2, Zircon 3 дают значения 4,65, 3,72, 1,98

и 0,68. Таким образом, физически приемлемые

значения (<1) получаются лишь для потенци-

ала Zircon 3.

Кроме того, как известно из экспериментов

по РФФА и ЯМР, количество дефектов, фор-

мирующихся в структуре циркона, составляет

4000 атомов на один α-распад [7, 11]. Боль-

шинство из этих дефектов формируются в

структуре вследствие движения атома тория с

начальной энергией 70 кэВ. Поэтому резуль-

таты МД моделирования согласуются с экспе-

риментальными данными лишь в случае ис-

пользования потенциала Zircon 3.

Для дальнейшего исследования кинетики

накопления и отжига дефектов был проведен

ряд моделирований с использованием потен-

циала Zircon 3.

Известно, что радиационное повреждение,

возникающее в минералах, приводит к одно-

временному накоплению точечных дефектов

и аморфных областей, в которых отсутствует

дальний порядок. Аморфные области при этом

как правило перекрываются между собой. Пред-

полагается, что процессы локальной аморфи-

зации происходят вследствие спонтанного раз-

рушения локальной структуры кристалла и

дальнего порядка. Это происходит в резуль-

тате высокой локальной концентрации дефек-

Таблица 3. Сравнение значений энергии френкелевских пар, рассчитанных согласно методу Мотта-Литтлтона, для четырех наборов параметров межатомных потенциалов со значениями энергии, полученными из первых принциповTable 3. Comparison of energies of Frenkel pairs calculated with Mott-Littleton method for four sets of parameters of interatomic potentials with ab initio calculated energies

Атомы

EFP (метод МЛ), эВEFP, theor

(ab initio), эВZircon 1 Zircon 1-TBP Zircon 2 Zircon 3

Zr 16,50 17,46 31,34 21,04 24,0

Si 10,98 11,56 6,46 19,05 22,9

O 9,73 9,32 10,63 10,42 7,3



Рис. 3. Зависимость количества френкелевских пар от

количества перекрывающихся каскадов смещений

Fig. 3Fig. 3. . The number of Frenkel pairs versus the number of

close overlapping cascades

тов, когда свободная энергия области с вы со-

кой дефектностью станет равной свободной

энергии аморфного состояния [15]. Высокая

локальная концентрация дефектов, необходи-

мая для аморфизации, может быть достигну-

та как в каскаде смещений, возникающих при

дви жении ядра отдачи, так и при перек рыва-

нии нескольких каскадов смещений, при ко-

тором локальная концентрация дефектов воз-

растает.

В соответствии с моделью "прямой аморфи-

зации" любое ядро отдачи приводит к возник-

новению аморфной области [19]. Уменьшение

доли кристаллической фазы при каждом α-рас-

паде можно описать уравнением

fa = 1 – exp (–Ba D), (5)

где fa — массовая доля аморфной фазы, Ba —

масса образца, переходящего в аморфное со-

стояние при одном α-распаде, D — доза облу-

чения (расп/г).

Также была разработана модель "одинарно-

го перекрывания" (перекрывание двух каска-

дов смещенных атомов)

fa = 1 – [(1 + Ba D) exp (–Ba D)] (6)

и модель "двойного перекрывания" (перек ры-

ва ние трех каскадов смещенных атомов)

fa = 1 – [(1 + Ba D + B 2a D 2) exp (–Ba D)]. (7)

Зависимость степени аморфизации в цир-

коне от дозы авторадиации для разных моде-

лей приведена на рис. 2.

Для подтверждения той или иной модели с

помощью метода МД было изучено перек ры-

вание каскадов смещенных атомов. С этой це-

лью в выбранном фрагменте структуры было

проведено МД моделирование трех пос ледо-

вательных каскадов смещений. При модели-

ровании этих каскадов начальные скорос ти

выбитых атомов направлены в сторону цент-

ра фрагмента структуры. Расстояния между

какадами смещенных атомов составляло 5—

10 Å.

Результаты показали (рис. 3), что количе-

ство дефектов, которые образуются в структу-

ре циркона, увеличивается практически ли-

Рис. 1. Общее количество френкелевских пар для по-

тенциалов Zircon 1 (кривая 1 ), Zircon 1-TBP (кривая 2 ),

Zircon 2 (кривая 3 ), Zircon 3 (кривая 4 ) в зависимости

от времени

Fig. 1Fig. 1. . Total number of Frenkel pairs versus time for Zir-

con 1 (1 ), Zircon 1-TBP (2 ), Zircon 2 (3 ), and Zircon 3 (4 )

potentials

Рис. 2. Зависимость степени аморфизации в цирконе

от дозы авторадиации [20]

Fig. 2Fig. 2. . Amorphization degree of zircon versus self-radiation

dose [20]



нейно с накоплением количества КСА. Можно

отметить тот факт, что количество ФП атомов

Zr и O (с учетом их содержания в цирконе)

меньше, чем в случае атомов Si. По-ви димому,

это связано с высокой ковалентностью связи

Si–O. Также можно отметить, что ко личество

дефектов, формирующихся после про хож де-

ния первого КСА, несколько меньше, чем для

последующих КСА. Это связано с тем, что пе-

ред возникновением первого КСА струк тура

циркона еще не повреждена и поэтому восста-

новление ее более эффективно.

В целом, полученные результаты указывают

на то, что в цирконе каждое ядро отдачи при-

водит к возникновению аморфной области.

Таким образом, наиболее корректная модель

для описания повреждения структуры цирко-

на — модель "прямой аморфизации".

Выводы. Механизмы радиационного разру-

шения циркона были исследованы с помощью

компьютерного моделирования методом моле-

кулярной динамики (метод МД моделирования).

Рассмотрено формирование поврежденной

области в цирконе. Движение атома тория с

энергией 20 кэВ приводит к его соударению с

другими атомами системы. Эти атомы смеща-

ются из положений равновесия, начинают дви-

жение и, в свою очередь, смещают другие ато-

мы. Таким образом, энергия атома отдачи за-

трачивается на создание КСА, что приводит к

формированию поврежденной области в струк-

туре циркона.

Установлено, что результаты МД моделиро-

вания согласуются с экспериментальными дан-

ными лишь в случае использования потенциала

Zircon 3, который включает часть параметров,

выведенных из квантово-химических вычис ле-

ний взаимодействий Si–O в тетра эд рах SiO4.

Метод МД с использованием потенциала

Zircon 3 дал возможность изучить перекры ва-

ние каскадов смещенных атомов. Результаты

показали, что количество дефектов, образую-

щихся в структуре циркона, увеличивается прак-

тически линейно с накоплением количества

КСА. Количество формирующихся ФП ато-

мов Zr и O с учетом их содержания в цирконе

меньше, чем в случае атомов Si. В целом, по-

лученные результаты указывают на то, что в

цирконе каждое ядро отдачи приводит к воз-

никновению аморфной области. Таким обра-

зом, наиболее корректная модель для описа-

ния повреждения структуры циркона — мо-

дель "прямой аморфизации".

Результаты данного исследования могут быть

исполь зованы при решении как фунда мен-

таль ных, так и прикладных проблем, связан-

ных с изоляцией и захоронением ВАО. В част-

ности, эти результаты могут быть исполь зо-

ваны для оценки радиационной устойчивости

матриц, предложенных для утилизации ВАО.

С помощью проведенного компьютерного мо-

делирования можно проанализировать и спро-

г нозировать поведение матриц при радиаци-

онных воздействиях. Полученные результаты

способствуют экономии временных и финан-

совых ресурсов и в конечном счете — выбору

оптимальных матриц для изоляции радио ак-

тивных отходов.

Работа выполнена в рамках проекта научно-

исследовательских работ молодых ученых НАН

Украины (научная работа "Исследование ради-

ационно-стимулируемых процессов в цирконе в

связи с решением проблем геохронологии и поис-

ком редкоземельных элементов").

ЛИТЕРАТУРА

1. Замятин Д.А., Щапова Ю.В., Еремин Н.Н., Уру-

сов В.С. Структура и термодинамические свойства

твердых растворов циркон-коффинит по данным

полуэмпирического атомистического моделирова-

ния // Тр. ИГГ УрО РАН. — 2009. — 156. —

С. 303—311.

2. Ahrens T.J. Mineral physics and crystallography: a hand-

book of physical constants. — Washington : AGU Ref.,

1995. — Shelf. 2. — 354 p.

3. Allen M.P., Tildesley D.J. Computer Simulation of

Liquids. — Oxford : Clarendon Press, 1989. — 385 p.

4. Crocombette J.-P. Theoretical study of point defects in

crystalline zircon // Phys. Chem. Miner. — 1999. —

27, No 2. — P. 138—143.

5. Devanathan R., Corrales L.R., Weber W.J. et al. Mole-

cular dynamics simulation of disordered zircon // Phys.

Rev. B. — 2004. — 69. — P. 064115-1—064115-9.

6. Ewing R.C., Weber W.J., Clinard F.W. Radiation effects

in nuclear waste forms for high-level radioactive waste //

Progr. Nucl. Energy. — 1995. — 29, No 2. — P. 63—

127.

7. Farnan I., Salje E.K.H. The degree and nature of ra-

diation damage in zircon observed by 29Si nuclear mag-

netic resonance // J. Appl. Phys. — 2001. — 89, No 4. —

P. 2084—2090.

8. Gale J.D., Rohl A.L. The General Utility Lattice Prog-

ram (GULP) // Mol. Simul. — 2003. — 29, No 5. —

P. 291—341.

9. Mott N.F., Littleton M.J. Conduction in polar crystals.

I. Electrolytic conduction in solid salts // Trans. Fara-

day Soc. — 1938. — 34. — P. 485—495.

10. Özkan H., Cartz L., Jamieson J.C. Elastic constants of

nonmetamict zirconium silicate // J. Appl. Phys. —

1974. — 45. — P. 556—562.

ISSN 0204-3548. Mineral. Journ. (Ukraine). 2014. 36, No 110


11. Rios S., Salje E.K.H., Zhang M., Ewing R.C. Amor phi-

zation in zircon: evidence for direct impact damage //

J. Phys. Condens. Matter. — 2000. — 12, No 11. —

P. 2401—2412.

12. Robinson K., Gibbs G.V., Ribbe P.H. The structure of

zircon: a comparison with garnet // Amer. Miner. —

1971. — 56, No 5/6. — P. 782—790.

13. Shpak А.P., Grechanovsky A.Е., Lytovchenko А.S. et al.

Influence of temperature and uranium on the radiation

stability of zircon // J. Nucl. Mater. — 2005. — 347. —

P. 73—76.

14. Smith R. Atomic and ion collisions in solids and in at

surfaces: theory, simulations and applications. — Cam-

bridge : Cambr. Univ. Press, 1997. — 320 p.

15. Swanson M.L., Parsons J.R., Hoelke C.W. Damaged

regions in neutron-irradiated and ion-bombarded Ge

and Si // Rad. Eff. — 1971. — 9, No 3. — P. 249—56.

16. Todorov I.T., Smith W. DL_POLY_3: the CCP5 natio-

nal UK code for molecular-dynamics simulations //

Phil. Trans. Roy. Soc. A. — 2004. — 362. — P. 1835—

1852.

17. Trachenko K., Dove M.T., Geisler T. et al. Radiation

da mage effects and percolation theory // J. Phys. Con-

dens. Matter. — 2004. — 16, No 27. — P. 2623—2627.

18. Urusov V.S., Grechanovsky A.E., Eremin N.N. Mecha-

nisms of radiation damage of zircons deduced from

computer simulation // Geology of Ore Deposits. —

2012. — 54, No 5. — P. 398—409.

19. Webb R.P., Carter G. The Effects of Annealing Upon

the Accumulation of Amorphousness in a Composite

Model of Disorder Production // Rad. Eff. — 1981. —

59, No 1/2. — P. 69—76.

20. Weber W.J. Radiation-induced defects and amorphi za-

tion in zircon // J. Mater. Res. — 1990. — 5, No 11. —

P. 2687—2697.

21. Yu J., Devanathan R., Weber W.J. Molecular dynamics

simulation of defect production in collision cascades

in zircon // J. Mater. Chem. — 2009. — 19, No 23. —

P. 3923—3930.

Поступила 02.12.2013

REFERENCES

Zamyatin, D.A., Shhapova, Yu.V., Eryomin, N.N. and 1.

Urusov, V.S. (2009), "Struktura i termodinamicheskie

svojs tva tverdyx rastvorov cirkon-koffinit po dannym

po lue'mpiricheskogo atomisticheskogo modelirovaniya",

Tru dy Instituta geologii i geoximii UrO RAN, Vol. 156,

pp. 303-311.

Ahrens, T.J. (1995), 2. Mineral physics and crystallography:

a handbook of physical constants, Shelf. 2, AGU Re fe-

rence, Washington.

Allen, M.P. and Tildesley, D.J. (1989),3. Computer Simu-

lation of Liquids, Clarendon Press, Oxford.

Crocombette, J.-P. (1999), "Theoretical study of point 4.

defects in crystalline zircon", Physics and Chemistry of

Minerals, Vol. 27 No. 2, pp. 138-143.

Devanathan, R., Corrales, L.R., Weber, W.J., Chartier, A. 5.

and Meis, C. (2004), "Molecular dynamics simula tion

of disordered zircon", Physical Review B, Vol. 69,

pp. 064115-1-064115-9.

Ewing, R.C., Weber, W.J. and Clinard, F.W. (1995), 6.

"Radiation effects in nuclear waste forms for high-level

radioactive waste", Progress in Nuclear Energy, Vol. 29

No. 2, pp. 63-127.

Farnan, I. and Salje, E.K.H. (2001), "The degree and 7.

nature of radiation damage in zircon observed by 29Si

nuclear magnetic resonance", Journal of Applied Phy-

sics, Vol. 89 No. 4, pp. 2084-2090.

Gale, J.D. and Rohl, A.L. (2003), "The General Uti-8.

lity Lattice Program (GULP)", Molecular Simulation,

Vol. 29 No. 5, pp. 291-341.

Mott, N.F. and Littleton, M.J. (1938), "Conduction in 9.

po lar crystals. I. Electrolytic conduction in solid salts",

Transactions of the Faraday Society, Vol. 34, pp. 485-495.

Ö10. zkan, H., Cartz, L. and Jamieson, J.C. (1974), "Elas-

tic constants of nonmetamict zirconium silicate", Jour-

nal of Applied Physics, Vol. 45, pp. 556-562.

Rios, S., Salje, E.K.H., Zhang, M. and Ewing, R.C. 11.

(2000), "Amorphization in zircon: evidence for direct

impact damage", Journal of Physics: Condensed Matter,

Vol. 12 No. 11, pp. 2401-2412.

Robinson, K., Gibbs, G.V. and Ribbe, P.H. (1971), 12.

"The structure of zircon: a comparison with garnet",

American Mineralogist, Vol. 56 No. 5-6, pp. 782-790.

Shpak, А.P., Grechanovsky, A.Е., Lytovchenko, А.S., 13.

Legkova, G.V. and Sayenko, S.Yu. (2005), "Influence

of temperature and uranium on the radiation stability

of zircon", Journal of Nuclear Materials, Vol. 347, pp.

73-76.

Smith, R. (1997),14. Atomic and ion collisions in solids and

in at surfaces: theory, simulations and applications, Cam-

bridge University Press, Cambridge.

Swanson, M.L., Parsons, J.R. and Hoelke, C.W. (1971), 15.

"Damaged regions in neutron-irradiated and ion-bom-

barded Ge and Si", Radiation Effects and Defects in

Solids, Vol. 9 No. 3, pp. 249-256.

Todorov, I.T. and Smith, W. (2004), "DL_POLY_3: the 16.

CCP5 national UK code for molecular-dynamics si-

mu lations", Philosophical Transactions of the Royal So-

ciety A, Vol. 362, pp. 1835-1852.

Trachenko, K., Dove, M.T., Geisler, T.,17. Todorov, I.

and Smith, B. (2004), "Radiation damage effects and

percolation theory", Journal of Physics: Condensed

Matter, Vol. 16 No. 27, pp. 2623-2627.

Urusov, V.S., Grechanovsky, A.E. and Eremin, N.N. 18.

(2012), "Mechanisms of radiation damage of zircons

deduced from computer simulation", Geology of Ore

Deposits, Vol. 54 No. 5, pp. 398-409.

Webb, R.P. and Carter, G. (1981), "The Effects of An-19.

nea ling Upon the Accumulation of Amorphousness in

a Composite Model of Disorder Production", Radia-

tion Effects and Defects in Solids, Vol. 59 No. 1-2,

pp. 69-76.

Weber, W.J. (1990), "Radiation-induced defects and 20.

amorphization in zircon", Journal of Materials Rese-

arch, Vol. 5 No. 11, pp. 2687-2697.

Yu, J., Devanathan, R. and Weber, W.J. (2009), "Mo-21.

lecular dynamics simulation of defect production in

collision cascades in zircon", Journal of Materials Che-

mistry, Vol. 19 No 23, pp. 3923-3930.

Received 02.12.2013



О.Є. Гречанівський 1, О.Б. Брик 1, В.С. Урусов 2,

М.М. Єрьомін 2, В.В. Радчук 3, Б.Г. Шабалін 4

1 Інститут геохімії, мінералогії та рудоутворення

ім. М.П. Семененка НАН України

03680, Київ-142, Україна, пр. Акад. Палладіна, 34

E-mail: [email protected] Федер. держ. бюджет. освіт. установа вищої

проф. освіти "Московський державний

університет ім. М.В. Ломоносова"

119992, ГСП-1, Москва, Росія, Ленінські гори, 13 Інститут телекомунікацій глобального

інформаційного простору НАН України

03186, Київ-186, Україна. Чоколовський б-р, 13 4 Державна установа "Інститут геохімії навколишнього

середовища НАН України"

03680, Київ-142, Україна, пр. Акад. Палладіна, 34a

РАДІАЦІЙНА СТІЙКІСТЬ ЦИРКОНУ

ЗА ДАНИМИ КОМП’ЮТЕРНОГО

МОДЕЛЮВАННЯ

Радіаційна стійкість циркону ZrSiO4 досліджена за до-

помогою методів комп’ютерного моделювання для

чотирьох різних напівемпіричних потенціалів міжа-

томної взаємодії Zr–O, Si–O та O–O. Методом моле-

кулярної динаміки вивчено формування в цирконі

пошкодженої області після проходження атома торію

з енергією 20 кеВ. Проаналізований розподіл міжвуз-

лових атомів кисню в цирконі. Введений параметр,

що характеризує частину енергії атома торію, яка ви-

трачається на утворення френкелівських пар (ФП) —

вибитих з регулярних позицій у міжвузловини атомів

Zr, Si, O та їхніх вакансій. Встановлено, що найменшу

зміщуваність атомів, найменшу кількість ФП і най-

кращу узгодженість з експериментом забезпечує потен-

ціал, параметри якого виведені з перших принципів.

Також за допомогою методу молекулярної динаміки

було вивчено перекривання трьох каскадів зміщень,

які формуються після проходження в центральній об-

ласті фрагмента структури трьох атомів торію. Вияви-

лось, що кількість ФП збільшується практично ліній-

но з накопиченням таких каскадів. Одержані резуль-

тати вказують на те, що найбільш коректна модель

для опису пошкодження структури циркону — модель

"прямої аморфізації".

Ключові слова: радіаційна мінералогія, радіаційна стій-

кість мінералів, метод молекулярної динаміки, ком-

п’ютерне моделювання структури, дефекти Френкеля,

циркон.

A.E. Grechanovsky 1, A.B. Brik 1, V.S. Urusov 2,

N.N. Eremin 2, V.V. Radchuk 3, B.G. Shabalin 4

1 M.P. Semenenko Institute of Geochemistry,

Mineralogy and Ore Formation of NAS of Ukraine

34, Acad. Palladina Pr., 03680, Kyiv-142, Ukraine2 Lomonosov Moscow State University

Leninskie Gory, GSP-1, 119992, Moscow, Russia

E-mail: [email protected] Institute of Telecommunications and Global

Information Space of the NAS of Ukraine

13, Chokolovsky blvd., 03186, Kyiv-186, Ukraine4 State institution "Institute of Environmental

Geochemistry of the NAS of Ukraine"

34a, Acad. Palladina Pr., 03680, Kyiv-142, Ukraine

RADIATION RESISTANCE OF ZIRCON

BY COMPUTER SIMULATION DATA

Vitrification of nuclear wastes into glass is the most wide-

spread method of their treatment. However, the service life

of such matrices is no longer than 30—40 years. An al-

ternative to vitrification of nuclear wastes is utilization of

high-level radioactive waste in ceramic matrices. Zircon

ZrSiO4 is considered to be one of the most promising mat-

rices. The objective of this work was to study radiation da-

mage in zircon due to α-decays using computer simulation

methods. The molecular dynamics method (MD) consists

in calculating the paths of motion of all atoms in the

system based on Newton’s second law. In addition to the

Coulomb interaction of all electrostatic charges, the inte-

ratomic potentials take into account short-range interac-

tion between atoms. Four interatomic potentials available

in the literature have been critically considered before MD

simulation. The radiation resistance of zircon was studied

for these potentials using computer simulation methods.

The formation of atomic displacement cascade after the

passage of the initially knocked-out Th atom with energy

of 20 keV was investigated using the MD method. It has

been established that the lower the mobility of atoms, the

lower the number of FP, and the most reasonable con-

sistency with experimental data is provided by potential

with parameters derived from quantum-chemical calcu la-

tions. Close overlap of three atomic displacement cascades

was also studied using the MD simulation method. Results

show that the number of Frenkel pairs increases nearly

linearly with number of such cascades. These results also

indicate that most correct model of zircon amorphization

is the direct impact model of amorphization.

Keywords: radiation mineralogy, radiation resistance of mi-

ne rals, molecular dynamics method, computer simulation

of structure, Frenkel defects, zircon.


УДК 549+552.331.2

О.В. Дубина 1, С.Г. Кривдік 1, О.В. Митрохин 2, В.Б. Соболєв 3, О.А. Вишневський 1, О.Є. Гречановська 1

1 Інститут геохімії, мінералогії та рудоутворення ім. М.П. Семененка НАН України 03680, м. Київ-142, Україна, пр. Акад. Палладіна, 34 E-mail: [email protected] Київський національний університет імені Тараса Шевченка 03022, м. Київ-142, Україна, вул. Васильківська, 903 Технічний центр НАН України 04070, м. Київ-70, Україна, вул. Покровська, 13

РІДКІСНОМЕТАЛЕВА МІНЕРАЛІЗАЦІЯ І ГЕНЕЗИС ЖИЛЬНИХ ЛУЖНИХ СІЄНІТІВ ПЕНИЗЕВИЦЬКОГО РУДОПРОЯВУ (КОРОСТЕНСЬКИЙ АНОРТОЗИТ-РАПАКІВІГРАНІТНИЙ ПЛУТОН)

Лейкократові лужні сієніти виявлено як малопотужні жили (10—15 см) серед ільменітових норитів у Пени зе-

вицькому рудопрояві (Коростенський плутон). Сієніти ділянками повністю альбітизовані. Фемічні мінерали сіє-

нітів та альбітитів представлені Mg-Fe амфіболами серії Na-актиноліт — Fe-Mg рибекіт та біотитом, зрідка (в

протолочках) трапляються діопсид, андрадит. У сієнітах та альбітитах виявлено низку рідкісноземельних та ітрі-

євих мінералів. Серед них різною мірою проаналізовано ксенотим, монацит, бастнезит, аланіт, кайнозит-(Y), мі-

нерали U i Th, а також виявлено неідентифіковані Y-Ti мінеральні фази. Фіксуються також мінерали серії цир-

кон — торит. Кайнозит-(Y) має близькі за інтенсивністю для цього мінералу головні лінії рентгенограми, проте

відрізняється підвищеним вмістом заліза (7,46 % FeOзаг). Інші акцесорні мінерали сієнітів — циркон, сфен, апа-

тит, ільменіт. Y-Ce мінерали дуже дрібні, очевидно, утворились переважно на пізньо- або постмагматичному

етапі формування сієнітів та альбітитів.

Ключові слова: лужні сієніти, рибекіти, кайнозит-(Y), ксенотим, монацит, бастнезит, аланіт, Коростенський плутон.


© О.В. ДУБИНА, С.Г. КРИВДІК, О.В. МИТРОХИН,

В.Б. СОБОЛЄВ, О.А. ВИШНЕВСЬКИЙ,

О.Є. ГРЕЧАНОВСЬКА, 2014

Вступ. Сієніти і кварцові сієніти є досить по-

ширеними в Коростенському і Корсунь-Но-

во миргородському анортозит-рапаківігра ніт-

них плутонах, а в Південно-Кальчицькому

ма сиві, який вважається аналогом таких плу-

тонів, кварцові сієніти займають більшу по-

ловину його площі. Через це раніше одним з

авторів цієї статті [7] було висунуто положен-

ня про наявність сієнітового тренда розвитку

названих анортозит-рапаківігранітних плуто-

нів. Огляд літератури щодо анортозит-рапа кі-

вігранітних плутонів інших регіонів світу по-

казує, що в межах Українського щита (УЩ)

вони є найбагатшими на сієнітові дифе рен-

ціати. Як відмічено вище, у складі Південно-

Кальчицького масиву сієніти відіграють про-

відну роль. Окрім монцонітів та монцосієнітів

реакційного характеру, які виникають у при-

контактовій зоні між габро-анортозитовими ма-

сивами і гранітами групи рапаківі (існують різ-

ні погляди на послідовність формування цих

порід та механізм утворення таких реакційних

монцонітів та монцосієнітів), власне сієніти ут-

ворюють окремі жильні тіла або невеликі ма-

сиви як у межах плутонів (частіше серед грані-

тів рапаківі, іноді серед кварцових монцоні-

тів), так і в навколишніх породах. Прик ладом

таких відокремлених від плутонів сієнітів мо-

жуть бути Великовисківський, Яс тру бецький

та Давидківський масиви [7]. Проте за мінера-

логією досліджувані сієніти Пенизевицького

прояву значно відрізняються від однойменних

порід названих масивів. За геохімічними та

деякими мінералогічними особливостями (на-

явність значної кількості REE та Y мінералів)


РІДКІСНОМЕТАЛЕВА МІНЕРАЛІЗАЦІЯ І ГЕНЕЗИС ЖИЛЬНИХ ЛУЖНИХ СІЄНІТІВ ПЕНИЗЕВИЦЬКОГО РУДОПРОЯВУ

досліджувані сієніти не мають аналогів серед

подібних порід УЩ. Частково вони подібні до

егіринових (з лужним амфіболом) сієнітів Ко-

ростенського (с. Гута Потіївка) та Корсунь-

Новомиргородського плутонів.

Методи дослідження. Сієніти досліджено за

допомогою звичайних петрографічних методів

у шліфах, а їхній мінеральний склад — у розді-

лених за фізичними властивостями (густина,

магнітність) протолочних пробах. Акцесорні мі-

нерали зазвичай дрібні (частки міліметра) й

утворюють зростання та додатково були по-

дрібнені під час підготовки проб, що сильно

перешкоджало їхній діагностиці та визначен-

ню хімічного складу. Тому акцесорні (і поро-

доутворювальні) мінерали досліджено за до-

помогою сканувального електронного мікро-

скопа JSM-6700F з ЕДС JED-2300 (JEOL) в

Ін ституті геохімії, мінералогії та рудоутворен-

ня ім. М.П. Семененка (ІГМР) НАН України

(О.А. Вишневський) та мікроаналізатора JXA

8200 (JEOL) у Технічному центрі НАН України

(В.Б. Соболєв), а діагностику такого складно-

го акцесорного мінералу, як кайнозит-(Y)

(пер ша знахідка в Україні), було підтверджено

також результатами рентгенофазового аналізу,

виконаного на дифрактометрі ДРОН-2 (мідне

випромінювання з CuKα = 1,54178, ІГМР НАН

України, виконавець О.Є. Гречановська). Ог-

ля дові рентгенограми отримані в інтервалі 4—

60° 2θ зі швидкістю сканування 1 град/хв та

0,5 град/хв. Результати діагностики (табл. 1)

порівняно з еталонними зразками банку да-

них PCPDFWIN (PDF-2) американської карто-

теки. Оскільки досліджувалося дуже мала кіль-

кість матеріалу, то інтенсивність (розраховано

приблизно) ліній дещо спотворена і не наво-

диться. Підвищена інтенсивність ліній на рент-

генограмі з міжплощинними відстанями (dhkl):

2,69 (29), 2,53 (32), 2,20(22), 1,788 (23), 1,703

(33) Å дозволяє припускати підвищений вміст

оксиду заліза. Проба містить також альбіт (лі-

нії на рентгенограмі dhkl: 4,22 і 3,19 Å).

Коротка характеристика сієнітів та альбіти-тів. До теперішнього часу виділено два голов-

них типи сієнітів: 1) двопольовошпатові або

лужно-польовошпатові (гіперсольвусні) з ук рай

залізистими фемічними мінералами (фаяліт,

ге денбергіт, егірин-геденбергіт, ганстингсит,

аніт); 2) лужнопольовошпатові (або аль біт-мік-

роклінові) егіринові (егірин-геденбер гі то ві) з

підпорядкованим лужним амфіболом. Крайні-

ми диференціатами одного з сієнітових маси-

вів першого типу (Яструбецький) є егі рин-

рибекітові сієніти. Сієніти першого ти пу ма-

ють чітко виражену рідкіснозе мельно-цир ко-

нієву металогенічну спеціалізацію і з ними

просторово і генетично пов’язано два родови-

ща багатих руд Zr i REE — Азовське та Ястру-

бецьке [1]. Серед REE, головні мінерали яких

представлені бритолітом та аланітом (ортитом)

(і продуктами їх заміщення), рідше чевкінітом

(Великовисківський масив, Азовське родови-

ще) переважає церієва підгрупа, хоча частка

елементів ітрієвої групи становить 6— 10 % за

значної ролі ітрію [1].

Таблиця 1. Результати рентгенофазового аналізу кайнозиту-(Y)

Table 1. Resalts of X-ray phase analysis of kainosite-(Y)

PS-1

Карт. № 79-1831

Kainosite-(Y)

Ca2Ln2[Si4O12](CO3)H2O

Iвідн d, Å Iвідн d, Å

7,15 23 7,15

100 6,46 100 6,46

— 5,51 15 5,51

26 3,06 51 3,45

26 3,04 62 3,27

33 2,93 61 3,17

30 2,89 26 3,13

51 2,75 14 3,06

29 * 2,69 14 3,04

34 2,55 14 2,93

32 * 2,53 24 2,89

22 * 2,21 61 2,75

43 2,17 6 2,69

39 2,11 28 2,55

16 1,955 13 2,53

34 1,925 6 2,21

23 * 1,788 35 2,17

34 1,727 26 2,11

33 * 1,703 12 1,955

10 1,622 27 1,925

36 * 1,604 9 1,788

27 1,727

11 1,703

4 1,622

11 1,604

П р и м і т к а. * Оксид заліза (Fe2O3). Відповідальний

виконавець лабораторії кристалохімії та структурно-

го аналізу ІГМР ім. М.П. Семененка НАН України

О.Є. Гречановська.

N o t e. * Ferrum oxide (Fe2O3). Analyses were carried out

by О.Ye. Grechanоvska, an executor of the Laboratory of

crystal chemistry and structural analysis of M.P. Semenen-

ko IGMOF, NAS of Uk raine.


О.В. ДУБИНА, С.Г. КРИВДІК, О.В. МИТРОХИН та ін.

Егіринові сієніти, які утворюють окремі жи-

ли або невеликі масиви нез’ясованого заля-

гання (наприклад, в районі с. Гута Потіївка в

Коростенському плутоні), локально теж зба-

гачені Zr, REE i Y (співвідношення La/Y ~ 1,0),

проте високих значень концентрації цих еле-

ментів не зафіксовано. Генезис сієнітів, пов’я-

заних з анортозит-рапаківігранітним плутоном,

трактується неоднозначно. В.С. Соболєв [13]

та автори цієї статті [7] вважали їх типовими

магматичними породами, проте значна кіль-

кість дослідників відносить їх до метасоматич-

них утворень [2, 3, 8].

Досліджувані сієніти з рідкісноземельною

мі нералізацією залягають у вигляді жил серед

багатих на ільменіт рудних норитів, охаракте-

ризованих у роботах [10, 11]. Виявлено мало-

потужні (10—15 см) жили лейкосієнітів серед

багатих ільменітом (рудних) норитів у Пени-

зевицькому кар’єрі № 6—2, розташованому на

околиці с. Гранітне Малинського району Жи-

томирської області. З самого початку ці поро-

ди було описано як альбітити [10], оскільки

подекуди зазнали майже повної альбітизації.

Потужність сієнітових жил незначна (не біль-

ше 10—20 см). Завдяки світло-сірому або ро-

жевому забарвленню вони чітко виділяються

на темному (чорному) тлі ільменітових нори-

тів (рис. 1). Слід зазначити, що крім сієнітових

жил в ільменітових норитах також присутні жи-

ли рапаківіподібних гранітів, вкорінення яких,

за геологічними даними, передувало форму-

ванню сієнітів. Більші за площею виходи ра-

паківіподібних гранітів розкриті кар’єром схід-

ніше від тіла ільменітових норитів. Можливо,

серед них також присутні жильні тіла сієнітів,

проте через подібне рожеве забарвлення сієні-

тів і гранітів їх важче візуально відрізнити.

Жили сієнітів мають круте падіння і різкі

контакти з норитами та масивну "зливну" тек-

стуру. На контактах у сієніті збільшується

кіль кість амфіболу (до 5 %), а в нориті ортопі-

роксен заміщується вторинним синюватим

амфіболом. У шліфах проявляється їхня се-

редньо- та дрібнозерниста (0,5—1,5 мм) неод-

норідна структура з мінливою кількістю альбі-

ту (20—80 %, частіше він переважає) та оп-

тично гомогенного пертитового калішпату (до

80—90 % ортоклазу), з незначною домішкою

(загалом не більше 1 %) синюватого амфіболу,

біотиту і непрозорих рудних та акцесорних мі-

нералів. Калішпат і альбіт утворюють частіше

алотріоморфнозернистий агрегат та взаємопро-

ростання. Розраховується нормативний кварц

(2,5—3,5 %), проте він дуже дрібний і його

важко відрізнити від нездвійникованого альбіту.

У шліфах та протолочках відзначаються

циркон, апатит, а також дрібний заокругленої

форми ізоморфний метаміктний (?) брудно-

зеленуватий мінерал, титаніт, непрозорі та руд-

ні мінерали.

У другій електромагнітній фракції в незнач-

ній кількості спостерігається червонуватий ти пу

подрібненої цегли мінерал, який попередньо

вважали бастнезитом або паризитом, а також

дрібний монацит, інколи світло-зелений егі-

риноподібний мінерал. Як показали мікрозон-

дові дослідження, він виявився натрійвмісним

діопсидом.

Спектральним та рентгенофлуоресцентним

аналізами у сієнітах та апосієнітових альбіти-

тах було виявлено підвищений вміст, г/т: Y —

1000, La — 300, Ce — 600, Yb — 100, які, оче-

видно, входять до складу названих акцесорних

мінералів. Вміст інших елементів-домішок не-

значний або підвищений, г/т: Zr — 220—400;

Th — 85; U — 36—37; Nb — 5—40.

За хімічним складом менш альбітизований

сієніт виявився подібним до егіринових (з

луж ним амфіболом) сієнітів с. Гута Потіївка

Рис. 1. Жили сієнітів та апосієнітових альбітитів у

рудних норитах Пенизевицької інтрузії

Fig. 1Fig. 1. . Veins of syenite and aposyenite albitite in the ore

norites of Penyzevychy intrusion



(табл. 2). Зауважимо, що в с. Гута Потіївка ві-

домі найпотужніші для Коростенського плу-

тону відслонення егіринових сієнітів, вперше

описаних В.С. Соболєвим [13], які в подаль-

шому досліджував один з авторів статті [7].

Ці сієніти, як і досліджувані, мають під-

вищений вміст рідкісноземельних елементів

(386 г/т) та ітрію (66) (за даними ICP MS ).

Досліджувані сієніти значно відрізняються

від двох згаданих вище типів однойменних

порід, пов’язаних з анортозит-рапаківі граніт-

ними плутонами (фаяліт-геденбергітовими та

егіриновими сієнітами), хоча мають деяку по-

дібність до егіринових сієнітів с. Гута Потіївка.

Ці сієніти часто альбітизовані. Нагадаємо, що

у цьому районі раніше було описано [4] альбі-

тити з підвищеним вмістом Zr, REE, Nb, іноді

U, Th. В альбітитах присутні монацит, сфен,

малакон, торит (?). Можливо, що так звані

калішпатові альбітити (K2O — 2,26, Na2O —

7,61 %) належать до сієнітів, подібних до тих,

що описані в цій статті.

Фемічні мінерали сієнітів та альбітитів. Голов-

ним фемічним і сингенетичним мінералом сіє-

нітів та апосієнітових альбітитів є синюватий

(у шліфах) амфібол з порівняно низьким дво-

заломленням і мінливим кутом погасання. Сі-

єніти, як це видно з результатів хімічного ана-

лізу, є лейкократовими і поодинокі дрібні зер-

на амфіболу частіше розсіяні, а цей мінерал

іноді утворює скупчення з кількох зерен, у про-

толочках трапляються порівняно великі (до 1—

1,5 мм) його зерна. Амфібол проаналізовано

як безпосередньо в сієнітах (аншліф), так й із

протолочних проб (шашки на епоксидній

основі).

Таблиця 2. Хімічний склад сієніту і альбітизованого сієніту з Пенизевицького кар’єру

Table 2. Chemical composition of syenite and albitized syenite from the Penyzevychy quarry

Номер з/п 1 2 3

Номер зр. 2P-2s PA 84-15/2

SiO2 64,5 66,8 62,8

TiO2 0,12 0,12 0,57

Al2O3 17,7 16,9 14,2

Fe2O3 0,81 0,64 6,13

FeO 2,72 1,43 2,16

MnO 0,05 0,02 0,08

MgO 1,48 0,27 0,48

CaO 1,50 1,27 1,38

Na2O 7,69 10,5 8,54

K2O 2,70 0,15 2,46

P2O5 0,04 0,23 0,12

S 0,01 0,01 0,06

Н2О — 0,19 0,10

В. п. п. 0,47 1,08 0,44

Сума 99,80 99,70 99,60

Na2O + K2O 10,39 10,66 11,00

Na + K/Al 0,88 1,03 1,18

Fe/(Fe + Mg) 0,57 0,81 0,90

Нормативний склад (CIPW)

Q 2,54 3,52 4,13

Alb 65,54 87,52 59,9

An 5,76 — —

Or 16,07 0,90 14,7

Acm — 1,88 11,5

Di 0,61 1,00 2,61

Hed 0,61 3,20 2,31

En 3,43 0,22 —

Fs 3,91 0,80 —

Ap 0,09 0,54 0,28

Ilm 0,23 0,23 1,09

Mt 1,18 — 3,22

Pr 0,02 — 0,15

П р и м і т к а. 1 — жильний сієніт; 2 — апосієнітовий

альбітит; 3 — егіриновий сієніт с. Гута Потіївка (Ко-

ростенський плутон) [7]. Аналізи 1, 2 виконано в

ІГМР ім. М.П. Семененка НАН України, аналітик

О.П. Красюк.

N o t e. 1 — vein syenite; 2 — aposyenite albitite; 3 —

aegirine syenite from v. Guta Potiivka (Korosten pluton)

[7]. Analyses 1, 2 were made by О.P. Krasyuk at M.Р. Se-

menenko IGMOF, NAS of Ukraine.

Рис. 2. Амфіболи із сієніту та апосієнітового альбітиту

на діаграмі Са — (Na + K) (кількість катіонів у крис-

талохімічних формулах). Ac — актиноліт, Rib — ри бе-

кіт

Fig. 2Fig. 2. . Compositional evolution of amphiboles from syenite

and aposyenite albitite in terms of Ca against (Na + K)

(a. p. f. u). Ac — actinolite, Rib — riebeckite


Та

бли

ця

3.

Хім

ічни

й ск

лад

фем

ічни

х м

інер

алів

сіє

ніту

та

апос

ієні

тово

го а

льбі

титу

Ta

ble

3.

Che

mic

al c

ompo

siti

on o

f th

e fe

mic

min

eral

s fr

om s

yeni

te a

nd a

posy

enit

e al

biti

te

Но

мер

з/п

12

34

56

78

91

01

11

21

31

41

51

61

71

81

92

02

12

22

3

SiO

25

2,9

85

6,7

85

5,7

25

2,4

05

5,0

55

9,1

05

6,5

05

4,8

05

2,4

05

6,7

65

5,6

25

6,8

15

6,1

56

,07

53

,96

54

,05

54

,55

53

,72

54

,64

36

,13

50

,24

51

,44

52

,43

TiO

20

,21

—0

,08

0,1

40

,22

—0

,18

0,3

50

,24

0,1

30

,14

0,1

10

,13

0,0

5—

0,0

60

,23

0,1

10

,06

0,0

10

,11

0,0

20

,14

Al 2

O3

0,6

30

,30

0,5

72

,46

0,4

00

,32

0,5

81

,08

1,1

10

,69

1,1

50

,22

0,7

00

,98

0,2

11

,61

1,5

21

,57

1,7

55

,87

0,6

80

,69

2,4

6

Cr 2

O3

——

0,1

2—

—0

,07

0,0

80

,22

—0

,05

—0

,19

0,1

30

,13

0,1

10

,70

0,7

7—

0,4

2—

——

—

FeO

22

,57

28

,47

28

,74

28

,03

0,9

81

8,7

91

8,0

81

9,0

52

6,6

51

6,3

31

6,9

21

6,9

91

6,5

18

,21

21

,57

3,3

93

,60

10

,05

3,9

32

2,0

12

9,6

83

0,9

32

7,9

9

MgO

10

,48

5,2

25

,55

7,7

84

,45

11

,76

13

,16

11

,59

7,9

51

3,3

71

3,5

11

6,0

71

5,2

13

,98

9,8

31

6,3

51

6,8

31

2,2

71

6,3

80

,06

17

,03

16

,11

7,7

8

Mn

O0

,30

——

——

——

——

—0

,11

0,0

20

,06

——

0,1

00

,03

0,0

6—

—0

,53

0,0

6—

Ca

O3

,66

3,2

23

,74

7,5

62

,37

6,5

06

,30

9,8

78

,11

8,3

89

,79

8,1

18

,71

7,4

81

1,8

02

3,0

22

1,7

42

1,5

32

2,2

43

5,9

10

,43

0,5

17

,56

Na

2O

5,2

25

,90

5,3

81

,34

6,4

73

,12

4,4

42

,51

3,4

93

,61

2,2

71

,28

1,9

12

,31

2,1

60

,70

0,6

90

,62

0,5

8—

0,0

20

,17

1,3

4

K2O

0,6

40

,11

0,1

00

,30

0,0

60

,34

0,6

70

,52

0,0

60

,68

0,4

80

,19

0,5

30

,80

0,3

50

,02

0,0

50

,06

——

—0

,06

0,3

0

Сум

а9

7,0

21

00

,00

10

0,0

01

00

,00

10

0,0

01

00

,00

99

,99

99

,99

10

0,0

11

00

,00

99

,99

99

,99

99

,99

10

0,0

19

9,9

91

00

,00

10

0,0

19

9,9

91

00

,00

99

,99

98

,81

99

,99

10

0,0

0

Кіл

ькіс

ть

ка

тіо

нів

у к

ри

ста

лохім

ічн

ій ф

ор

мул

і (з

ур

ахув

ан

ня

м б

ала

нсу

за

ря

дів

)

Si

7,7

78

,32

8,1

57

,53

8,1

18

,28

7,9

77

,94

7,7

48

,08

7,9

17

,74

7,7

97

,80

8,0

61

,97

1,9

82

,01

1,9

91

,44

1,9

61

,99

2,0

7

Al

0,1

10

,05

0,1

00

,42

0,0

70

,05

0,1

00

,18

0,1

90

,12

0,1

90

,04

0,1

10

,16

0,0

40

,07

0,0

70

,07

0,0

80

,28

0,0

30

,03

0,1

1

Ti

0,0

2—

0,0

10

,02

0,0

2—

0,0

20

,04

0,0

30

,01

0,0

10

,01

0,0

10

,01

——

0,0

1—

——

——

—

Cr

——

0,0

1—

—0

,01

0,0

10

,03

—0

,01

—0

,02

0,0

10

,01

0,0

20

,02

0,0

2—

0,0

1—

——

—

Fe

2+

1,2

22

,89

2,6

71

,64

2,7

71

,69

1,4

72

,34

2,5

91

,94

1,7

40

,22

0,8

50

,90

3,3

40

,08

0,1

30

,37

0,1

50

,10

0,9

41

,01

1,0

6

Fe

3+

1,5

50

,60

0,8

51

,73

1,0

50

,52

0,6

7—

0,7

00

,01

0,2

71

,71

1,0

71

,22

—0

,02

——

0,8

30

,03

——

Mn

0,0

4—

——

——

——

——

0,0

1—

0,0

1—

——

——

——

——

—

Mg

2,2

91

,14

1,2

11

,67

0,9

82

,46

2,7

72

,50

1,7

52

,84

2,8

63

,26

3,1

52

,90

2,1

90

,89

0,9

10

,69

0,8

9—

0,9

90

,93

0,4

6

Ca

0,5

80

,51

0,5

91

,16

0,3

70

,98

0,9

51

,53

1,2

81

,28

1,4

91

,18

1,3

01

,12

1,8

90

,90

0,8

50

,86

0,8

71

,54

0,0

20

,02

0,3

2

Na

1,4

81

,68

1,5

30

,37

1,8

50

,85

1,2

10

,71

0,9

90

,88

0,6

30

,34

0,5

10

,62

0,6

30

,05

0,0

50

,05

0,0

4—

—0

,01

0,1

0

K0

,12

0,0

20

,02

0,0

60

,01

0,0

60

,12

0,1

00

,01

0,1

20

,09

0,0

30

,09

0,1

40

,07

——

——

——

—0

,02

П р

и м

і т

к а

. 1

—1

5 —

ам

фіб

ол

и с

ер

ії н

атр

ійв

міс

ни

й а

кти

но

літ

— M

g-F

e р

иб

ек

іт (

1 —

WD

S м

ікр

оа

на

ліз

, 2

—1

5 —

ED

S м

ікр

оа

на

ліз

и):

1 —

ка

ль

ціє

ви

й р

иб

ек

іт і

з с

ієн

іту

; 2

, 3

— т

ам

же;

4 —

на

тр

ієв

ий

ак

ти

но

літ

, та

м ж

е;

5 —

ри

бек

іти

із

пр

ото

ло

чк

и с

ієн

іту,

др

уга

ел

ек

тр

ом

агн

ітн

а ф

ра

кц

ія;

6,

7 —

пр

ом

іжн

ий

між

ак

ти

но

літ

ом

і р

иб

ек

іто

м,

цен

тр

ал

ьн

а і

кр

ай

ов

а

ча

сти

на

зер

на

(п

ро

то

ло

чк

а і

з с

ієн

іту,

пер

ша

ел

ек

тр

ом

агн

ітн

а ф

ра

кц

ія);

8—

11

— п

ро

між

ні,

ал

е м

ен

ш л

уж

ні

ам

фіб

ол

и,

та

м ж

е;

12

—1

5 —

на

тр

ієв

ий

ак

ти

но

літ

і п

ро

між

ні

між

ак

ти

но

-

літ

ом

і р

иб

ек

іто

м а

мф

ібо

ли

, п

ро

то

ло

чк

а і

з а

по

сіє

ніт

ов

ого

ал

ьб

іти

ту

(а

н.

12

—1

4)

та

сіє

ніт

у (

ан

. 1

5),

пер

ша

ел

ек

тр

ом

агн

ітн

а ф

ра

кц

ія;

16

—1

9 —

кл

іно

пір

ок

сен

и і

з ти

х ж

е п

ор

ід (

ED

S

ан

ал

ізи

): 1

6,

17

— д

іоп

си

ди

, п

ро

то

ло

чк

а і

з с

ієн

іту,

др

уга

ел

ек

тр

ом

агн

ітн

а ф

ра

кц

ія;

18

— с

ал

іт,

пер

ша

ел

ек

тр

ом

агн

ітн

а ф

ра

кц

ія і

з с

ієн

іту

; 1

9 —

діо

пс

ид

, п

ро

то

ло

чк

а і

з а

по

сіє

ніт

ов

ого

ал

ьб

іти

ту,

др

уга

ел

ек

тр

ом

агн

ітн

а ф

ра

кц

ія;

20

— а

нд

ра

ди

т, п

ро

то

ло

чк

а і

з с

ієн

іту,

др

уга

ел

ек

тр

ом

агн

ітн

а ф

ра

кц

ія;

21

, 2

2 —

ор

то

пір

ок

сен

и і

з п

ро

то

ло

чо

к с

ієн

іту

і а

ль

біт

иту,

WD

S (

21

)

і E

DS

(2

2)

ан

ал

ізи

; 2

3 —

кл

іно

пір

ок

сен

із

пр

ото

ло

чо

к с

ієн

іту

і а

ль

біт

иту

(E

DS

). А

на

ліз

и в

ик

он

ан

і н

а м

ікр

оа

на

ліз

ато

рі

JXA

82

00

JE

OL

в Т

ех

ніч

но

му

цен

тр

і Н

АН

Ук

ра

їни

(а

на

літ

ик

В.Б

. С

об

ол

ев

) та

ск

ан

ув

ал

ьн

ом

у е

лек

тр

он

но

му

мік

ро

ск

оп

і JE

D-6

70

0 з

ЕД

С J

ED

-23

00

JE

OL

в І

ГМ

Р і

м.

М.П

. С

ем

ен

ен

ка

НА

Н У

кр

аїн

и (

О.А

. В

иш

нев

сь

ки

й).

"—

" —

не в

ия

вл

ен

о.

N o

t e

. 1

—1

5 —

am

ph

ibo

les

Na

-ac

tin

oli

te–

Mg-F

e-r

ieb

ec

kit

e s

eri

e (

1 —

WD

S,

2—

15

— E

DS

an

aly

sis)

: 1

— C

a-r

ieb

ec

kit

e f

rom

syen

ite;

2,

3 —

ib

id;

4 —

Na

-ac

tin

oli

te,

ibid

; 5

— r

ieb

ec

kit

e f

rom

in c

rush

ed

an

d w

ash

ed

syen

ite,

sec

on

d e

lec

tro

ma

gn

eti

c f

rac

tio

n;

6,

7 —

in

term

ed

iate

betw

een

ac

tin

oli

te a

nd

rie

bec

kit

e,

co

re a

nd

rim

pa

rts

of

gra

in (

cru

shed

an

d w

ash

ed

syen

ite,

firs

t ele

ctr

om

ag-

neti

c f

rac

tio

n);

8—

11

— i

nte

rmed

iate

, b

ut

less

alk

ali

ne a

mp

hib

ole

s, i

bid

; 1

2—

15

— N

a-a

cti

no

lite

an

d i

nte

rmed

iate

betw

een

ac

tin

oli

te a

nd

rie

bec

kit

e a

mp

hib

ole

s, h

ea

vy

co

nc

en

tra

te o

f c

rush

ed

ap

osy

en

ite a

lbit

ite (

аn

. 1

2—

14

) a

nd

syen

ite (

аn

. 1

5),

fir

st e

lec

tro

ma

gn

eti

c f

rac

tio

n;

16

—1

9 —

cli

no

py

rox

en

es

fro

m t

ho

se r

oc

ks

(ED

S a

na

lysi

s):

16

, 1

7 —

dio

psi

de,

hea

vy

co

nc

en

tra

te o

f c

rush

ed

syen

ite,

sec

on

d e

lec

tro

ma

gn

eti

c f

rac

tio

n;

18

— s

ah

lite

, fi

rst

ele

ctr

om

agn

eti

c f

rac

tio

n f

rom

syen

ite;

19

— d

iop

sid

e,

hea

vy

co

nc

en

tra

te o

f c

rush

ed

ap

osy

en

ite a

lbit

ite,

sec

on

d e

lec

tro

ma

gn

eti

c f

rac

-

tio

n;

20

— a

nd

rad

ite,

hea

vy

co

nc

en

tra

te o

f c

rush

ed

syen

ite,

sec

on

d e

lec

tro

ma

gn

eti

c f

rac

tio

n;

21

, 2

2 —

ort

ho

py

rox

en

es

fro

m h

ea

vy

co

nc

en

tra

te o

f c

rush

ed

syen

ite a

nd

alb

itit

e,

WD

S (

21

) a

nd

ED

S (

22

) a

na

lyse

s; 2

3 —

cli

no

py

rox

en

e f

rom

hea

vy

co

nc

en

tra

te o

f sy

en

ite a

nd

alb

itit

e (

ED

S).

An

aly

ses

were

ca

rrie

d o

ut

on

JX

A 8

20

0 J

EO

L a

t th

e T

ec

hn

ica

l c

en

tre o

f N

AS

of

Uk

rain

e (

an

aly

zed

by

V.B

. S

ob

ole

v)

an

d s

ca

nn

ing e

lec

tro

n m

icro

sco

pe J

ED

-67

00

wit

h E

DS

JE

D-2

30

0 J

EO

L a

t M

.Р.

Sem

en

en

ko

IG

MO

F o

f N

AS

of

Uk

rain

e (

О.А

. V

ysh

nevsk

yy

). "

—"

— i

t is

no

t ex

po

sed

.



Як показали результати мікрозондового до-

слідження (табл. 3), амфібол у сієнітах та аль-

бітитах різний за хімічним складом. Найчасті-

ше трапляються зерна кальцієвого рибекіту або

проміжного складу між актинолітом та рибекі-

том, проте загалом простежується ізоморфна

серія від натрійвмісного актиноліту до Fe-Mg

рибекіту з проміжними Ca-Na безалюмінієви-

ми різновидами (рис. 2). Можливо, що цей

Fe- Mg рибекіт раніше було наз вано арфведсо-

нітом [4]. Цікаво, що, на відміну від залізистих

(87—90 %) егірин-геден бер гітів з сієнітів Ко-

ростенського плутону, дос лід жу ва ні амфіболи

виявились досить магне зі аль ни ми, особливо їх-

ні висококальцієві різновиди (натрійвмісні ак-

тиноліти). Залізистість дос лід жуваних амфібо-

лів коливається в межах 37—80 % (табл. 2). При

цьому слід відзначити, що амфіболи з інших

проявів егіринових (егі рин-ге ден бергітових) сіє-

нітів Коростенського плутону (наприклад с. Гу-

та Потіївка) ми не ана лізували.

Досліджувані амфіболи характеризуються

низь ким вмістом титану та алюмінію, але

вміст калію у деяких аналізах цих мінералів

підвищений — до 0,8 % K2O (табл. 3).

Дещо незвичним виявився клінопіроксен,

який рідко спостерігався у протолочках. З чо-

тирьох проаналізованих зерен (табл. 3, ан. 16—

19) три виявилися досить магнезіальними (F =

= 10—12 %) і з підвищеним вмістом Na2O

(0,6—0,7 %), які було названо натрійвмісни ми

діопсидами, а один з них — натрійвмісним са-

літом (F = 31 %), в якому вміст Na2O стано-

вить 0,6 %. Ці клінопіроксени характеризу-

ються низьким вмістом титану та дещо під-

вищеним Al2O3 (1,5—1,6 %). Хоча ці клі но-

піроксени трапляються досить рідко, вони,

оче видно, належать до сингенетичних міне-

ралів сієнітів та альбітитів, позаяк вони різ ко

відрізняються від значно більш залізистих (30—

46 %) авгітів та піжонітів навколишніх рудних

норитів. До ксеногенних мінералів сієнітів,

джерелом яких можуть бути ці норити, нале-

жать, очевидно, залізисті орто- (гіперстени) та

клінопіроксени (табл. 3, ан. 21—23).

Із протолочки сієніту проаналізовано одне

зерно андрадиту (табл. 3, ан. 20). Останній від-

значається низьким вмістом Al2O3 (5,87 %) та

особливо титану (0,01 % ТіО2). Андрадит з під-

вищеним вмістом титану (3,22 % TiO2) є ха-

рактерним мінералом егіринових сієнітів по-

близу сіл Гута Потіївка, Ставище, а також сіє-

нітів Яструбецького масиву [7].

Таким чином, сієніти Пенизевицького кар’є-

ру характеризуються фемічними мінералами,

подібними до описаних в егіринових сієнітах

Коростенського плутону, але мають деякі від-

мінності (відсутність егірину, місце якого, оче-

видно, займає діопсид з незначним вмістом

егіринового міналу та амфіболи залізисто-маг-

незіального складу серії актиноліт — Fe-Mg

рибекіт).

Акцесорні мінерали рідкісних металів дослід-

жуваних сієнітів та апосієнітових альбітитів

найскладніші за хімізмом.

Результати цих досліджень підтвердили знач-

ну (як для одного типу порід) кількість акце-

сорних мінералів, часте їхнє взаємопророс-

тання. Деякі рідкісні з них, виходячи тільки з

1—2 EDS або мікрозондових аналізів, не вда-

лося остаточно ідентифікувати. Такими є поо-

динокі зерна мінералів Y-Ti, U, Th. Відмітимо,

що під час мікрозондового дослідження у мі-

нералах не визначали Be і Nb (їх в породі ма-

ло), а також В, які входять до таких Y-мі не-

ралів, як гадолініт, геландит тощо.

За допомогою мікрозонду було діагносто-

вано мінерали, що містять в різній кількості

іт рій та рідкісноземельні елементи: титаніт, мо-

нацит, ксенотим, кайнозит-(Y), бастнезит, ала-

ніт, а також мінерали Zr, Th і U та деякі не-

ідентифіковані мінерали Ti, Y і REE. Серед

ти пових акцесорних мінералів визначено ти-

таніт, циркон, ільменіт, іноді рутил. Ці мінера-

ли здебільшого дуже дрібні, утворюють взає-

мопроростання (заміщення) та містять REE,

Y, U, Th, нерідко Ca, Ti, Zr і Nb. Останній, як

зазначалося, мікрозондовим аналізом не ви-

значали через брак часу, а також зважаючи на

його низький вміст у породі за даними спек-

трального та рентгенофлуоресцентного аналізів.

У деяких мінералах було зроблено визначення

вмісту Nb під час дослідження сканувальним

електронним мікроскопом (JSM- 6700F) пре-

паратів (аналітик О.А. Вишневський).

Під час мікрозондового дослідження ми

при ділили увагу переважно мінералам ітрію та

рідкісноземельних елементів, які у сієнітах

спо стерігаються в підвищеній кількості.

При цьому слід відмітити, що для типово

лужних порід більш властивими є REE церіє-

вої підгрупи, тоді як концентрація елементів

ітрієвої підгрупи та ітрію зазвичай зростає в

лужних гранітоїдах (наприклад в егірин-ри бе-

кітових гранітах Пержанської зони та Катугін-

ського родовища на Алданському щиті). Дея-


Таблиця 4. Мікрозондові аналізи мінералів Y і REE в сієнітіTable 4. Microprobe analyses of Y and REE minerals in syenite

Номер з/п 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11

Номер зр. PS-1-12 PS-1-15 PS-1-1 PS-1-16 PS-1-3 PS-1-10 PS-1-18 PS-1-17 PS-1-9 PS-1-6 PS-1

SiO2 1,38 1,91 2,25 1,28 29,70 12,72 3,97 29,44 5,80 8,93 2,20

TiO2 — — 0,43 — 0,02 — 0,73 4,03 38,52 37,36 25,5

Al2O3 — — — 0,05 0,02 0,13 0,44 7,09 0,12 0,77 0,09

FeO 0,70 0,17 0,59 0,62 7,46 5,75 1,47 19,82 2,99 4,36 0,91

MnO 0,01 — 0,01 — 0,11 0,04 — 0,11 0,08 0,10 —

MgO — — — — — 0,06 — 0,40 — 0,02 —

CaO 0,64 0,04 0,28 0,23 12,67 8,92 4,19 9,56 6,63 10,04 1,30

SrO — 0,12 0,03 — 0,06 0,18 0,12 0,16 — 0,06 —

Na2O — — — — 0,26 — — — 0,01 0,10 —

K2O — 0,04 — 0,13 0,01 0,02 0,11 0,09 — 0,04 —

P2O5 32,29 32,43 34,06 26,87 — 0,08 0,08 0,04 0,01 — —

Nb2O5 — — — — — — — — — — 5,38

F — — — 1,29 — 5,41 5,76 0,29 — — —

Sc2O3 — — 0,03 0,02 0,04 — 0,01 0,03 0,02 — —

ZrO2 — — — 0,22 — — 0,33 0,02 — — —

ThO2 0,16 0,01 — 0,04 — — 0,50 — 0,29 0,11 —

UO2 0,97 1,36 0,22 0,05 0,07 0,15 0,09 — 0,62 0,77 —

Y2O3 40,54 44,07 42,52 0,53 20,14 12,67 8,12 1,06 19,97 13,68 15,60

La2O3 — 0,19 — 16,67 0,24 5,97 10,97 4,96 — 0,16 —

Ce2O3 0,08 0,05 — 31,73 0,58 12,51 23,16 11,97 0,27 0,63 —

Pr2O3 0,09 — 0,06 1,47 0,12 0,95 1,66 0,56 0,02 0,06 —

Nd2O3 0,55 0,32 0,14 13,66 0,55 7,10 12,39 4,65 0,52 0,34 —

Sm2O3 1,10 0,71 0,42 1,89 0,60 2,09 3,26 1,22 0,64 0,34 —

Eu2O3 0,01 — — 0,96 0,04 0,40 0,62 0,42 0,05 — —

Dy2O3 3,72 3,72 3,78 — 1,73 0,67 0,99 — 2,82 1,25 —

Gd2O3 2,41 2,06 1,06 0,93 1,00 1,82 2,91 0,42 1,14 0,62 —

Ho2O3 2,15 1,69 1,60 0,18 0,87 0,71 1,21 0,13 1,22 0,55 —

Tb2O3 0,36 0,37 0,33 — — — 0,27 — 0,22 0,11 —

Yb2O3 3,79 4,11 5,74 — 2,45 1,05 0,16 — 1,65 1,29 —

Er2O3 3,00 3,08 3,90 — 0,40 — 0,06 — 1,48 0,25 —

REE2O3 17,24 16,28 17,02 67,49 8,56 33,27 57,67 24,34 10,03 5,59 —

Сума 93,91 96,43 97,44 98,28 79,10 77,12 81,17 96,35 85,10 81,93 —

Кількість катіонів (і фтору) у кристалохімічній формулі

Si 0,05 0,07 0,07 0,05 3,73 2,20 — 3,02 0,30 0,43 —

Ti — — 0,01 — — — 0,02 0,31 1,48 1,36 —

Al — — — — 0,03 0,02 0,86 0,01 0,04 —

Fe 0,02 — 0,02 0,02 0,78 0,83 0,05 1,70 0,13 0,18 —

Mn — — — — 0,01 0,01 — 0,01 — — —

Mg — — — — — 0,02 — 0,06 — — —

Ca 0,02 — 0,01 0,01 1,70 1,65 0,18 1,05 0,36 0,52 —

Sr — — — — — 0,02 — 0,01 — — —

Na — — — — 0,06 — — — — 0,01 —

K — — — 0,01 — — 0,01 0,01 — — —

P 0,95 0,94 0,96 0,91 — 0,01 — — — — —

F — — — — — — 0,72 — — — —

Zr — — — — — — 0,01 — — — —

Th — — — — — — — — — — —

U 0,01 0,01 — — 0,01 — — 0,01 0,01 —

Y 0,75 0,80 0,75 0,01 1,34 1,17 0,17 0,06 0,54 0,35 —

REE 0,19 0,18 0,18 0,98 0,35 2,06 0,82 0,90 0,17 0,09 —

П р и м і т к а. 1—3 — ксенотим із сієніту (1, 2) та протолочки цієї породи (3); 4 — монацит; 5 — кайнозит-(Y) з

протолочки сієніту; 6 — кайнозит-(Y) (?) в тісному зростанні із бастнезитом (?); 7 — бастнезит; 8 — ортит; 9—

11 — неідентифікований ітрій-титановий мінерал (тайїт), протолочка із сієніту (9, 10 — WDS мікроаналіз, 11 — EDS).

N o t e. 1—3 — xenotime from syenite (1, 2) and from heavy concentrate of crushed rock (3); 4 — monazite; 5 — kaino si-

te-(Y) from heavy concentrate of crushed rock; 6 — coalescence kainosite-(Y) (?) and bastnäsite (?); 7 — bastnäsite; 8 —

orthite; 9—11 — no identified Y-Ti mineral (taiyite) from heavy concentrate of crushed rock (9, 10 — WDS, 11 — EDS).



ку геохімічну подібність до цих гранітів мають

досліджувані сієніти.

Мінерали ітрію та рідкісноземельних елемен-

тів. Як згадувалось вище, в досліджуваних сі-

єнітах та апосієнітових альбітитах виявлено

такі мінерали Y i RЕЕ: ксенотим, бастнезит,

монацит, кайнозит, аланіт, а також неіденти-

фікований ітрій-титановий мінерал, склад яко-

го наведено в табл. 4. Крім того, Y i RЕЕ вхо-

дять до складу титаніту, апатиту, ториту та

U-Th мінералів, розглянутих нижче.

Бастнезит, ксенотим, монацит та аланіт до-

сліджено в аншліфі та в протолочках з сієніту,

а кайнозит-(Y) був відібраний як "бурий міне-

рал" тільки з протолочки цієї породи і проана-

лізований у шашці на епоксидній основі на

JXA-8200 і JSM-6700F з JED-2300. Крім того,

невелику наважку цього мінералу вдалось до-

слідити за допомогою рентгеноструктурного

аналізу (табл. 1). Фазовий якісний аналіз по-

казав, що досліджуваний зразок представле-

ний кайнозитом-(Y) Са2Y2(Sі4O12)СO3(Н2O).

Одержана рентгенограма досліджуваного зраз-

ка подібна до рентгенограми еталонного зраз-

ка кайнозиту-(Y), карт. № 79-1831 (табл. 1).

Монацит і ксенотим не проявляють якихось

специфічних особливостей хімізму. Для пер-

шого властивим є церієвий спектр RЕЕ і низь-

кий вміст Y, а для другого — навпаки, за стан-

дартно високого вмісту Y підвищена концен-

трація RЕЕ переважно ітрієвої підгрупи (Yb,

Er, Dy, Ho), що найчастіше спостерігається в

природних монацитах і ксенотимах. В обох мі-

нералах досить низька концентрація Th i U, при

цьому останній дещо переважає (табл. 4). Про-

те, зважаючи на наявність у сієнітах торієвих

та уранових акцесорних мінералів, можна було

б очікувати, що концентрація Th i U в мона-

циті та ксенотимі буде вищою (в одному з ана-

лізів монациту було зафіксовано 1,06 % ThO2).

Наявність фосфатів Y i Ce (ксенотим і мо-

нацит) в одній і тій самій породі зумовлена

різною сингонією ксенотиму (тетрагональна) і

монациту (моноклінна) та обмеженим ізомор-

фізмом Y (RЕЕY) і Се (RЕЕСе) в першому і дру-

гому мінералах відповідно. Це пояснюється

різними іонними радіусами Y і RЕЕY та RЕЕСе.

Якщо в породі переважають RЕЕСе, то з рід-

кісноземельних фосфатів може кристалізува-

тися переважно монацит, а якщо — Y і RЕЕY,

то ксенотим, а за умов комплексного їх знахо-

дження — обидва мінерали, як це ми маємо в

досліджуваних сієнітах. У таких мінералів, як

бастнезит, паризит, RЕЕ-апатит, сфен і навіть

аланіт, склад рідкісноземельних елементів мо-

же бути як комплексним, так і переважно це-

рієвим або переважно ітрієвим.

Найбільш цікавою у мінералогічному аспек-

ті можна вважати знахідку мінералу, який діаг-

ностується нами як кайнозит-(Y), в протолоч-

ках з сієнітів. Виконано мікроаналіз одного

зерна, ймовірно, чистого кайнозиту-(Y), а дру-

ге, як можна гадати, тонке проростання цього

мінералу з бастнезитом (табл. 4), про що може

свідчити високий вміст фтору, а також комп-

лексний (Y-Ce) спектр RЕЕ (проміжний між

таким у кайнозиті та бастнезиті). Для цього

мінералу, на відміну від описаних в літера турі,

характерним є підвищений вміст заліза (7,5 %

FeOзаг) (табл. 4, ан. 5). Дещо менше заліза в ін-

шому зерні, яке, ймовірно, тісно зростається з

бастнезитом (табл. 1, ан. 6). В аналізах Y- мі не-

ралу, який вважали кайнозитом-(Y), викона-

них за допомогою ЕДС, ще вищий вміст заліза

(18—29 % FeOзаг). Це пояснюється, очевидно,

приведенням суми неповністю визначених ок-

сидів до 100 %, а також тим, що не враховано

СО2 та Н2О (в мікрозондових аналізах з хви-

льовим спектрометром сума ок сидів у кайно-

зиті становить 79 %), хоча остаточно причину

розходжень результатів аналізів, виконаних на

двох різних приладах, не з’ясовано (і в табли-

цях не наведено).

Очевидно, залізо пов’язано з включеннями

його оксидів (гематит?), зафіксованих за до-

помогою рентгеноструктурного аналізу (рис. 3;

табл. 4).

За перерахунком одного найбільш досто-

вірного аналізу кайнозиту (табл. 4, ан. 5) на

кристалохімічну формулу, де кількість катіонів

крем нію приймається як 4, отримано такі спів-

відношення катіонів Sі : (Ca + Na) : Fe : Y :

RЕЕ = 4 : 1,89 : 0,84 : 1,44 : 0,27 або Sі : (Ca +

+ Na) : Fe : (Y + RЕЕ) = 4 : 1,89 : 0,84 : 1,71.

Типова формула кайнозиту-(Y), за літератур-

ними даними, така: Ca2(Y, Ce)2Si4O12(CO3) · H2O.

У розрахованій нами формулі наявний де-

фіцит Ca, Y i REE або надлишок Si з високим

вмістом заліза. Роль останнього не з’ясована.

Залізо, як видно з табл. 4, фіксується часом у

суттєвій кількості також в інших рідкіснозе-

мельних мінералах (в яких воно вважається

відсутнім), а також завжди присутнє в титаніті

(2—6 % FeO). Частина заліза може, ймовірно,

входити ізоморфно в кайнозит або ж воно на-

явне як мікроскопічні включення гематиту, ге-



титу або інших оксидів (це тільки припущен-

ня, на якому ми не наполягаємо).

Схоже на те, що кайнозит-(Y) виявлено впер-

ше в Україні. Незважаючи на не зовсім стан-

дартне співвідношення катіонів у наведеному

розрахунку та малу наважку, рентгенограма до-

сліджуваного мінералу практично повністю іден-

тична такій стандартного кайнозиту (табл. 1).

Звичайно, виділений кайнозит, як і деякі

інші Y-RЕЕ мінерали сієнітів, потребує більш

прецизійних досліджень з визначення Be, B,

H2O, CO2. Якщо вдасться виділити більше ма-

теріалу та за наявності іншої більш прецизій-

ної аналітичної апаратури, такі дослідження

ми плануємо продовжити.

Бастнезит, очевидно, найбільш пошире-

ний рідкісноземельний акцесорний мінерал у

сієнітах, в аншліфах його досліджено за допо-

могою мікроаналізу. Лише зрідка він потра-

пляє в протолочки з цієї породи (очевидно,

через крихкість мінералу він подрібнюється і

розтирається). Для мінералу характерним є

склад RЕЕ зі значною перевагою церієвої під-

групи, проте вміст оксиду ітрію становить

близько 8 % та наявний підвищений вміст

Gd2O3 (2,9 %) і Hо2О3 (1,2 %), їх дещо більше,

ніж у монациті, але мало Yb, Tb i Er (табл. 4,

ан. 7). У мінералі дещо підвищений вміст CaO

(4,2 %), в аналізах з ЕДС його трохи менше

(1,7—3,8 %). Зазвичай бастнезит представле-

ний дрібними зернами у зростках з іншими

мінералами REE i Y (рис. 4).

Цікавим, але неідентифікованим виявився

ітрій-титановий мінерал, який інколи трапля-

ється в протолочках з сієніту (табл. 4, ан. 9,

10). У мінералі високий вміст ітрію (до 20 %

Y2O3) та підвищений переважно важких рід-

кісноземельних елементів (до 10 % RЕЕ2O3).

Під час сканування було виявлено включення

цього мінералу, подібні до ексолюційних врост-

ків у сфені (рис. 4).

Можливо, цей Y-Ti мінерал утворився в

процесі розпаду твердих розчинів високоітріє-

вого сфену.

Слід відмітити, що незважаючи на високий

вміст титану (36—39 % TiO2), в цьому мінералі

значно нижчий, ніж у кайнозиті, вміст заліза

(3—4 % FeO). Крім того, мікроаналіз дозволив

зафіксувати у ньому 5,4 % Nb2O5 (табл. 4). Роз-

рахунки на можливу кристалохімічну формулу

показують, що співвідношення катіонів Ti до

(Y + REE) становить приблизно 2 або 2,5. По-

передньо можна запропонувати таку формулу

мінералу з урахуванням заниженої загальної

суми оксидів: (Y, Ce)Ti2O5OH · H2O або (Y, REE) ×

× (Ti, Nb)2O5OH · H2O, що наближається до тай-

їту (taiyite). У довіднику Е.І. Семенова (2001)

наведено склад тайїту (HY0,8Ln0,2Ti2O6), який

розглядається в групі ешиніту як різновид з

низьким вмістом Nb та високим Y.

Рис. 3. Рентгенограма кайнозиту-(Y) (пр. PS-1). Гало на рентгенограмі в області кутів 16—25 2Θ свідчить про

недостатню кількість досліджуваної речовини

Fig. 3Fig. 3. . X-ray pattern of kainosite-(Y) (sample PS-1). Halo in the X-ray pattern in the area of 16—25 2X-ray pattern of kainosite-(Y) (sample PS-1). Halo in the X-ray pattern in the area of 16—25 2ΘΘ corners is indicated corners is indicated

in low quantityin low quantity



Аланіт — досить рідкісний мінерал, зафіксо-

ваний мікрозондом в одній точці аншліфа сіє-

ніту. Склад його близький до стандартного,

задовільно розраховується на кристалічну фор-

мулу (з трьома катіонами Si), має деякий де-

фіцит Y i REE (переважно церієвих), які,

очевидно, не повністю визначені. В мінералі

кількість катіонів Fe (ймовірно, переважно

три валентного) переважає над Al, а також під-

вищений вміст титану (4 % TiO2), що загалом

властиво для сублужних і лужних порід міаскі-

тового ряду.

Крім власних мінералів Y i REE, значна

частина цих елементів розсіюється у сфені

(один із головних акцесорних мінералів сієні-

тів і альбітитів). За даними мікрозондового

дослідження, у сфені концентрується переваж-

но Y (1,2—1,7 % Y2O3) з підпорядкованою кіль-

кістю 0,5—1,3 % інших REE (Ce, Dy, Ho, Yb).

Акцесорні мінерали Th, U i Zr. Як відмічалось

вище, РФА в одній пробі сієніту було визна-

чено, г/т: U — 36—37, Th — 85, Zr — 220—226

(за спектральним аналізом — 400 г/т Zr). В сі-

єніті та протолочці з нього виявлено і проана-

лізовано мінерали серії циркон — торит і то-

рій-свинцевий уранініт та силікат торію або

його включення в цирконі (табл. 5). За дани-

ми мікрозондового аналізу, мінерал серії цир-

кон — торит та малакон мають досить висо-

кий вміст ітрію (Y2O3 — 9,14—2,45 %), а також

підвищений вміст важких лантаноїдів (Dy, Ho,

Yb) (табл. 5, ан. 1, 2). Цих мінералів мало,

вони дрібні і детальніше не досліджені. Врахо-

вуючи, що циркон і торит мають тетрагональну

мінералах (c) і породі (d); e, f — ексолюційні виділення Y-Ti мінералу (Та — тайїту?, різновид Ті-Y ешиніту з

низьким вмістом ніобію) у титаніті (Ті); g, h — торієві силікати (Th — торит?) у зростанні з цирконом (Zr)

Fig. 4Fig. 4. . Minerals of rare elements from the syenites of Penyzevychy occurrence (backscattered electrons raster photo micro-

graphs): a — fragment of kainosite-(Y) grain (Ks) intergrowth with albite (Alb); b — bastnäsite inclusion (Bst) in titanite

(Ті); c, d — inclusions of bastnäsite and maybe other REE minerals in silicates (c) and rock (d); e, f — exolution grains of

Y-Ti mineral (Та — taiyite?, variety of Ti-Y aeschynite with low Nb concentration) in titanite (Ті); g, h — Th silicate

(Th — thorite?) in intergrowth with zircon (Zr)

Рис. 4. Мінерали рідкісних елементів

у сієніті Пенизевицького рудопроя-

ву (фото у відбитих електронах):

a — уламок зерна кайнозиту-(Y)

(Ks) у зростанні з альбітом (Alb);

b — включення бастнезиту (Bst) у

титаніті (Ті); c, d — виділення баст-

незиту та, можливо, інших рід кіс-

ноземельних мінералів у силікатних



сингонію і вміщують Zr, Y, Th, можна припус-

тити, що існує ізоморфна (можливо, обмеже-

на) серія цих мінералів. Циркони, в тому числі

у досліджуваних сієнітах, містять торієві фази.

Зауважимо лише, що за наявності власних

мінералів Th i U ці елементи входять у незнач-

ній кількості в монацит, ксенотим та аланіт.

Можливо, це зумовлено низькою температу-

рою кристалізації (чи перекристалізації) біль-

шості рідкісноземельних мінералів на пізньо-

або постмагматичній стадії формування сієні-

тів (включаючи процес їх альбітизації).

З інших акцесорних мінералів слід відмітити

ільменіт, апатит, інколи рутил (або інша фаза

TiO2). Останні два мінерали детально не дос-

ліджували. За результатами мікроаналітичного

дослідження, в апатиті низький (<1 %) вміст Y

i RЕЕ, частіше ці елементи не фіксуються. В

той же час ільменіт характеризується майже

стехіометричним складом з дещо підвищеним

вмістом MnO (1,3 %), що загалом властиво

для лужних порід. Вміст гематитового міналу

в ільменітах становить 1,6—3,1 %, що може свід-

чити про відновні умови кристалізації. Підви-

щеним вмістом MnO ільменіти з дос лід жу ва-

них сієнітів відрізняються від однойменних мі-

нералів рудних норитів, серед яких залягають

ці сієніти. В ільменітах рудних норитів вміст

MnO не перевищує 0,5 % [11].

Обговорення результатів та деякі петрогене-тичні висновки. Утворення жил лейкократових

сієнітів серед меланократових і з ільменітом

Таблиця 5. Хімічний склад мінералів Th, U і Zr з сієнітуTable 5. Chemical composition of Th, U and Zr minerals of syenite

Номер з/п 1 2 3 4 Номер з/п 1 2 3 4

Номер зр. PS-1-13 PS-1-14 2P-2s PA-1 Номер зр. PS-1-13 PS-1-14 2P-2s PA-1

SiO220,69 29,33 38,49 3,79 Ho2O3 0,61 0,24 — —

TiO2 0,73 0,03 0,04 — Tb2O3 0,06 — — —

Al2O3 0,29 0,99 1,32 0,06 Yb2O3 1,14 0,35 — —

FeO 2,49 2,15 7,51 0,53 Er2O3 0,49 — — —

MnO 0,09 0,11 — 0,13 REE2O3 4,90 3,19 — —

MgO 0,13 0,07 0,49 0,25 Сума 88,11 86,86 100,01 100,00

CaO 0,93 2,79 2,39 1,17 Кількість катіонів у кристалохімічній формулі

PbO — — — 12,91 Si 0,93 0,97 1,22 0,25

Na2O — — 0,11 0,07 Ti 0,02 — — —

K2O — 0,70 1,69 1,95 Al 0,02 0,04 0,05 —

P2O5 0,82 0,15 — — Fe 0,09 0,06 0,20 0,03

F 1,33 0,15 — — Mn — — — 0,01

ZrO2 6,24 43,69 — — Mg 0,01 — 0,02 0,03

ThO2 37,69 0,33 47,97 10,21 Ca 0,04 0,10 0,08 0,08

UO2 3,21 0,68 — 68,93 Pb — — — 0,23

Y2O3 9,14 2,45 — — Na — — 0,01 0,01

La2O3 0,05 0,39 — — K — 0,03 0,07 0,17

Ce2O3 0,22 0,96 — — P 0,03 — — —

Pr2O3 0,07 0,11 — — Zr 0,14 0,70 — —

Nd2O3 0,31 0,55 — — Th 0,39 — 0,35 0,16

Sm2O3 0,12 0,14 — — U 0,03 0,01 — 1,03

Eu2O3 0,11 0,05 — — Y 0,22 0,04 — —

Dy2O3 1,23 0,19 — — REE 0,07 0,04 — —

Gd2O3 0,50 0,22 — —

П р и м і т к а. У ан. 2 суму вказано разом з 0,06 % SrO і 0,05 Sc2O3. 1 — проміжний між цирконом і торитом

силікат з підвищеним вмістом Y; 2 — циркон (ма ла кон) з підвищеним вмістом Y, REE і U; 3 — торієвий силікат

(торит?), що розвивається по циркону; 4 — торій-свинцевий уранініт, друга електромагнітна фрак ція із про то-

лочки сієніту.

N o t e. Total of an. 2 including 0,06 % SrO and 0,05 Sc2O3. 1 — intermediate between zircon and thorite silicate with in-

creasing Y concentration in syenite; 2 — zircon (malacon) with increasing Y, REE and U concentration in syenite; 3 —

Th-silicate (thorite?) substituted zircon; 4 — Th-Pb uraninite, second electromagnetic fraction from heavy concentrate of

crushed rock.



(до 30—40 %) норитів найзадовільніше можна

пояснити тільки їхнім інтрузивно-магма тич-

ним генезисом. Очевидно, ці сієніти не можна

розглядати як гідротермальні тріщинні жили

виповнення. Важко уявити гіпотетичний ме-

тасоматичний процес, у ході якого могло б

відбутися заміщення багатих на ільменіт (до

30—40 %) норитів з вмістом, %: TiO2 — 17—21,

FeO — 23—30, MgO — 7—8 на вкрай лейко-

кратові породи з сумарним вмістом (FeO +

+ Fe2O3 + MgO + TiO2) від 2 до 4 мас. %, яки-

ми є досліджувані сієніти. Звичайно, метасо-

матичні процеси перетворення сієнітів (альбі-

тизація) відбувались на пізньо- або постмаг-

матичному етапі їх формування.

Вище відмічалось, що пенизевицькі сієніти

подібні до гутапотіївських. Генезис останніх є

дискусійним питанням. Автори цієї статті до-

тримуються, як і В.С. Соболєв [13], думки що-

до магматичного генезису цих сієнітів. Нові зна-

хідки подібних порід жильної форми серед

багатих на ільменіт норитів підтверджують, на

на шу думку, таку генетичну інтерпретацію. Від-

мінність сієнітів Пенизевицького рудопрояву

і с. Гута Потіївка полягає у більш лейкократово-

му складі та значно вищій магнезіальності пер-

ших та незначній окисненості заліза в них.

Можливо, підвищена магнезіальність сіє нітів

Пенизевицького кар’єру частково зумовлена ксе-

ногенним матеріалом габроїдів, що їх оточують

(в протолочках зрідка спостерігались ромбічний

піроксен та ільменіт). Зрештою ці сієніти ут во -

рюють малопотужні жили і контамінованість

їх навколишніми породами досить ймовірна.

Як згадано вище, егіринові сієніти відомих

проявів у Коростенському плутоні залягають

се ред гранітів рапаківі, але деякі з них містять

не великі ксеноліти перетворених габроїдів

[7], тоб то вони інтрудували основні породи і

граніти.

Такі особливості хімізму мінералів дослід-

жуваних сієнітів, як низький вміст гематито-

вого міналу в ільменіті, відсутність егірину та

Ca-Na склад амфіболів з незначним окиснен-

ням заліза можуть свідчити про відновні умо-

ви формування сієнітів (на відміну від біль-

шості егіринових сієнітів із інших проявів Ко-

ростенського плутону). Звичайно, у відновних

умовах кристалізувались і вмісні ільменітові і

безмагнетитові рудні норити [5, 10, 11]. Від-

новні умови кристалізації магматичних порід

більш властиві абісальним фаціям глибиннос-

ті, а, згідно з даними одного зі співавторів [9],

південно-східна частина Коростенського плу-

тону, де розташовані досліджувані сієніти, є

більш еродованою, ніж на ділянках, де вияв-

лено згадувані егіринові сієніти.

Враховуючи наведені вище дані і, перш за

все, низьку окисненість заліза в сієнітах, можна

дійти до такого загального висновку: район Пе-

низевицького кар’єру, як і загалом півден но-

східна частина Коростенського плутону, дещо

більш еродований, ніж північна, центральна і

західна частини плутону [9], де розташована

значна кількість родовищ і рудопроявів з апа-

тит-ільменіт-титаномагнетитовою мі нераліза-

цією. Очевидно, цим пояснюється подібність

рудопрояву Пенизевичі та Носачівського ро-

довища (останнє знаходиться в значно еродо-

ваному Корсунь-Новомир город сь ко му плутоні).

Ще один цікавий петрогенетичний аспект:

за хімізмом розглянутих вище фемічних міне-

ралів сієніти нагадують ураноносні альбітити

з діопсидом та Na-Ca амфіболами (актинолі-

ти, проміжні між рибекітом і актинолітом різ-

новиди), які залягають глибше від егірин-ри-

бекітових альбітитів, тобто з глибиною змен-

шується частка егіринового міналу в пірок-

сенах і зростає вміст кальцію в амфіболах [12].

Подібна мінералогічна вертикальна зональ-

ність спостерігається і в глибокоеродованих

лужно-ультраосновних комплексах УЩ та

апод жеспілітових лужних метасоматитах [6].

Крім того, в глибокоеродованих магматичних

і метасоматичних лужних породах, як і в до-

сліджуваних сієнітах, відсутній флюорит (фтор

входить до складу апатиту, силікатів, частково

рідкісноземельних карбонатів). Таким чином,

є всі підстави вважати, що досліджувані сієні-

ти з дещо специфічними (як для такого типу

порід) фемічними мінералами та рідкісноме-

талевою мінералізацією формувались за від-

новних умов та, очевидно, в абісальній фації

глибинності. Нашу статтю слід розглядати як

опублікування перших результатів досліджен-

ня складної і цікавої рідкіснометалевої міне-

ралізації сієнітів. Подальші дослідження мо-

жуть призвести до відкриття нових, принай-

мні для України, мінералів рідкісних металів.

ЛІТЕРАТУРА

1. Азовское редкоземельное месторождение Приазов-

ского мегаблока Украинского щита (геология, ми-

нералогия, геохимия, генезис, проблемы эксплуа-

тации) / Под ред. А.Н. Пономаренко, А.В. Анцифе-

рова. — Донецк : Ноулидж, 2012. — 374 с.

2. Бартошинский В.И. Щелочные породы Волыни и



их связь с рапакиви. — Киев : Изд-во Киев. ун-та,

1955. — 163 с.

3. Безпалько Н.А. Петрологія і акцесорні мінерали

гранітів і метасоматитів Північної Волині. — К. :

Наук. думка, 1970. — 164 с.

4. Зінченко О.В., Білан О.В. Рафіновані жильні альбі-

тити східної частини Коростенського плутону // Ма-

теріали наук. конф. "Актуальні проблеми геології

України" (1—2 квіт. 2004). — К., 2004. — С. 23—24.

5. Кривдік С.Г., Дубина О.В., Самчук А.І., Антоненко О.Г.

Типохімізм апатиту із багатих ільменітових руд

Кор сунь-Новомиргородського і Коростенсь кого

анор то зит-рапаківігранітних плутонів (Ук ра їна) //

Мінерал. журн. — 2012. — 34, № 1. — С. 76—80.

6. Кривдік С.Г., Моргун В.Г., Дубина О.В. Типи лужних

метасоматитів Українського щита та фації їх гли-

бинності // Геохімія та рудоутворення. — 2012. —

Вип. 31—32. — С. 4—11.

7. Кривдик С.Г., Ткачук В.И. Петрология щелочных по род

Украинского щита. — Киев : Наук. думка, 1990. — 408 с.

8. Личак И.Л. Петрология Коростенского плутона. —

Киев : Наук. думка, 1983. — 248 с.

9. Митрохин О.В. Анортозит-рапаківігранітна фор-

мація Українського щита (геологія, речовинний

склад та умови формування) : Автореф. дис. …

д-ра геол. наук. — К., 2011. — 35 с.

10. Митрохіна Т.В. Геологічна будова, речовинний склад

та умови формування титаноносних габроїдних ін-

трузій Волинського мегаблоку Українсь кого щи та :

Автореф. дис. … канд. геол. наук. — К., 2009. — 26 с.

11. Митрохин А.В., Митрохина Т.В., Шумлянский Л.В.

Минералого-петрографическая характеристика Пе-

ни зевичского рудопроявления ильменита (Северо-

Западный район Украинского щита) // Наук. пр.

Дон. нац. техн. ун-ту. Сер. гірн.-геол. — 2008. —

Вип. 8 (136). — С. 143—149.

12. Синицын А.А., Мельников Б.Ф., Романенко И.М. Хи-

мический состав породообразующих минералов

апогранитоидных ураноносных альбититов докем-

брия / АН УССР. Ин-т геохимии и физики мине-

ралов. — Препр. — Киев, 1988. — 49 с.

13. Соболєв В.С. Щелочные сиениты сложного Корос-

тенского плутона (Житомирская обл. УССР) //

Зап. Всес. минерал. о-ва. — 1940. — Ч. 69,

вып. 2/3. — С. 321—330.

Надійшла 25.05.2013

REFERENCES

(2012) Azovskoe redkozemel’noe mestorozhdenie Pri-1.

azovskogo megabloka Ukrainskogo shhita (geologija,

mi neralogija, geohimija, genezis, problemy jeksplu-

atacii), pod red. chl.-korr. NAN Ukrainy A.N. Po-

nomarenko i chl.-korr. NAN Ukrainy A.V. Anciferova,

Noulidzh, Doneck.

Bartoshinskij, V.I. (1955), 2. Shhelochnye porody Volyni i

ih svjaz’ s rapakivi, University of Kyiv Press, Kyiv.

Bezpal’ko, N.A. (1970), Petrologіja і akcesornі mіne-3.

rali granіtіv і metasomatitіv Pіvnіchnoї Volinі, Nau-

kova dumka, Kyiv.

Zіnchenko, O.V. and Bіlan, O.V. (2004), "Rafіnovanі 4.

zhil’nі al’bіtiti shіdnoї chastini Korostens’kogo plu to-

nu", Materials of a conference "Aktual problems of geo-

logy of the Ukraine", 1-2 April, pp. 23-24.

Kryvdіk, S.G., Dubyna, O.V., Samchuk, A.І. and An-5.

tonenko, O.G. (2012), „Tipohіmіzm apatitu іz bagatih

іl’menіtovih rud Korsun’-Novomirgorods’kogo і Ko-

ros tens’kogo anortozit-rapakіvіgranіtnih plutonіv

(Ukraine)”, Mіneralogical Journal (Ukraine), Vol. 34,

No 1, pp. 76-80.

Kryvdіk, S.G., Morgun, V.G. and Dubyna, O.V. (2012) 6.

"Tipi luzhnih metasomatitіv Ukrains’kogo shhita ta

facіi ih glibinnostі", Geochemistry and ore formation,

No. 31-32, pp. 4-11.

Kryvdik, S.G. and Tkachuk, V.I. (1990), 7. Petrologija shhe-

lo chnyh porod Ukrainskogo shhita, Naukova dum ka, Kyiv.

Lichak, I.L. (1983), 8. Petrologija Korostenskogo plutona,

Naukova dumka, Kyiv.

Mitrohin, O.V. (2011), 9. Anortozit-rapakіvіgranіtna for ma-

cіja Ukraїns’kogo shhita (geologіja, rechovinnij sklad ta

umovi formuvannja), Avtoref. dis… d-ra. geol. nauk, Kyiv.

Mitrohіna, T.V. (2009), 10. Geologіchna budova, rechovinnij

sklad ta umovi formuvannja titanonosnih gabroїdnih іn-

truzіj Volins’kogo megabloku Ukraїns’kogo shhita, Avto-

ref. dis... kand. geol. nauk, Kyiv.

Mitrohin A.V., Mitrohina T.V. and Shumljanskij, L.V. 11.

(2008), "Mineralogo-petrograficheskaja harakteristika Pe-

nizevichskogo rudoprojavlenija il’menita (Severo-za pad-

nyj rajon Ukrainskogo shhita)", Research work National

Technical University of Donetsk, Vol. 8 (136), pp. 143-149.

Sinicyn, A.A., Mel’nikov, B.F. and Romanenko, I.M. 12.

(1988), Himicheskij sostav porodoobrazujushhih minera-

lov apogranitoidnyh uranonosnyh al’bititov dokembrija,

IGFM Press, Kyiv.

Sobolev, V.S. (1940), "Shhelochnye sienity slozhnogo 13.

Ko rostenskogo plutona (Zhitomirskaja obl. USSR)",

Note of all-USSR Mineralogical society, Part 69, Vol. 2-

3, pp. 321-330.

Received 25.05.2013

А.В. Дубина 1, С.Г. Кривдик 1, А.В. Митрохин 2,

В.Б. Соболев 3, А.А. Вишневский 1, Е.Е. Гречановская 1

1 Институт геохимии, минералогии и рудообразования

им. Н.П. Семененко НАН Украины

03680, г. Киев-142, Украина, пр. Акад. Палладина, 34

E-mail: [email protected] Киевський национальный университет

имени Тараса Шевченко

03022, г. Киев-142, Украина, ул. Васильковская, 903 Технический центр НАН Украины

04070, г. Киев-70, Украина, ул. Покровская, 13

РЕДКОМЕТАЛЛЬНАЯ МИНЕРАЛИЗАЦИЯ

И ГЕНЕЗИС ЖИЛЬНЫХ ЩЕЛОЧНЫХ

СИЕНИТОВ ПЕНИЗЕВИЧСКОГО РУДОПРОЯВ-

ЛЕНИЯ (КОРОСТЕНСКИЙ АНОРТОЗИТ-

РАПАКИВИГРАНИТНЫЙ ПЛУТОН)

Обнаружены лейкократовые щелочные сиениты в ви-

де маломощных жил (10—15 см) среди ильменитовых

норитов в Пенизевичском рудопроявлении (Корос-

тенский плутон). Сиениты участками полностью аль-

битизированы. Фемические минералы сиенитов и

аль бититов представлены Mg-Fe амфиболами серии

ISSN 0204-3548. Мінерал. журн. 2014. 36, № 1 25


Na-актинолит — Fe-Mg рибекит и биотитом, редко (в

протолочках) встречаются диопсид, андрадит. В сие-

нитах и альбититах выявлен ряд редкоземельных и

иттриевых минералов. Среди них в разной степени

проанализированы ксенотим, монацит, бастнезит, ал-

ланит, кайнозит-(Y), минералы U и Th, а также не-

идентифицированные Y-Ti минеральные фазы. Фик-

си руются также минералы серии циркон — торит.

Кайнозит-(Y) имеет типичные для этого минерала ли-

нии рентгенограммы, однако отличается повышенным

содержанием железа (7,46 % FeOобщ). Другие акцес-

сорные минералы сиенитов — циркон, титанит, апа-

тит, ильменит. Y-Ce минералы очень мелкие и, оче-

видно, образовались преимущественно на поздне- или

постмагматическом этапе формирования сиенитов и

альбититов.

Ключевые слова: щелочные сиениты, рибекит, кайно-

зит, ксенотим-(Y), монацит, бастнезит, алланит, Ко-

ростенский плутон.

O.V. Dubyna 1, S.G. Kryvdik 1, О.V. Mitrokhin 2,

V.B. Sobolev 3, O.A. Vyshnevskyy 1, О.Ye. Grechanovskaya 1

1 M.P. Semenenko Institute of Geochemistry,

Mineralogy and Ore Formation of the NAS of Ukraine

34, Acad. Palladina Pr., 03680, Kyiv-142, Ukraine

E-mail: [email protected] Taras Shevchenko Kyiv National University

90, Vasylkivska St., 03022, Kyiv, Ukraine3 Technical Centre of the NAS of Ukraine

13, Pokrovska St., 04070, Kyiv-70, Ukraine

RARE METAL MINERALIZATION AND GENESIS

OF VEIN ALKALINE SYENITES FROM

PENYZEVYCHY OCCURRENCE (KOROSTEN

ANORTHOZITE RAPAKIVI GRANITE PLUTON)

The leucocratic alkaline syenites were found as thin veins

(10—15 cm) among ilmenite norites in the Penyzevychy

occurrence (Korosten pluton). Some plots of syenites are

completely albitized. Femic minerals of syenites and albi-

tites are presented by Mg-Fe-amphiboles of Na-ac tino li-

te–Fe-Mg-riebeckite series, and biotite, diopside, an dra-

dite occur rarely (in crushed and washed samples). A series

of rare earths and yttrium minerals are found in syenites

and albitites. Among them xenotime, monazite, bastnäsite,

allanite, kainosite-(Y), U and Th mineral pha ses are ana-

lyzed to various degree as well as nonidentified Y-Ti phases

are found. Minerals of zircon-thorite series are registered

in these rocks. Kainosite-(Y) is characterized by X-ray

lines typical of this mineral, but it has high iron content

(7.46 % FeOtot). Other accessory minerals of sye nites are

presented by zircon, titanite, apatite, ilmenite. Y-Ce-mi ne-

rals are very fine-grained and apparently have been main ly

formed on late- or postmagmatic stages of syenites and

albitites crystallization. The authors think that these sye-

nites are of magmatic origin. Penyzevychy syenites are

rather like to ones from Guta Potiivka occurrence. The

distinction between the Penyzevychy and Guta Potiivka

syenites is more leucocratic composition, significantly hig-

her Mg# and small iron oxidization of the former. Features

of the mineral chemistry in the studied syenites are low

hematite content in ilmenite, absence of aegirine and Ca-

Na composition of amphibole with low iron oxidation that

indicates to reducing conditions crystallization of those

syenites (in contrast to known aegirine syenites from other

occurences of the Korosten pluton). Allowing for the data

obtained we conclude that the district of Penyzevychy

quarry as well as the whole southeastern part of the Ko-

rosten pluton are more eroded than the northern, central

and western parts (with significant amount of apatite-il-

menite-titanomagnetite deposits and occurrences) of this

pluton. Obviously, this explains the similarities of Peny-

zevychy occurrence and Nosachiv deposit (the latter is lo-

cated in more eroded Korsun-Novomyrgorod plutn) with

rich ilmenite ores.

Keywords: alkaline syenite, riebeckite, kainosite-(Y), xeno-

time, monazite, bastnäsite, allanite, Korosten pluton.


© О.П. ВОВК, І.М. НАУМКО, 2014


УДК 548:549.614:553.064 (477.42)

О.П. Вовк 1, І.М. Наумко 2

1 Східноєвропейський національний університет ім. Лесі Українки 43025, м. Луцьк, Україна, пр. Волі, 13 E-mail: [email protected] Інститут геології і геохімії горючих копалин НАН України 79060, м. Львів, Україна, вул. Наукова, 3а

ОСОБЛИВОСТІ КРИСТАЛОМОРФОЛОГІЇ ТОПАЗУ ІЗ КАМЕРНИХ ПЕГМАТИТІВ ВОЛИНІ (ЗА ДАНИМИ СТАТИСТИЧНИХ МЕТОДІВ)

За результатами дослідження 85 індивідів і зростків багатогранників топазу проведено статистичне опрацювання

гоніометричних вимірювань їхніх кристалів із камерних пегматитів Волині. Виявлено кореляцію між розмірами

кристала та його морфологією: на великих багатогранниках частота прояву більшості простих форм є вищою.

Визначено морфологічно важливі прості форми із врахуванням загальної частоти, комбінаційної стійкості

та відносного розвитку граней. Проаналізовано морфологію кристалів із різних мінералого-структурних зон

пегматитових тіл. Найважливішими формами на індивідах топазу є призми вертикального поясу М {110} та l {120}.

На головках багатогранників із заноришів найбільше розвинені f {011}, о {111}, u {112}, с {001}, y {021}, d {101},

X {023}. Кристалам із зон вилуговування властива бідніша огранка — на їхніх головках виявлено форми f {011},

о {111}, u {112}, с {001}, і {113}, d {101}, з яких добре розвинута лише перша. За допомогою кластерного аналізу

встановлено шість морфологічних типів багатогранників. За наведеними таблицями можна визначити важливість

кожної простої форми залежно від розмірів індивіду.

Ключові слова: кристаломорфологія, гоніометрія, топаз, камерні пегматити, Волинь, статистичні методи.

Вступ. Характерною рисою камерних пегма-

титів Волині, генетично і просторово пов’я-

заних з гранітами Коростенського плутону в

пів нічно-західній частині Українського щита

[4], є наявність великих і прозорих кристалів

коштовного каміння. Часто трапляється то-

паз — надійний індикатор кислотності-луж-

ності флю їдного середовища мінералогенезу,

чітко індивідуалізований кристалографічно [2,

7]. Переважно його кристали приурочені до

заноришових областей і зон вилуговування,

трапляються у порожнинах графічної, пегма-

тоїдної та польовошпатової зон і в метасо-

матично змінених породах, а також у вигляді

твердих включень у кварці [6, 4].

Оскільки камерні пегматити — єдине дже-

рело ювелірного топазу в Україні, то оцінці

рівня кондиційності кристалів мінералу, поряд

з матеріалами вивчення забарвлення [5], гене-

зи [6, 4, 9, 3,], хімічного складу [4] тощо, на-

самперед, сприятимуть кристаломорфологічні

дослідження [4, 1]. Незважаючи на значну

кількість гоніометричних вимірів, результати

статистичного опрацювання кристаломорфо-

логії топазу обговорено недостатньо. Попе ред-

ні дані на цю тему наведено у працях [13, 11,

8, 1]. Розвиток програмного забезпечення умо ж-

ливив проведення нових досліджень і уза галь-

нень, результати яких викладені у цій стат ті.

Таку кількість кристалів топазу (85 індивідів і

зростків) раніше статистично не вивчали.

Об’єкт і методи досліджень. Ми дослідили

морфологію 73 індивідів і зростків багатогран-

ників топазу із заноришів та 12 — із зон вилу-

говування. Оскільки вивчали не лише зразки,

відібрані нами самостійно в 1993—1999 рр.,

але й надані Мінералогічним музеєм Львів-

ського національного університету ім. Івана

26


Франка і Музеєм коштовного та декоративно-

го каміння (Володарськ-Волинський), а також

зразки з приватних колекцій, прив’язку всіх

кристалів до конкретних пегматитових тіл

встановити неможливо. Кожен індивід зрост-

ка, на якому можна було встановити прості

форми, обраховували окремо. Для проведення

статистичного аналізу використано програми

SPSS Statistics 17.0 і Mc Excel.

Оскільки у вертикальному поясі усіх крис-

талів топазу наявні добре розвинені грані

призм Μ {110} та l {120}, а інші грані трапля-

ються лише на поодиноких кристалах, то до-

цільно піддавати статистичній обробці резуль-

тати гоніометрії лише головок індивідів. На

кристалах ми визначали частоту прояву прос-

тих форм, частоту комбінацій (поєднань) прос-

тих форм, виділяли найхарактерніші комбінації

тощо. Подібні дослідження проведені, напри-

клад, для багатогранників кальциту із Штрам-

берка (Словаччина) [12]. Треба зазначити, що

на кристалах топазу часто наявні не всі грані

даної простої форми, або вони розвинені не-

рівномірно. Цей факт відображають результати

обрахунку частоти прояву граней простих форм.

Також досліджено залежність морфо логії крис-

тала від його розмірів, за допомо гою клас тер-

ного аналізу виконано типізацію кристалів.

Вихідні дані для проведення статистичного

аналізу морфології головок кристалів топазу із

заноришів наведено в табл. 1.

Результати досліджень та їхнє обговорення. Результати статистичної обробки гоніометрич-

них вимірювань кристалів топазу наведено в

табл. 2—5. Аналізуючи ці таблиці необхідно

врахувати, що практично всі індивіди топазу

із заноришів є одноголовими. На жаль, пара-

метр "видовження" для вивчення ввести було

неможливо, оскільки в багатьох кристалах

збережені лише головки.

У табл. 2 наведена частота прояву простих

форм на головках кристалів топазу із занори-

ша та зони вилуговування. Як видно з табл. 1,

на головках індивідів із занориша досить по-

ширеними є форми f {011} (95,89 %), о {111}

(87,67), u {112} (87,67), с {001} (75,34), y {021}

(56,16), d {101} (54,79 %), інші форми трапля-

ються рідко. Рідкісні форми β {012}, Q {201},

ε {114}, r {121}, τ {131}, γ {232} встановлено

лише на одному кристалі. У зоні вилуговуван-

ня форми f {011}, о {111} та u {112} наявні на

всіх індивідах. Дипіраміда і {113} є поширені-

шою (67 %), ніж на кристалах із заноришів, а

форми с {001} і d {101} зафіксовано рідше (від-

повідно, 33 і 25 %). Інші форми в зоні вилуго-

вування не виявлені.

Морфологічну важливість граней визнача-

ли також за методом П. Нігглі [12]. З цією ме-

тою, крім реальної частоти граней (h), об чис лю-

вали комбінаційну стійкість (р), тобто кількість

комбінацій, в яких наявна ця фор ма, причо му

кожну комбінацію враховували ли ше один раз.

Для обчислення частоти прояву простої

форми з врахуванням відносних розмірів гра-

ней всі грані розподілено на три групи: γ1 —

великі, γ2 — середні, γ3 — малі. Число вагомос-

ті граней g визначали за формулою g = 1 × γ1 +

+ 2/3 × γ2 + 1/3 × γ3.

У табл. 3 відображено співвідношення між

частотою прояву форми на кристалах із зано-

ришів та відносним розвитком її граней. Як і

за звичайної частоти, найважливішими є фор-

ми f {011}, о {111}, u {112}, с {001}, y {021}, d {101},

але завдяки відносному розвитку граней вид-

но, що за однакової частоти дипіраміда о {111}

важливіша, ніж u {112}.

Ряд морфологічної важливості простих форм

з урахуванням комбінаційної стійкості та віднос-

ного розвитку граней на головках крис талів во-

линських топазів має такий вигляд: f {011} —

о {111} — u {112} — с {001} — y {021} — d {101} —

Х {023} — i {113} — h {103} — ƒ {225} — β {012} —

Q {201} — ε {114}, r {121}, τ {131}, γ {232}, χ {123}.

Виходячи зі структурних факторів (ретику-

лярна густина, РВС-вектори та симетрія грані),

найважливішими простими формами крис та лів

топазу повинні бути грані вертикально го поя-

су b {010}, М {110}, l {120}, а на головках крис-

талів — f {011}, с {001}, о {111}, u {112}, d {101},

y {021} [2].

Табл. 4 показує поширеність комбінацій

простих форм. Як і слід було очікувати, най-

частіше трапляються комбінації f {011} + u {112}

(84,93 %), f {011} + о {111} (83,56), о {111} +

+ u {112} (78,08), f {011} + с {001} і о {111} +

+ с {001} (по 71,23), u {112} + с {001} (69,86 %).

Необхідно відзначити практично однакову

частоту та комбінаційну стійкість форм о{111}

та u {112}. У заноришах u {112} є частішою на

малих та середніх (до 10 см вздовж [001]) бід-

ноогранених індивідах, о {111} — на великих.

Детальніше залежність морфології криста-

лів від їхніх розмірів показано в табл. 5, з якої

видно, що практично всі важливі прості фор-

ми частіше трапляються на великих криста-

лах, ніж на дрібних. Винятком є призма f {011},

ОСОБЛИВОСТІ КРИСТАЛОМОРФОЛОГІЇ ТОПАЗУ ІЗ КАМЕРНИХ ПЕГМАТИТІВ ВОЛИНІ


Таблиця 1. Дані для статистичного аналізу простих форм на головках кристалів топазу із заноришівTable 1. The data for the statistical analysis of simple forms on crystals heads of topaz from chambers

Номер

кристала

Прості формиВідносні

розміри001 012 023 011 021 103 101 201 114 113 225 112 111 121 232 131 123

1 0 0 0 3 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 1 2 0 0 0 3 0 0 0 0 0 0 0 2 0 0 0 0 0 1 3 0 0 0 3 2 0 0 0 0 0 0 2 0 0 0 0 0 1 4 0 0 0 2 2 0 0 0 0 0 0 3 0 0 0 0 0 1 5 0 0 0 3 0 0 0 0 0 0 0 2 2 0 0 0 0 1 6 0 0 0 2 1 0 3 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 1 7 0 0 0 3 0 0 2 0 0 0 0 2 3 0 0 0 0 2 8 0 0 3 3 0 0 0 0 0 0 0 0 3 0 0 0 0 1 9 0 0 2 3 0 0 0 0 0 0 0 0 3 0 0 0 0 310 0 0 2 3 2 0 1 0 0 0 0 1 2 0 0 0 0 211 0 0 2 3 1 0 1 0 0 0 0 2 2 0 0 0 0 212 0 0 0 3 1 0 0 0 0 1 0 3 3 0 0 0 0 213 1 0 0 3 1 0 1 0 0 1 0 2 2 0 0 0 0 214 1 0 0 3 0 0 1 0 0 1 0 2 2 0 0 0 0 315 1 0 3 0 0 0 1 0 0 2 0 3 2 0 0 0 0 316 1 0 0 3 2 0 1 0 0 0 0 1 3 0 0 0 0 217 1 0 2 3 2 0 2 0 0 0 0 2 3 0 0 0 0 318 1 0 1 3 2 0 2 0 0 0 0 2 3 1 0 0 0 319 3 0 0 2 0 0 0 0 0 0 0 3 0 0 0 0 0 120 3 0 0 2 0 0 0 0 0 0 0 0 3 0 0 0 0 121 2 0 0 3 2 0 0 0 0 0 0 2 2 0 0 0 0 122 3 0 0 3 0 0 0 0 0 0 0 3 1 0 0 0 0 123 2 0 0 3 1 0 2 0 0 0 0 2 2 0 0 0 0 124 1 0 1 3 2 0 1 0 0 0 0 2 3 0 0 0 0 325 1 0 2 3 1 0 1 0 0 0 2 0 3 0 0 0 0 326 2 0 1 3 0 0 1 0 0 2 0 2 2 0 0 0 0 327 1 0 1 3 0 0 1 0 0 1 0 2 3 0 0 0 0 328 1 3 2 2 2 0 1 0 0 0 0 2 3 0 0 0 0 329 2 0 1 2 2 0 1 0 0 1 0 2 3 0 0 0 0 330 3 0 2 0 2 0 3 0 0 0 0 2 3 0 0 0 0 331 3 0 0 3 0 0 3 0 0 0 0 2 3 0 0 0 0 332 1 0 0 3 2 0 0 0 0 1 0 3 3 0 0 0 0 333 3 0 1 2 3 1 2 0 0 0 0 2 2 0 0 0 0 334 3 0 0 3 2 3 2 0 0 0 0 2 2 0 0 0 0 335 3 0 1 3 1 1 2 0 0 1 1 3 1 0 0 0 0 236 2 0 1 3 3 1 2 0 0 1 0 2 3 0 0 0 0 337 2 0 1 1 1 1 3 0 0 0 0 2 3 0 0 0 0 338 2 0 1 2 2 2 2 0 0 1 0 2 3 0 0 0 0 339 1 0 0 2 1 0 1 2 1 0 0 2 3 0 1 0 0 240 3 0 2 0 1 0 0 0 0 0 0 0 2 0 0 0 0 141 2 0 1 3 1 0 0 0 0 1 1 2 3 0 0 0 0 142 0 0 0 3 2 0 0 0 0 0 0 2 2 0 0 0 0 143 2 0 0 2 0 0 0 0 0 0 0 3 3 0 0 0 0 244 1 0 0 3 2 0 0 0 0 0 0 3 3 0 0 0 0 345 1 0 0 3 0 0 0 0 0 0 0 3 1 0 0 0 0 346 1 0 0 3 2 0 1 0 0 0 0 3 3 0 0 0 0 347 1 0 0 3 2 1 2 0 0 1 0 2 3 0 0 0 0 248 0 0 0 3 0 0 0 0 0 0 0 3 1 0 0 0 0 249 0 0 0 3 0 0 0 0 0 0 0 3 0 0 0 0 0 250 1 0 0 3 0 0 0 0 0 2 0 2 0 0 0 0 1 251 0 0 1 3 1 0 0 0 0 0 0 2 2 0 0 0 0 252 1 0 0 3 0 0 0 0 0 0 0 0 3 0 0 0 0 253 3 0 0 3 2 0 0 0 0 1 0 2 3 0 0 0 0 254 0 0 0 3 0 0 0 0 0 2 0 2 2 0 0 0 0 255 2 0 0 3 0 0 1 0 0 0 0 1 2 0 0 0 0 256 0 0 0 3 0 0 0 0 0 0 0 0 2 0 0 0 0 257 2 0 2 3 0 0 2 0 0 1 0 2 3 0 0 0 0 358 1 0 1 3 0 1 3 0 0 1 0 2 3 0 0 0 0 359 3 0 2 3 1 0 0 0 0 1 0 2 2 0 0 0 0 360 2 0 0 3 2 0 1 0 0 0 0 1 3 0 0 0 0 361 1 0 0 3 2 0 2 0 0 1 0 2 3 0 0 1 0 362 2 0 1 3 0 0 1 0 0 1 0 2 3 0 0 0 0 363 1 0 3 3 0 0 1 0 0 2 1 2 3 0 0 0 0 364 2 0 2 3 0 1 2 0 0 1 0 2 3 0 0 0 0 365 2 0 2 3 2 1 1 0 0 0 0 2 3 0 0 0 0 366 2 0 0 3 2 1 2 0 0 0 0 2 3 0 0 0 0 367 2 0 0 3 0 1 2 0 0 1 0 2 3 0 0 0 0 368 1 0 0 3 1 0 0 0 0 0 0 2 3 0 0 0 0 369 2 0 0 3 0 2 0 0 0 0 0 2 2 0 0 0 0 270 2 0 0 3 0 0 0 0 0 0 0 3 1 0 0 0 0 271 3 0 0 2 0 1 0 0 0 0 0 2 0 0 0 0 0 272 3 0 2 3 2 2 2 0 0 0 1 2 3 0 0 0 0 373 1 0 0 1 2 0 0 0 0 0 0 1 3 0 0 0 0 3

П р и м і т к а. Цифри 0, 1, 2, 3 у колонках простих форм вказують на наявність і відносні розміри граней даної форми

(0 — відсутня, 1 — незначні розміри, 2 — середні, 3 — великі), а в колонці "Відносні розміри" — розмір кристалів (1 —

до 5, 2 — до 10, 3 — понад 10 см по одній або кількох кристалографічних осях).

N o t e. Figures 0, 1, 2, 3 in the columns of simple forms indicate availability and relative dimensions of faces of the given form

(0 — absent, 1 — inconsiderable sizes, 2 — medium ones, 3 — large), and in the column "Relative sizes" — sizes of crystals

(1 — to 5, 2 — tо 10, 3 — above 10 сm on one or several crystallographic axes).


Таблиця 2. Частота простих форм на кристалах топазу із заноришів i зон вилуговуванняTable 2. Frequency of simple forms on topaz crystals from chambers and leaching zones

hkl

Занориш Зона вилуговування

Кількість кристалів

Відсоток від загальної

кількості кристалів


Відсоток від загальної

кількості кристалів

001 55 75,34 4 33,33

012 1 1,37 0 0,00

023 30 41,10 0 0,00

011 70 95,89 12 100,00

021 41 56,16 0 0,00

103 15 20,55 0 0,00

101 40 54,79 3 25,00

201 1 1,37 0 0,00

114 1 1,37 0 0,00

113 24 32,88 8 66,67

225 5 6,85 0 0,00

112 64 87,67 12 100,00

111 64 87,67 12 100,00

121 1 1,37 0 0,00

232 1 1,37 0 0,00

131 1 1,37 0 0,00

123 1 1,37 0 0,00

Всього 73 — 12 —

Таблиця 3. Частота простих форм на кристалах топазу із заноришів і зон вилуговування з врахуванням відносних розмірів граней

Table 3. Frequency of simple forms on topaz crystals from chambers and leaching zones according to the relative size of the faces

hkl

Занориш Зона вилуговування


Відсоток від загальної кількості кристалів


Відсоток від загальної кількості кристалів

001 55 75,34 100 45,66

012 1 1,37 3 1,37

023 30 41,10 49 22,37

011 70 95,89 195 89,04

021 41 56,16 70 31,96

103 15 20,55 20 9,13

101 40 54,79 66 30,14

201 1 1,37 2 0,91

114 1 1,37 1 0,46

113 24 32,88 29 13,24

225 5 6,85 6 2,74

112 64 87,67 137 62,56

111 64 87,67 163 74,43

121 1 1,37 1 0,46

232 1 1,37 1 0,46

131 1 1,37 1 0,46

123 1 1,37 1 0,46

Всього 73 — 219 —


наявна майже на всіх індивідах незалежно від

їхніх розмірів.

Як користуватися табл. 5 пояснимо на при-

кладі пінакоїда с {001}. Цифри 7, 13, 35, 55 в

рядку "Кількість кристалів" означають, що пі-

накоїд ідентифікували на 7 дрібних, 13 серед-

ніх і 35 великих індивідах. Відповідно, пінако-

їд наявний на 55 із 73 кристалів. Рядок "hkl, %"

означає, що з 55 індивідів, на яких був вста-

новлений пінакоїд, 12,73 % припадає на дріб-

ні, 23,64 — на середні, 63,64 — на великі.

Цифри в рядку "Розмір, %" означають, що пі-

накоїд с {001} встановлений на 46,67 % дріб-

них індивідів, 59,09 — середніх і 97,22 — вели-

ких. Загалом пінакоїд виявлений на 75,34 %

кристалів. Враховуючи, що із досліджених 73

кристалів до великих належать 36 (49,3 %), се-

редніх — 22 (30,1), дрібних — 15 (20,5), най-

важливішим в таблиці є рядок "Розмір, %".

Пояснити багатшу морфологію великих крис-

талів волинського топазу можна так. Відомо

[10], що більші добре огранені індивіди утво-

рюються за повільнішого росту. Згідно з ре-

зультатами наших досліджень можна припус-

тити, що у процесі еволюції форми багатогран-

ників топазу призма f {011} поступово витісняє

інші призми {0kl }, дипіраміда о {111} поглинає

інші дипіраміди {11l }, а призма d {101} — h {103}.

Далі, у процесі росту, призма f {011} витісняє

дипіраміди та пінакоїд с {001}. На дрібних

кристалах волинського топазу цей процес від-

бувається швидше. Як наслідок, най біднішою

огранкою характеризуються саме дрібні ін ди-

віди пізньої генерації топазу із метасоматично

змінених порід [1]. Еволюція фор ми багато гран-

ників топазу потребує подальшого вивчення.

Для проведення кластерного аналізу недо-

цільно враховувати як змінні відносний роз-

виток граней усіх простих форм, оскільки ма-

лопоширені форми не впливають на габітус.

Якщо взяти до уваги, що форму головки крис-

тала визначає відносний розвиток пінакоїда

с {001}, призм {0kl } та дипірамід {11l } (пере-

важно о {111} і u {112}), то саме їхні відносні

розміри доцільно брати як змінні. За спосте-

реження береться номер кристала. Ієрархіч-

ний кластерний аналіз за активованої пос лі-

довнос ті злиття (Agglomeration schedule) відпо-

відно до ме тоду зв’язку між групами (Bet ween-

groups lin ka ge) за встановленого z-пе ре творення


О.П. ВОВК, І.М. НАУМКО

(z-sco res) доз воляє виділити шість кластерів,

що відпові да ють типам головок кристалів то-

пазу (ри сунок).

До першої групи (див. рис., а) належать

кристали, головку яких формує призма f {011},

інші призми {0kl } — відсутні, дипіраміди ма-

ють підпорядковане значення. Такі адун-чі лон -

ські індивіди в камерних пегматитах Волині

характерні для зони вилуговування та дрібних

кристалів із заноришів. До цієї групи на лежить

10,96 % індивідів.

Другий кластер (див. рис., b), характерний

для дрібних індивідів із заноришів, ускладню-

ється появою невеликих за розмірами граней

призм y {021}, X {023} і d {101}. Як і у поперед-

ньому випадку, на головках домінує форма

Таблиця 4. Частота поєднання простих форм на кристалах топазу із заноришів, %Table 4. Frequency of combination of crystal forms on the topaz crystals from chambers, per cent

hkl 001 012 023 011 021 103 101 201 114 113 225 112 111 121 232 131 123

001 1,37 34,25 71,23 45,21 20,55 49,32 1,37 1,37 30,14 6,85 69,86 71,23 1,37 1,37 1,37 1,37

012 1 1,37 1,37 1,37 0,00 1,37 0,00 0,00 0,00 0,00 1,37 1,37 0,00 0,00 0,00 0,00

023 25 1 36,99 27,40 12,33 32,88 0,00 0,00 19,18 6,85 35,62 41,10 1,37 0,00 0,00 0,00

011 52 1 27 52,05 20,55 52,05 1,37 1,37 31,51 6,85 84,93 83,5 1,37 1,37 1,37 1,37

021 33 1 20 38 13,70 36,99 1,37 1,37 16,44 5,48 52,05 52,05 1,37 1,37 1,37 0,00

103 15 0 9 15 10 17,81 0,00 0,00 9,59 2,74 20,55 19,18 0,00 0,00 0,00 0,00

101 36 1 24 38 27 13 1,37 1,37 23,29 5,48 49,32 50,68 1,37 1,37 1,37 0,00

201 1 0 0 1 1 0 1 1,37 0,00 0,00 1,37 1,37 0,00 1,37 0,00 0,00

114 1 0 0 1 1 0 1 1 0,00 0,00 1,37 1,37 0,00 1,37 0,00 0,00

113 22 0 14 23 12 7 17 0 0 4,11 32,88 31,51 0,00 0,00 1,37 1,37

225 5 0 5 5 4 2 4 0 0 3 5,48 6,85 0,00 0,00 0,00 0,00

112 51 1 26 62 38 15 38 1 1 24 4 78,08 1,37 1,37 1,37 1,37

111 52 1 30 61 38 14 39 1 1 23 5 57 1,37 1,37 1,37 0,00

121 1 0 1 1 1 0 1 0 0 0 0 1 1 0,00 0,00 0,00

232 1 0 0 1 1 0 1 1 1 0 0 1 1 0 0,00 0,00

131 1 0 0 1 1 0 1 0 0 1 0 1 1 0 0 0,00

123 1 0 0 1 0 0 0 0 0 1 0 1 0 0 0 0

Таблиця 5. Частота простих форм на кристалах топазу із заноришів залежно від розмірів індивідівTable 5. Frequency of crystal forms on topaz crystals from chambers according to the sizes of individuals

hklКількість кристалів hkl, % Розмір, %

1 2 3 Σ 1 2 3 Σ 1 2 3 Σ

001 7 13 35 55 12,73 23,64 63,64 100,00 46,67 59,09 97,22 75,34

012 0 0 1 1 0,00 0,00 100,00 100,00 0,00 0,00 2,78 1,37

023 3 4 23 30 10,00 13,33 76,67 100,00 20,00 18,18 63,89 41,10

011 14 22 34 70 20,00 31,43 48,57 100,00 93,33 100,00 94,44 95,89

021 8 10 23 41 19,51 24,39 56,10 100,00 53,33 45,45 63,89 56,16

103 0 4 11 15 0,00 26,67 73,33 100,00 0,00 18,18 30,56 20,55

101 2 9 29 40 5,00 22,50 72,50 100,00 13,33 40,91 80,56 54,79

201 0 1 0 1 0,00 100,00 0,00 100,00 0,00 4,55 0,00 1,37

114 0 1 0 1 0,00 100,00 0,00 100,00 0,00 4,55 0,00 1,37

113 1 7 16 24 4,17 29,17 66,67 100,00 6,67 31,82 44,44 32,88

225 1 1 3 5 20,00 20,00 60,00 100,00 6,67 4,55 8,33 6,85

112 10 20 34 64 15,63 31,25 53,13 100,00 66,67 90,91 94,44 87,67

111 9 19 36 64 14,06 29,69 56,25 100,00 60,00 86,36 100,00 87,67

121 0 0 1 1 0,00 0,00 100,00 100,00 0,00 0,00 2,78 1,37

232 0 1 0 1 0,00 100,00 0,00 100,00 0,00 4,55 0,00 1,37

131 0 0 1 1 0,00 0,00 100,00 100,00 0,00 0,00 2,78 1,37

123 0 1 0 1 0,00 100,00 0,00 100,00 0,00 4,55 0,00 1,37

П р и м і т к а. Кристали: 1 — дрібні, 2 — середні, 3 — великі.

N o t e. Crystals: 1 — shallow, 2 — middle, 3 — large.

ISSN 0204-3548. Мінерал. журн. 2014. 36, № 1

Морфологічні типи багатогранників топазу з ка мер них

пегматитів Волині. Прості форми: М {110}, l {120},

f {011}, о {111}, u {112}, с {001}, y {021}, d {101}, X {023},

i {113}, h {103}

Morphological types of topaz polyhedrons from Volyn

chamber pegmatites. Simple forms: М {110}, l {120}, f {011},

о {111}, u {112}, с {001}, y {021}, d {101}, X {023}, i {113},

h {103}


f {011}. Інші призми і дипіраміди мають дру го-

рядне значення. Пінакоїд с {001} на крис талах

даної групи відсутній, або не досягає значних

розмірів. Такі кристали дуже поширені (60,27 %).

Кристалам третьої групи (див. рис., c) влас-

тива вузька грань пінакоїда с {001}. Ці перехід-

ні між ільменським і адун-чілонським типами

кристали поширені мало (4,11 %).

Четверта група (див. рис., d ) представлена

типовими ільменськими кристалами з добре

розвинутими гранями пінакоїда с {001} та

приз ми f {011}. Інші призми відсутні. Харак-

терною ознакою таких кристалів є домінуван-

ня дипіраміди u {112} над о {111} на невеликих

індивідах, які є рідкісними (5,48 %).

П’ята група (див. рис., е) представлена крис-

талами ільменського типу з відносно багатою

огранкою (9,59 %). Такі індивіди характерні

для заноришів.

До шостої групи (див. рис., f ) віднесено ін-

дивіди ільменського типу з найбагатшою ог-

ранкою — великі кристали із заноришів. До

цієї групи, як і до попередньої, належить

9,59 % індивідів.

Як видно з розподілу, математичні методи

не дозволяють чітко класифікувати топази,

клас терний аналіз за інших умов дає гірші ре-

зультати.

Видається логічним об’єднати другу і третю

групи, а також п’яту і шосту.

У результаті отримуємо такі класифікаційні

групи волинських топазів:

1) бідноогранені індивіди адун-чілон сь ко го

типу;

31


О.П. ВОВК, І.М. НАУМКО

2) багатоогранені індивіди адун-чілонського

типу і перехідні між адун-чілонським та іль-

менським типами;

3) прості індивіди ільменського типу;

4) складні індивіди ільменського типу;

5) нетипові для даного родовища кристали.

Висновки. 1. Найважливішими формами на

кристалах топазу є призми вертикального по-

ясу М {110} та l {120}.

2. На головках індивідів із заноришів, згід-

но з результатами аналізу частоти та відносно-

го розвитку граней, найбільше розвинені f {011},

о {111}, u {112}, с {001}, y {021}, d {101}, X {023}.

3. У зоні вилуговування морфологічно важ-

ливими на кристалах є лише три призми

М {110}, l {120} та f {011}, причому частота про-

яву останньої вища, ніж у заноришах.

4. Дипіраміди о {111}, u {112} та i {113} на

кристалах у зоні вилуговування трапляються

частіше, ніж у заноришах, але через малий

роз мір не є габітусними формами.

5. Встановлено чітку кореляцію між роз-

міра ми індивідів та їхньою огранкою — великі

крис тали огранені багатше, частота прояву прак-

тично всіх простих форм на них вища. Виня-

ток становить призма f {011}, добре розвинена

майже на всіх індивідах незалежно від розміру.

6. Кластерний аналіз морфології 73 індивідів і

зростків із заноришів дає змогу виділити шість

типів кристалів волинських топазів. Вра ховуючи

доцільність об’єднання кількох клас терів та ви-

ділення в окрему групу нетипових кристалів,

класифікацію волинських топазів про понуємо

здійснювати за п’ятьма типами кристалів.

7. Кожний морфологічний тип кристалів

властивий індивідам певного розміру.

8. Наявність багатоогранених великих крис-

талів може слугувати індикатором умов утво-

рення: повільного росту за умови помірного

пересичення. Власне такі параметри, які дося-

гаються у субвертикальних підтипах пегмати-

тових тіл з необхідним достатнім перепадом

температури для інтенсифікації явищ вилуго-

вування і перекристалізації, сприяють форму-

ванню у парагенезисах коштовного каміння

кристалів топазу з високими кондиційними ха-

рактеристиками.


1. Вовк О., Наумко І. Кристаломорфологія топазу з ка-

мерних (заноришoвих) пегматитів Волині // Міне-

рал. зб. — 2005. — № 55, вип. 1—2. — С. 79—89.

2. Вовк О., Наумко І. Зв’язок кристалічної структури з

особливостями морфології топазу з камерних пег-

матитів Волині // Там само. — 2013. — № 63,

вип. 1. — С. 52—59.

3. Калюжный В.А., Наумко И.М. Генезис топаза в

пегматитах занорышевого типа Украины // Мор-

фология и фазовые равновесия минералов. — Со-

фия : Изд-во Болгар. АН, 1986. — С. 395—401.

4. Лазаренко Е.К., Павлишин В.И., Латыш В.Т., Соро-

кин Ю.Г. Минералогия и генезис камерных пег ма-

титов Волыни. — Львов : Вища шк., 1973. — 360 с.

5. Леммлейн Г.Г., Меланхолин Н.М. Об окраске двух-

цветных кристаллов топаза // Тр. Ин-та кристал-

лографии. — 1951. — Вып. 6. — С. 245—254.

6. Мінералоутворюючі флюїди та парагенезиси мінера-

лів пегматитів заноришевого типу України (рідкі

включення, термобарометрія, геохімія) / Відп. ред.

В.А. Калюжний. — К. : Наук. думка, 1971. — 216 с.

7. Наумко І.М. Флюїдний режим мінералогенезу по-

родно-рудних комплексів України (за включення-

ми у мінералах типових парагенезисів) : Автореф.

дис. ... д-ра геол. наук / ІГГГК НАН України. —

Львів, 2006. — 52 с.

8. Наумко И.М., Вовк А.П. О связи кристалломорфо-

логических и генетических особенностей топаза

из занорышевых (камерных) пегматитов Волы-

ни // Материалы ХI Междунар. конф. по термо-

барогеохимии (Александров, 8—12 сент. 2003 г.). —

Александров : ВНИИСИМС, 2003. — С. 108—111.

9. Наумко И.М., Калюжный В.А. Генетические особен-

ности топаза из зоны выщелачивания и перекрис-

таллизации занорышевых пегматитов Волы ни //

Минерал. журн. — 1981. — 3, № 3. — С. 52—62.

10. Попов Г.М., Шафрановский И.И. Кристаллогра-

фия. — М. : Высш. шк., 1972. — 352 с.

11. Naumko I.M., Vovk О.Р. Crystallogenesis of topaz of

cham ber pegmatites of Korosten’ plutone (Ukraine) //

Abstracts of 31th International Geological Congress. —

[Електронний ресурс]. — Rio de Janeiro, 2000. —

http://cbrazil.dominal. com/g0806021.pgf.

12. Sekanina J. Kalcit ze Štramberka // Prăce Brňen. zak-

ladny ČSAV. — 1962. — R. XXXIV. — S. 12.

13. Vovk O.P., Naumko I.M. Statistical investigations with

purpose of reconstruction of mineral forming condi-

tions in crystal morphology (using topaz for an exam-

ple) // Abstr. of the Mining Pribram Symp. "Inter-

national Sections. Mathematic methods in Geolo-

gy". — Prague, 1999. — MC 46.


REFERENCES

1. Vovk, O. and Naumko, I. (2013), Mineral. Zb., No 63

Vyp. 1, pp. 52-59.

2. Vovk, O. and Naumko, I. (2005), Mineral. Zb., No 55

Vyp. 1-2, pp. 79-89.

3. Kalyuzhnyy, V.A. and Naumko, I.M. (1986), Izd-vo Bol-

garskoі AN, Sofiуa, pp. 395-401.

4. Lazarenko, E.K., Pavlyshyn, V.I., Latysh, V.T. and So-

rokin, J.G. (1973), Vyshcha shkola, Lvov, 360 p.

5. Lemmlejn, G.G. and Melankholin, N.M. (1951), Tru dy

Instituta kristallografiyi, Vyp. 1, pp. 245-254.

6. (1971) Mineraloutvoryuyuchi flyuidy ta paragenezysy mi-

neraliv pegmatytiv zanoryshevogo typu Ukrayiny (ridki

vklyuchennya, termobarogeokhimiya, geokhi miya), Aka-



de miya nauk Ukrayinskoyi RSR, Instytut geologiyi i

geokhimiyi goryuchykh kopalyn, in Kalyu zhnyy, V.A.

(Vidp. red.), Nauk. dumka, Kyiv, 216 p.

7. Naumko, I.M. (2006), Avtoref. dys. doktora geol. na-

uk, Instytut geologiyi i geokhimiyi goryuchykh kopalyn

NAN Ukrayiny, Lviv, 52 p.

8. Naumko, I.M. and Vovk, A.P. (2003), Materialy XI

Mezh dunar. Konf. po termobarogeokhimyi, VNIISIMS,

sent., 8-12, 2003, Alexandrov, Russia, pp. 108-111.

9. Naumko, I.M. and Kalyuzhnyy, V.A. (1981), Mineral.

Zhurnal (Ukraine), Vol. 3 No 3, pp. 52-62.

10. Popov, G.M. and Shafranovskiy, I.I. (1972), Vysshaya

shkola, Moskva, 352 p.

11. Naumko, I.M. and Vovk, О.Р. (2000), Abstracts of 31th

International Geological Congress, 2000, Rio de Ja neiro

available at: http://cbrazil.dominal.com/g0806021.pgf.

12. Sekanina, J. (1962), Prăce Brňen. zakladny ČSAV, R.

XXXIV, p. 12.

13. Vovk, O.P. and Naumko, I.M. (1999), Abstracts of the

Mining Pribram Symposium "International Sections.

Mathematic methods in Geology", Prague, MC 46.

Received 12.12.2013

А.П. Вовк 1, И.М. Наумко 2

1 Восточноевропейский национальный

университет им. Леси Украинки

43025, г. Луцк, Украина, пр. Воли, 13

E-mail: [email protected] Институт геологии и геохимии горючих

ископаемых НАН Украины

79060, г. Львов, Украина, ул. Научная, 3а

ОСОБЕННОСТИ КРИСТАЛЛОМОРФОЛОГИИ

ТОПАЗА ИЗ КАМЕРНЫХ ПЕГМАТИТОВ ВОЛЫНИ

(ПО ДАННЫМ СТАТИСТИЧЕСКИХ МЕТОДОВ)

На основании результатов исследования 85 индивидов

и сростков многогранников топаза, проведена статис-

тическая обработка гониометрических измерений их

кристаллов из камерных пегматитов Волыни. Обнару-

жена корреляция между размерами кристалла и его

морфологией: на больших многогранниках частота про-

явления большинства простых форм выше. Опре де-

лены морфологически важные простые формы с уче-

том общей частоты, комбинационной устойчивости и

отно сительного развития граней. Проанализи рована

морфология кристаллов из разных минера ло го-струк-

тур ных зон пегматитовых тел. Наиболее важные фор-

мы на индивидах топаза — это призмы вертикального

поя са М {110} и l {120}. На головках многогранников

из занорышей самые развитые фор мы f {011}, о {111},

u {112}, с {001}, y {021}, d {101}, X {023}. Для кристал-

лов из зон выщелачивания характерна более бедная

ог ранка — на их головках об на ружены формы f {011},

о {111}, u {112}, с {001}, і {113}, d {101}, из которых хо-

рошо развита только первая. При помощи кластер-

ного анализа установлены шесть морфологических

ти пов многогранников. Пользуясь предложенными

таблицами, можно определить важность каждой прос-

той формы в зависимости от размеров индивида.

Ключевые слова: кристалломорфология, гониометрия,

то паз, камерные пегматиты, Волынь, статистические

методы.

O.P. Vovk 1, I.М. Naumko 2

1 Lesya Ukrainka Eastern European National University

13, Voli Pr., 43025, Luts'k, Ukraine

E-mail: [email protected] Institute of Geology and Geochemistry of Combustible

Minerals of the NAS of Ukraine

3a, Naukova St., 79060, Lviv, Ukraine

PECULIARITIES OF CRYSTALL MORPHOLOGY

OF TOPAZ FROM CHAMBER PEGMATITES

OF VOLYN ACCORDING TO DATA

OF STATISTICAL METHODS

Volyn chamber pegmatites that are genetically and spatially

related to granites of Korosten pluton located in the north-

western part of the Ukrainian Shield are the only source of

jeweler and technical topaz in Ukraine. The majority of

topaz crystals in pegmatite bodies are found in chambers

and leaching zones. Rarely topaz individuals are seen in

cavities of the graphic, pegmatoid and feldspar zones and

in metasomaticaly changed rocks, and also as hard inclu-

sions in quartz. Topaz in Volyn chamber pegmatites, as the

reliable typomophic mineral-indicator of acid-alkaline of

fluid medium of the mineralogenesis, is precisely indivi-

dualized crystallographically. We have studied 85 indivi-

duals and aggregates of topaz: 73 — from chamber areas

and 12 from leaching zones. Statistical processing of

goniometric research of crystals of Volyn topaz was con-

ducted. Correlation was found between crystals size and

their morphology. Morphologically important simple forms

were determined according to general frequency, combi-

nation stability and relative development of faces. Morpho-

logy of crystals from different mineralogical-structural zo-

nes was compared. Six types of individuals were determined

with the help of cluster analysis. Prisms of the vertical zone

M {110} and l {120} are the main crystal forms of topaz.

Faces f {011}, o {111}, u {112}, с {001} — y {021}, d {101},

X {023} are the most morphologically important on the

heads of polyhedrons from chambers, according to the

analysis of frequency and relative development of faces.

Only three prisms M {110}, l {120} and f {011} are mor-

phologically important in the leaching zone. Thus fre qu-

ency of the latter is higher than in the chambers. The bi-

pyramids o {111}, u {112} and i {113} in the leaching zone,

are found more often, than in the chambers, but due to

their small sizes are not important to crystal habit. There is

clear correlation between the sizes of individuals and their

habit — on the large crystals we see more faces. An excep-

tion is made by the prism of f {011}, which is well deve-

loped on almost all individuals, regardless of size. The

cluster analysis of morphology of 73 polyhedrons and

aggre gates from the chambers allowed distinguishing six

types of crystals. Every type of crystals is typical of the

individuals of defined size. Large crystals with reach habit

can indicate the mineral forming conditions such as low

growth rate and moderate supersaturation. The tables that

allow defining morphological importance of every face

depending on crystal sizes are attached.

Keywords: crystal morphology, goniometric measurements,

topaz, chamber pegmatites, Volyn, statistics methods.


© Е.Б. ТРЕЙВУС, В.И. СИЛАЕВ, 2014


УДК 549.324 : 548.3

Е.Б. Трейвус 1, В.И. Силаев 2

1 Федер. гос. бюджет. образоват. учреждение высш. проф. образования "Санкт-Петербургский гос. ун-т" 199034, г. Санкт-Петербург, Россия, Университетская наб., 7/9 E-mail: [email protected] Институт геологии Коми НЦ УрО РАН 167982, г. Сыктывкар, Россия, ул. Первомайская, 54 E-mail: [email protected]

НОВЫЕ ДАННЫЕ О МИНЕРАЛАХ ИЗ ХРУСТАЛЕНОСНОГО МЕСТОРОЖДЕНИЯ ДОДО (ПРИПОЛЯРНЫЙ УРАЛ)

Приведены результаты химического и гониометрического изучения кристаллов титанита, апатита и апофиллита

из хрусталеносного месторождения Додо на Приполярном Урале. Двойник титанита отличается меньшим числом

простых форм, чем это установлено для данного минерала в других хрусталеносных жилах этого района. Наряду

с этим на исследованном кристалле выявлены две простые формы, неизвестные ранее для титанита уральских

месторождений. Таблитчатый облик и пинакоидально-дипирамидальный габитус изученного кристалла апатита

близки к описанным ранее для месторождений этого района и типичны для апатита из низкотемпературных

кварцевых жил. Сделан вывод о ромбической сингонии рассмотренной разновидности апофиллита на основании

гониометрического изучения и особенностей скульптуры его граней и его возможном типоморфизме.

Ключевые слова: кварц, титанит, апатит, апофиллит, кристалломорфология, гониометрия, типоморфизм.

Введение. Хрусталеносное месторождение До-

до — типичный пример кварцево-жильных

месторождений альпийского типа [9, 16]. Оно

было открыто в 1934 г. экспедицией АН СССР

под руководством А.Н. Алешкова на восточ-

ном склоне Приполярного Урала, в пределах

его Осевой структурной зоны вблизи горы Не-

ройки. В настоящее время месторождение

Додо рассматривается как центральная часть

единой Неройской хрусталеносной полосы,

протяженность которой оценивается в десят-

ки километров. Площадь самого месторожде-

ния составляет около 1 км2, на глубину оно

разведано до 2 км.

Месторождение Додо (рис. 1) приурочено к

дислоцированным и метаморфизованным в

условиях зеленосланцевой фации среднери-

фейским вулканогенно-осадочным породам

пуйвинской свиты, смятым вблизи лежачего

бока Неройско-Патокского гранитоидного мас-

сива в подковообразную складку, погружаю-

щуюся на север под углом 50—70° [3, 8, 14, 22].

Среди вмещающих месторождение пород пре-

обладают филлитовидные кварц-серици то вые

и кварц-серицит-хлоритовые сланцы, череду-

ющиеся с редкими прослоями или линзами

кварцитов. К настоящему времени на место-

рождении выявлено более 900 кварцевых жил

и хрусталеносных гнезд, развитых вдоль тре-

щин и тектонических зон рассланцевания.

Основным по продуктивности типом рудных

тел являются хрусталеносные гнезда, свя зан-

ные с кварцевыми жилами, минерали зован-

ными трещинами или трещиноподобными зон-

ками дробления. Форма гнезд клино- или лин-

зовидная, трубообразная или изометричная,

их размеры по простиранию — от 1 до 40 м, по

падению — до 16, а по мощности — от 0,3 до

5 м [5]. Хрусталеносные гнезда характеризу-

ются гораздо более сложным минеральным

составом, чем собственно кварцевые жилы,

состав которых практически обусловлен вме-

щающими породами. Это различие объясняют

тем, что хрусталеносные гнезда приурочены к


НОВЫЕ ДАННЫЕ О МИНЕРАЛАХ ИЗ ХРУСТАЛЕНОСНОГО МЕСТОРОЖДЕНИЯ ДОДО

субгоризонтальным дизъюнктивам ("надви-

гам"), игравшим важную роль в массоперено-

се при образовании месторождения [7].

Среди хрусталеносных объектов Приполяр-

ного Урала месторождение Додо выделяется

по величине и минеральному разнообразию

[4, 6]. На нем выявлено более 100 минеральных

видов, в том числе около 60, непосредственно

связанных с хрусталеобразованием [14, 28].

Особенности этого месторождения таковы (в

скобках указана частота встречаемости, %): вы-

сокая доля сульфидов (22) и оксидов (16), в

сумме превышающая долю силикатов (35). Для

сравнения можно указать, что на хрусталенос-

ном месторождении Пуйва того же райо на При-

полярного Урала суммарная доля сульфидов

(19) и оксидов (12) в полтора раза меньше, чем

силикатов (47).

Можно пред полагать, что по вышенная суль-

фидность месторождения Додо свидетельству-

ет о более существенной роли в истории его

образова ния не только теле-, но и гидро тер-

мальных процессов.

За период эксплуатации с 1935 по 2000 г. на

месторождении Додо было добыто более 2380 т

кристаллосырья, включая и жильный кварц,

характеризующийся высокой химической чис-

тотой [15]. В настоящее время это месторож-

дение определено как базовое для строящего-

ся в г. Нягань (Ханты-Мансийский а. о. Тюмен-

ской обл.) завода по выпуску особо чис того

кварцевого концентрата для нано элек т рон ной,

оптической, светотехнической и химической

промышленности. Кроме того, месторождение

Додо остается источником вы соко каче ствен-

ного коллекционного материала, вос требо-

ван ного лучшими отечест вен ны ми и зару беж-

ными геологическими и минералогическими

музеями [12].

Объекты и методы исследований. При всей

изученности кварцево-хрусталеностных мес-

торождений Приполярного Урала к настояще-

му времени лишь один минерал на них, а

именно кварц, может быть признан достаточ-

но полно и комплексно исследованным. Для

всех остальных минералов, включая важней-

шие с генетико-информационной точки зре-

ния и актуальные для коллекционеров, из вес т-

ны лишь спорадические и в большинстве сво-

ем сильно устаревшие данные, зачастую не

привязанные к конкретным месторождениям.

В особенности следует подчеркнуть дефицит

точной кристалломорфологической информа-

ции, полученной с использованием гониомет-

рического метода.

Все это послужило для нас причиной обра-

титься к детальному кристалломорфологичес-

кому исследованию некоторых кварцсопро-

вождающих минералов, отобранных на место-

рождении Додо и представляющих интерес не

только как источники информации, полезной

"…для выяснения генезиса, относительного воз-

раста и характеристики кварцевых жил этого

интереснейшего района Урала" [1, с. 123], но и

как индикаторы промышленной перспектив-

ности кварцевых жил [23]. В качестве методов

исследований использованы рент гено флу орес-

центный анализ (MESA-500W, фирма Horiba),

аналитическая сканирующая электронная ми-

кроскопия (комплекс JSM-6400 фирмы Jeol ) и

гониометрия (двухкружный гониометр В. Гольд-

шмидта). Образцы для исследований были лю-

безно представлены И.С. Астаховой — на-

учным сотрудником Геологического музея им.

А.А. Чернова.

Результаты исследований. Образцы титани-

та из месторождения Додо принадлежат к

"самым лучшим", "исключительным", к "са мым

знаменитым" находкам [12]. И.И. Шафранов-

ский [26] указывал на одновременное образо-

вание титанита и кварца. Позже в результате

изучения титанита из Пуйвинского, Паток-

ского, Хобеюского и других хрусталеносных

проявлений был сделан вывод о том, что тита-

нит в жилах образовался "в последние мо мен-

ты роста кристаллов кварца" [1]. Эти данные

Э.М. Бонштедт-Куплетской подтвердил и до-

полнил В.В. Буканов [3].

Известно, что титанит в хрусталеносных

про явлениях Неройской полосы разнообразен

по форме, имеет зеленовато- или буровато-

коричневую окраску, чем отличается от тита-

нита в проявлениях Хобеинской полосы, для

которого характерна светло-розовая окраска

[23]. В неройском титаните установлено мно-

го элементов-примесей, основные из которых

(в последовательности убывания) — Mn, Al, Fe,

Y, Sn, V, Ta, Nb. Химический состав исследуе-

мого нами минерала был определен с помо-

щью рентгенофлуоресцентного метода, мас. %:

TiO2 (38,70); SiO2 (30,91); CaO (26,01); Al2O3

(2,03); Fe2O3 (1,87); Y2O3 (0,25); MnO (0,11);

K2O (0,12). Из приведенных данных следует,

что проанализированный нами титанит, как и

в случаях, описанных Э.М. Бонштедт-Куп лет-

ской и В.В. Букановым, содержит примеси Al,


Е.Б. ТРЕЙВУС, В.И. СИЛАЕВ

Fe, Mn и Y. Его эмпирическая формула может

быть представлена как [Ca0,90(Mn, K, Y)0,01]0,91 ×

× (Ti0,94Al0,08Fe0,05)1,07[SiO4,79(OH)0,39]. По миналь-

ному составу рассматриваемый минерал на

88 % собственно титанит, а на 12 — вюанья-

ит — [Ca(Al, Fe)][SiO4(OH)]. Таким образом,

очевидно, что обогащение этого минерала же-

лезом и обусловило его окраску.

Нами исследован на гониометре двойник

размером 15 × 8 мм неравномерного (пятнис-

того) светло-коричневого цвета, сменяющегося

вблизи своей поверхности на зеленый (рис. 2).

Такую смену окраски наблюдал И.И. Шафра-

новский, но в кристаллах титанита, изу ченных

Э.М. Бонштедт-Куплетской [1], внутренняя часть

была зеленой, а внешняя светло-коричневой.

В двойниковом сростке с одной его стороны

на одном из субиндивидов (рис. 3) имеются

грани двух простых форм, обладающих ярким

блеском и дающих четкие сигналы в оптичес-

кой трубе гониометра. По угловым координа-

там эти формы идентифицируются как a (102)

и r (11-0) (табл. 1). На другом субиндивиде с

той же стороны двойника присутствует только

грань простой формы a. В обоих случаях гра-

ни этой формы габитусные, т. е. господствуют

по величине. Они симметрично расположены

относительно протяженного двойникового шва,

выраженного прямолинейной канавкой, обра-

зованной двумя сходящимися под острым уг-

Рис. 2. Облик двойника титанита из месторождения

Додо

Fig. 2. Habit of titanite tween from the deposit Dodo

Рис. 3. Вид изученного двойника титанита сбоку. Прос-

тые формы, по [29]: a (102), r (11-0), l (1

-12), y (100)

Fig. 3. Side view of the studied titanite tween. Sim ple forms

by [29]: a (102), r (11-0), l (1

-12), y (100)

Рис. 1. Геологическая карта месторождения Додо: 1 —

пуйвинская свита (pv2 — кварцитопесчаники, pv3 — зе-

леные сланцы с прослоями кварцитопесчаников, pv4 —

переслаивание зеленых сланцев и известняков); 2 —

отложения четвертичного возраста; 3 — шток гранитов

(вверху) и дайки магматитов кислого (а) и основного

(b) состава; 4 — кварцевые жилы; 5 — гра ницы хрус-

таленосных зон (составлена Е.В. Бурла ко вым по ма-

териалам Л.С. Скобеля)

Fig. 1. Geological map of deposit Dodo: 1 — Puivin suite

(pv2 — quartzite sandstones, pv3 — green slates with quar-

tzite sandstone interlayers, pv4 — interbedding of green

slates and limestones); 2 — Quaternary age deposits; 3 —

granite stock (at the top) and migmatite dikes of acid (a)

and basic (b) composition; 4 — quartz veins; 5 — boun-

daries of rock crystal zones (composed by Ye.V. Bur lakov

by L.S. Skobel’s data)



лом мелкими узкими гранями, каждая из ко-

торых принадлежит своему индивиду двойни-

ка. С противоположной стороны описываемый

двойник имеет настолько тус клые грани, что

они не поддаются измерению на гониометре

даже по отблеску. Диагностировать их как

простые формы l (1-12) и y (100) удалось только

по аналогии с кристаллом на одном из рисун-

ков Э.М. Бонштедт-Куп лет ской [1].

Процедура определения простых форм на

субиндивидах нашего двойника заключалась в

следующем. Измеряемый образец крепили на

головке гониометра так, чтобы симметричные

относительно двойниковой плоскости грани

разных субиндивидов с блестящей стороны

двойника имели приблизительно одинаковый

наклон относительно горизонтальной оси вра-

щения гониометра. Следовательно, двой ни-

ко вая плоскость была близка по своему поло-

жению к плоскости, параллельной этой оси.

Потом измерялись и наносились на стереогра-

фическую проекцию полярные коорди наты гра-

ней обоих субиндивидов. Эти значения φ и ρ

были, разумеется, случайными, не отвечающи-

ми теоретическим полярным координатам кон-

кретных простых форм. Угол меж ду нормаля-

ми к габитусным граням обоих субиндивидов

равнялся 102°. Большей точности по стерео-

проекции достичь не удалось. Для простых

форм a (102) и (1-02) данный угол равен 101°23'

[29]. Близость полученной нами ве личины ука-

занного угла к этому значению позволила оп-

ределить габитусные грани исследуемого крис-

талла как грани простой формы a (102) — тем

более, что они соответствуют господствующей

простой форме на рисунке двойника титанита

из Приполярного Урала, изученного Э.М. Бон-

штедт-Куплетской [1].

Далее на стереографической проекции мы

провели дугу большого круга, расположенную

на половине расстояния между упомянутыми

проекциями габитусных и симметричных меж-

ду собой граней обоих индивидов, т. е. полу-

чили проекцию двойниковой плоскости. Для

этого мы предварительно повернули стерео-

графическую проекцию вокруг ее центра и рас-

положили точки проекций упомянутых сим-

метричных граней таким образом, чтобы кон-

цы двойниковой плоскости имели коор ди наты

φ, равные 90 и 270°. Окончания дуги большого

круга (проекции двойниковой плоскости) ос-

тались на окружности стереопроекции, а двой-

никовая плоскость оказалась наклоненной к

горизонтальной оси вращения гониометра под

углом 7°. После этого мы довернули проекцию

двойниковой плоскости до вертикального по-

ложения и соответствующим образом измени-

ли величины φ и ρ для граней всех простых

форм на обоих субиндивидах.

Известно [1], что двойниковой плоскостью

в сростках кристаллов титанита служит плос-

кость [010], т. е. вторая координатная плос-

кость. Поэтому мы повернули стереопроекцию

таким образом, чтобы положение двойнико-

вой плоскости на ней совпало с плоскостью

[010], т. е. совместили линию проекции двой-

никовой плоскости с горизонтальной прямой

на стереографической сетке. Правый конец

двойниковой плоскости получил при этом

значение φ = 0. Затем по стереографической

проекции определили новые (теперь уже ис-

тинные) полярные координаты зарегист риро-

ванных граней.

Найденные в результате двух описанных

преобразований полярные координаты граней

субиндивидов на одной из сторон двойника

приведены в табл. 1. Подобные графические

изменения проекций граней показывают, что

полярные координаты граней можно получить

лишь с точностью до 0,5°. Кроме того, на точ-

ности измерений сказывается неровность гра-

ней. Например, грань a (102) дает две световые

точки разной яркости диаметром каждая в не-

сколько минут, расположенные на расстоянии

друг от друга около 20’. Изогнутость данной

грани различима визуально. Грань r (11-0) об-

ладает штриховкой, что привело к особенно

Таблица 1. Полярные координаты граней одного из субиндивидов двойника титанитаTable 1. Polar coordinates of faces of one of titanite tween subindividuals

Измеренные

координаты Простые

формы

Теоретические

координаты [29]

φ ρ φ ρ

89°30’ 50°30’ a (102) 90°00’ 50°43’

122°30’ 90°00’ r (11-0) 123°15’ 90°00’

147°30’ 43°30’ ε (01-1) 146°15’ 45°46’

271°30’ 51°00’ a (1-02

-) 270°30’ 50°43’

П р и м е ч а н и е. Измеренные полярные координаты

граней могут варьироваться в зависимости от состава

и содержания структурных примесей, теоретические

параметры этого не отражают.

N o t e. Measured polar coordinates of faces can vary de-

pending. On the composition of structural impurities, that

is not reflected in theoretical parameters.


Б.Г. ШАБАЛІН, Ю.О. ТІТОВЕ.Б. ТРЕЙВУС, В.И. СИЛАЕВ

сложной световой картине от нее в гониомет-

ре, отличающейся наличием ломаного в одном

месте относительно широкого светового луча

протяженностью около 3°. При этом упо мя-

нутый луч не обрывался резко, а медленно

тускнел на своих окончаниях.

Указанные на рис. 3 и в табл. 1 простые

фор мы принадлежат к наиболее распро стра-

ненным на кристаллах титанита простым фор-

мам. Формы a (102) и r (11-0) отмечены ранее

как наиболее распространенные и на кристал-

лах уральского титанита [1]. Грань а (1-02

-) на

рис. 3 заслонена другими гранями. Грань ε (01-1),

наблюдаемая как узкая и яркая по отблеску

полоска, находится в углублении двойниково-

го шва. На рис. 3 она тоже не изображена, по-

скольку заслонена гранью a (102). Зафиксиро-

вать в углублении между субиндивидами двой-

ника полярные координаты мелкой грани,

симметричной грани ε (01-1), не удалось из-за

слабого отблеска.

В целом рассмотренный нами кристалл

ти танита в сравнении с кристаллами, опи-

санны ми Э.М. Бонштедт-Куплетской, имеет

мень шее число простых форм. Это можно

объяс нить тем, что она имела возможность

ис следовать кристаллы из нескольких хруста-

ле носных объектов Приполярного Урала. Тем

не менее, на изученном нами двойнике из

месторождения Додо обнаружены две простые

формы, не выявленные Э.М. Бонштедт-Куп-

летской. Зарегистрированную нами штриховку

на грани r (11-0) ранее не отмечали, в то время

как грани форм l (11-2) и y (100) оказались в на-

шем случае без типичной для них штриховки.

Апатит относится к хорошо изученным

ми нералам хрусталеносных месторождений.

Форму одного его кристалла именно из мес-

торождения Додо детально описал И.И. Шаф-

рановский [26]. При этом были отмечены таб-

литчатый облик, пинакоидально-призмати-

чес кий габитус и полиэдрия. Общее число

выявленных простых форм достигало семи. В

качестве габитусообразующих И.И. Шафра-

новский определил гексагональную призму

a {101-0} и пинакоид c {0001}. Впоследствии

крис талломорфологию апатита из хрустале нос-

ных месторождений Приполярного Урала изу-

чал В.В. Буканов [2, 3], отметивший кроме

пластинчатого также и бочонковидный облик

его индивидов. Позже было установлено [23],

что таблитчатые кристаллы апатита более ти-

пичны для секущих кварцевых жил, бочон ко-

видные или столбчато-округлые — для суб-

согласных жил и хрусталеносных гнезд, а ша-

рообразные с большим количеством вто ро сте-

пенных граней — для окологнездовых орео лов.

Эти интересные факты заслуживают особого

внимания.

В.В. Буканов на кристаллах апатита этого

района диагностировал 22 простые формы, из

которых основные совпали с установленными

ранее И.И. Шафрановским. Тем не менее, ши-

рокое варьирование на кристаллах апатита

второстепенных форм при переходе от одних

хрусталеносных месторождений к другим даже

в пределах единой хрусталеносной полосы сви-

детельствует о динамичности процесса хрус-

таленосной минерализации. Хорошо известно

[18, 19, 24, 25], что кристалломорфология —

это важный типоморфный и генетико-ин фор-

мационный признак апатита. В частности, ус-

тановлено, что уплощенные кристаллы апа-

тита характерны для позднемагматических

гидротермальных жил, образующихся при тем-

пературе 400—200 °С [13, 20, 22, 28]. Это со-

гласуется и с представлениями о хрусталеоб-

разовании на Приполярном Урале [25].

Химический состав апатита из кварцевых

жил изучен на примере Патокского месторож-

дения, для которого была найдена эмпи ри-

ческая формула: (Ca4,95Al0,01Mn0,01Na0,04K0,04)5,05 ×

× [PO4]3(OH)0,31F0,73]1,04 [2]. Для наших образ-

цов апатита мы получили формулу (Ca9,96 ×

× Na0,07Mn0,01)1,04[PO3]6(F1,53OH0,48)2,01. Судя по при-

веденным формулам, в обоих случаях мине-

ралы соответствуют фторгидроксилапатиту.

Изученный нами кристалл апатита имеет

хорошо выраженный таблитчатый облик с уп-

лощением по пинакоиду (рис. 4). Его раз ме-

ры — около 5 мм в базальной плоскости и

2,5 — вдоль оси с. По своим морфологическим

особенностям этот кристалл практически тож-

Рис. 4. Кристалл фторгидроксилапатита из месторож-

дения Додо

Fig. 4. Crystal of fluorhydroxylapatite from the deposit

Dodo



дественен описанным в литературе индивидам

апатита из хрусталеносных месторождений При-

полярного Урала. На торцах кристалла наблю-

даются столь многочисленные мел кие вростки

хлорита, что собственные грани апатита "вы-

глядывают" лишь местами. Не ко торые грани

кристаллов обнажаются в виде цепочки ок руг-

лых фрагментов, поэтому кристаллографичес-

кая идентичность таких граней осталась нео-

пределенной. Показательно, что обильная хло-

ритизация проявилась только на боковых

гранях изученного кристалла, грани пинакои-

да свободны от хлорита. Это свидетельствует о

том, что адсорбция хлоритобразующих ком-

понентов происходила строго избирательно.

Внутри апатита включений хлорита нет, крис-

талл абсолютно прозрачный. Это оз начает, что

хлорит образовывался в самом конце истории

кристаллизации апатита. В целом же тесное

срастание апатита с хлоритом подтверждает

справедливость выводов о сравнительно низ-

кой температуре образования квар цевых жил

на месторождении Додо.

Кристалл юстирован на гониометре по гра-

ни пинакоида, которая обладает ярким блеском

и дает в зрительной трубе гониометра четкий

крест, позволяющий ориентировать кристалл

с большой точностью. Результаты из мерений

представлены в табл. 2. Полученные значения

параметра φ отличаются от теоретических не

более чем на 8—10', поэтому среднеквадратич-

ная ошибка его определения не вычислялась.

Описываемые простые формы надежно диаг-

ностируются по величине ρ. Все они принад-

лежат к двум вертикальным поясам, что видно

из их координат ρ и символов. Измерялась

лишь одна половина кристалла, т. е. он не пе-

реворачивался другой гранью пинакоида квер-

ху для рассмотрения противоположной поло-

вины кристалла. Поэтому грань пинакоида в

табл. 2 указана в единственном числе.

Такое изучение кристаллов апатита допус-

тимо, поскольку они обладают горизонталь-

ной плоскостью симметрии и измеряемая в на-

шем случае "верхняя" половина кристалла пол-

ностью симметрична его "нижней" половине.

Вместе с тем при нашем подходе могли быть

пропущены второстепенные и незна чительные

по размерам грани дипирамид с большими

индексами, присутствующие в неполном чис-

ле с одной стороны этого кристалла, анало-

гично тому, что наблюдалось в от ношении

числа граней некоторых простых форм на из-

меренной стороне нашего кристалла (табл. 2).

На приведенном изображении (рис. 4) не по-

казано несколько впервые об на руженных мел-

ких граней. Поэтому оно практически совпа-

дает с рисунком И.И. Шафрановского [26].

В сводках В. Гольдшмидта [29, 30] приведен

большой список простых форм кристаллов

апатита. Известная по этой сводке простая

форма {303-4} дала в зрительной трубе гонио-

метра слабый отблеск, что привело к прибли-

зительному значению измеренной величины

ρ. Указанную форму на кристаллах приполяр-

ноуральских минералов нашел и В.В. Буканов

[2]. В "Атласе" [30] гораздо более естественная

на кристаллах апатита форма {101-4} приведена

в числе "редких и ненадежных". Интересно

отметить, что такая редкая, если судить по ее

большим индексам, форма, как {5.0.5-.12}, так-

же фигурирует в справочнике [29] и отмеча-

лась В.В. Букановым. Указанная в табл. 4 фор-

ма {6.6.12-

.1} может показаться сомнительной

из-за ее больших индексов и проявления лишь

одной гранью. Однако она хорошо наблюда-

ется на кристалле в виде вертикальной полос-

ки с ярким блеском и дает четкий световой

Таблица 2. Гониометрические данные об апатите из месторождения ДодоTable 2. Goniometric data about apatite from the deposit Dodo

Простая

формаφ ρизм

σ n ρтеор

0001 (с) — 0°00’ — 1 0°00’

101-0 (a) 0°00’ 89°51’ 3’ 5 90°00’

202-

1 (y) То же 59°32’ 9’ 5 59°27’

101-1 (x) " " 39°57’ — 6 40°16’

303-4 " " 31°25’ 18’ 1 32°26’

101-2 (σ) " " 22°57’ — 5 22°57’

5.0.5-

.12 " " 18°36’ — 2 19°26’

101-4 " " 11°17’ 15’ 1 11°58’*

112-

0 (b) 30°00’ 90°21’ 19’ 3 90°00’

6.6.12-

.1 То же 83°02’ — 1 83°31’*

5.5.10-

.2 " " 74°47’ — 1 74°47’*

112-

1 (s) " " 55°45’ 15’ 6 55°43’

П р и м е ч а н и е. ρизм — среднее значение параметра,

σ — среднеквадратичная ошибка измерения, n — число

наблюдавшихся граней. В скобках — обозначения

простых форм, присутствующих на рис. 4. Большин-

ст во значений ρтеор приведено по В. Гольдшмидту [29],

вычисленные нами помечены звездочкой.

N o t e. ρизм — average value of the parameter, σ — mean-

square measurement error, n — the number of observed fa-

ces. In brackets — denominations of simple forms present

in Fig. 4. Most ρтеор values are given according to V. Gold-

schmidt [29], those calculated by us are marked by asterisk.



сигнал в гониометре. Форма {5.5.10-

.2} тоже

представлена отчетливо различимой мелкой

гранью, хотя и с более слабым отблеском.

Пос ледние две простые формы отсутствуют у

В. Гольдшмидта и В.В. Буканова.

Как видим, на исследованном кристалле

апатита имеются почти все грани важнейших

простых форм. Второстепенные простые фор-

мы представлены, как правило, гораздо сла-

бее, их грани удалось зафиксировать лишь в

неполном числе. Последнее обусловлено либо

неравномерностью роста кристалла, либо за-

камуфлированностью соответствующих граней

хлоритом. Следует добавить, что грани ряда

зарегистрированных второстепенных форм —

это, вероятно, вицинальные плоскости на гра-

нях важнейших форм. Так, форма {5.0.5-.12},

возможно, служит вицинальной для простой

формы {101-2}, которую можно записать как

{6.0.6-.12}. Кроме того, подобные простые фор-

мы могут представлять собой совокупность мик-

роступеней, неразличимых визуально. На это

указывает несовпадение соответствующих угло-

вых параметров с вычисленными теоретически.

Напомним, что количество и степень раз-

вития простых форм на кристаллах обуслов-

ливаются, во-первых, величиной пересыщения

раствора, во-вторых, избирательной адсорб-

цией поверхностно-активных примесей на гра-

нях той или иной простой формы и, в-третьих,

индивидуальной (случайной) дефектностью

пирамид нарастания граней. Хорошо извест-

но, что разнообразие простых форм и тенден-

ция к изометричности характерны для крис-

таллов, образовавшихся при небольших пере-

сыщениях, в то время как упрощение габитуса

кристалла и отклонения от изометричности

возникают при относительно высоких пере-

сыщениях. Оценивая полученные результаты

с таких позиций, можно прийти к заключе-

нию, что исследованный нами кристалл фтор-

гидроксилапатита образовался в условиях срав-

нительно малого пересыщения и при наличии

в растворе поверхностно-активных частиц хло-

рита. Появление этих частиц на завершающей

стадии роста кристаллов апатита не отрази-

лось на их габитусе.

Апофиллит впервые был описан в кварцевых

жилах Неройской полосы в 1986 г. [6]. Судя по

топоминералогической информации, это гид-

ротермальный, относительно низкотемпе ра тур-

ный минерал, образовавшийся на поздней ста-

дии минерализации наряду с цеолитами [14].

Объектом наших исследований послужили аг-

Рис. 5. Агрегат (а, b) и индивиды (c—f ) апофиллита из месторождения Додо. СЭМ-изображения в режимах

вторичных (a, c, e, f ) и упруго-отраженных (b, d ) электронов

Fig. 5. Aggregation (а, b) and individuals (c—f ) of apo phy llite from the deposit Dodo. SEM-images in regimes of

secondary (a, c, e, f) and least-reflected (b, d ) electrons



регаты и отдельные индивиды бесцветного апо-

филлита с микровростками пирротина и ми-

кроскульптурой на некоторых гранях (рис. 5).

Состав минерала определен с помощью рент-

геноспектрального микрозондового метода,

показавшего, что на месторождении Додо мы

имеем дело с Al-содержащим гидро ксила по-

филлитом. Расчет его эмпирических фор мул

мы производили из предположения о тетра эд-

рической координации ионов алюминия, ко-

личество валентных анионов определяли по

балансу зарядов (табл. 3). В срастаниях с апо-

филлитом обнаружен клино-гек са пир ротин сос-

тава, мас. %: Fe — 37,01—40,36; S — 59,08—

61,98, которому отвечает эмпири ческая фор-

мула Fe0,84—0,96S.

Описание морфологии кристаллов апофил-

лита из месторождения Додо нам неизвестно.

Гониометрическому исследованию был под-

вер гнут бесцветный, изометричного облика,

внешне однородный индивид размером около

5 мм (рис. 6). В результате было установлено,

что габитус этого кристалла обусловлен ком-

бинацией внешне тетрагональных призмы a {100}

и дипирамиды p {111}. В дополнение к этому

на некоторых кристаллах в качестве сугубо

второстепенной грани присутствует грань ба-

зального пинакоида с (001) (рис. 5, e, f ). При

всем впечатлении тетрагональности об на ру-

жен ные на кристаллах исследуемого минера-

ла простые формы псевдотетрагональны, что

обос новано ниже.

Известно, что у апофиллита в зависимости

от условий его образования возможен и дру-

гой облик — например, таблитчатый, обус лов-

ленный уплощением по пинакоиду c {001}, или

удлиненно-призматический. Таким образом,

кристаллам апофиллита присущ кристалломор-

фологический типоморфизм. Юстировка крис-

талла апофиллита на гониометре производи-

лась по граням его головки, т. е. по граням

дипирамиды p {111}, которые дают прек рас-

ные световые сигналы в виде четких крестов.

Некоторые из таких сигналов сдвоены, при-

чем дополнительный (паразитный) крест от ли-

чается заметно меньшей яркостью, чем ос нов-

ной, использованный для юстировки ин ди ви-

да. Наличие сдвоенного сигнала объяс ня ется

визуально различаемым разделением грани ди-

пирамиды на два участка прямой линией. Это

означает, что указанные грани сло жены двумя

вицинальными поверхностями. Значения па-

раметра ρ для обоих компонент сигнала прак-

тически одинаковы, различие в величине φ не

превышает 3°. Полные ре зуль таты измерений

представлены в табл. 4.

Величина φ для первой грани дипирамиды

была принята равной теоретической. От этой

величины отсчитывались значения φ для ос-

тальных граней дипирамиды и призмы. Сред-

неквадратичное отклонение величины φ от ее

истинного значения для грани дипирамиды

Рис. 6. Форма кристалла

гидроксилапофиллита из

месторождения Додо

Fig. 6. Form of hydro xyl-

apo phyllite crystal from the

de posit Dodo

Таблица 3. Химический состав гидроксилапофиллита из месторождения ДодоTable 3. Chemical composition of hydroxylapophyllite from the deposit Dodo

Номер п/п

SiO2 Al2O3 CaO K2O Сумма Эмпирическая формула

1 51,38 1,47 26,75 3,56 83,16 (Ca4,32K0,69)5,01[Si7,93Al0,07O20](OH)1,26 · nH2O

2 50,79 1,91 26,87 3,42 82,99 (Ca4,34K0,66)5,00[Si7,66Al0,34O20](OH)1,00 · nH2O

3 51,82 1,10 26,23 3,62 82,77 (Ca4,23K0,70)4,93[Si7,80Al0,20O20](OH)0,96 · nH2O

4 50,17 Не обн. 28,15 4,32 82,64 (Ca4,49K0,44)4,93[Si8O20](OH)1,42 · nH2O

5 51,04 1,49 26,74 3,52 82,79 (Ca4,34K0,68)5,02[Si7,74Al0,26O20](OH)1,20 · nH2O

6 52,16 1,06 26,34 3,70 83,26 (Ca4,23K0,70)4,93[Si7,81Al0,19O20](OH)0,97 · nH2O

7 50,70 1,74 26,59 3,93 82,96 (Ca4,32K0,69)5,01[Si7,93Al0,07O20](OH)1,26 · nH2O

8 51,99 0,98 26,39 3,84 83,20 (Ca4,26K0,74)5[Si7,83Al0,17O20](OH)1,09 · nH2O

9 52,26 0,98 26,74 3,37 69,35 (Ca4,29K0,64)4,93[Si7,83Al0,17O20](OH)1,05 · nH2O



p {111} составляет ±20' (табл. 4), хотя в одном

случае отличие измеренной величины от тео-

ретической достигает 1°. Среднее значение

най денной величины ρ для грани этой дипи-

рамиды составило 60°16'30'', что близко к тео-

ретическому значению для данной простой

формы, характеризующему тетрагональную

разновидность апофиллита — 60°32' [29].

Привлекает внимание относительно боль-

шое отклонение величины φ граней дипи ра-

миды от теоретических значений в сравнении

с незначительными вариациями параметра ρ

для этих граней. Как известно, противо по лож-

ные грани тетрагональной дипирамиды лежат

во взаимно перпендикулярных плоскостях. В

нашем случае угол между указанными плоскос-

тями, судя по измеренной для граней дипи-

рамиды величине φ, отличается от прямого

угла на 1—1,5°. Различные грани призмы на

изученном нами кристалле существенно не-

оди наковы по своим световым рефлексам.

Од на из этих граней дает в зрительной трубе

гониометра широкое световое пятно, устой-

чивое по яркости, выходящее за пределы све-

тового поля в зрительной трубе гониометра и

не имеющее резких границ. Поэтому вели чи-

ны φ и ρ для такой грани определены наиме-

нее точно (табл. 4). Остальные три грани отли-

чаются протяженными сравнительно узкими

световыми лучами, которые тянутся в полосе

ρ ≈ 90° (табл. 4). Ввиду нечеткости границ этих

сигналов значения φ для их концов округлены

до 10'. Световые лучи несколько изогнуты на

разных своих участках, свидетельствуя о вари-

ациях координаты ρ. В пределах этих лучей

выделяются два-три относительно яркие све-

товые пятна. Координаты наи более яркого из

них были приняты за соответствующие дан-

ной грани. Таким образом, выбор световой

точки, соответствующей грани призмы, при-

ходится считать до некоторой степени субъе к-

тивным.

Возникновение протяженных световых лу-

чей обусловлено интерференцией из-за штри-

ховки (ступенчатости) граней [10, 11], которая

ранее уже отмечалась для апофиллита [27], но

без описания связанных с нею гониометри-

ческих картин. В нашем случае световые пят-

на, обусловленные микроморфологией граней,

в принципе могут и не быть связанными с со-

вокупностью ступеней одной ориентации, по-

скольку колебания координаты ρ возникают и

вследствие неровности отдельных ростовых

ступеней по их длине. Под бинокуляром сту-

пенчатость граней призмы на кристалле ис-

следуемого гидроксилапофиллита выглядит как

неравномерная ребристость, ориентированная

субвертикально параллельно оси с. Пред став-

ление о ее характере дают изображения на

рис. 4, e, f. Таким образом, скульптура граней

призмы апофиллита не представляет собой

обычную штриховку, т. е. тонкую равномер-

ную ступенчатость, распространяющуюся по

всей поверхности граней.

Отмеченное выше различие в характере мор-

фологии индивидуальных граней призмы дан-

ного кристалла апофиллита свидетельствует о

том, что этот кристалл, сохраняя внешне тет-

рагональный вид, в действительности имеет

более низкую симметрию. Указанное выше уг-

ловое отличие от взаимной перпендикуляр-

ности плоскостей, в которых лежат грани

дипирамиды, также служит подтверждением

нететрагональности исследуемого нами крис-

Таблица 4. Гониометрические данные о гидроксилапофиллите из месторождения ДодоTable 4. Goniometric data about hydroxylapophyllite from the deposit Dodo

Грань φизм φтеор ρизм Длина светового луча, φ ρтеор

Дипирамида p {111}

1 45°00' 45°00' 60°16' — —

2 136°02' 135°00' 60°15' — —

3 224°33' 225°00' 60°18' — —

4 315°17' 315°00' 60°17' — —

Призма a {100}

5 0°39' 0°00' 88°47' ↔ 88°07' 351°10' ↔ 6°50' 90°00'

6 91°29' 90°00' 89°13' ↔ 88°35' 87°00' ↔ 94°00' 90°00'

7 183°00' 180°00' 87°07' ↔ 90°12' 181°00' ↔ 185°00' 90°00'

8 278°00' 280°00' 82°40' Не опр. 90°00'



талла. На подобную анизотропию закавказ-

ского апофиллита по штриховке на призмати-

ческих гранях обратил внимание и М.Н. Шка-

бара [27]. Одни грани призмы a {100} на

имевшихся в его распоряжении кристаллах

обладали вертикальной штриховкой, парал-

лельной оси с, в то время как другие грани ха-

рактеризовались двумя взаимно перпенди ку-

лярными направлениями штриховки — вер-

тикальным и горизонтальным. М.Н. Шкабара

отмечал также, что грани дипирамиды p {111},

образующие одну головку кристалла, были

"зеркально-гладкими", а грани той же простой

формы, образующие противоположную голов-

ку, выглядели "матовыми". Фигуры травле-

ния на разных гранях призмы a {100} тоже су-

щественно отличались друг от друга. Все это

автор объяснил тем, что изученный им крис-

талл имел сингонию, пониженную до ромби-

ческой вследствие особого соотношения в

апофиллите анионов F– и (ОН)–. На основа-

нии совокупности морфологических данных

М.Н. Шкабара предположил, что изученный

им кристалл апофиллита относится не к тетра-

гональной сингонии, а к планальному виду

сим метрии ромбической сингонии L22P. При

рент геновских исследованиях также устанав-

ливалась принадлежность натроапофиллита

не к тетрагональной, а к ромбической синго-

нии [17].

Известно, что скульптура граней чувстви-

тельна к изменению симметрии кристаллов.

Снижение симметрии от тетрагональной до

ромбической делает призматические грани крис-

таллов апофиллита нетождественными по спо-

собности адсорбировать поверхностно-актив-

ные примеси, что, в свою очередь, приводит к

возникновению принципиальных различий в

их скульптуре. Таким образом, гониометри-

ческое изучение морфологии граней в еще

большей степени, чем теоретическое морфо-

моделирование [21], позволяет уточнить сим-

метрию реальных кристаллов без использова-

ния кристаллооптического и рентгенострук-

турного методов.

Представленный материал дает дополни-

тель ный вклад в понимание типоморфизма

изученных минералов.

Авторы благодарят И.С. Астахову за предо-

ставление образцов для исследований, С.Т. Не-

верова и В.Н. Филиппова за сотрудничество, а

П.П. Юхта нова — за ценные консультации.


1. Бонштедт-Куплетская Э.М. О кристаллах сфена с

Приполярного Урала // Зап. Всесоюз. минер.

о-ва. — 1943. — Ч. 42, вып. 2. — С. 116—124.

2. Буканов В.В. Апатит из жил альпийского типа на

Приполярном Урале // Там же. — 1961. — Ч. 90,

вып. 3. — С. 591—598.

3. Буканов В.В. Горный хрусталь Приполярного Ура-

ла. — Л. : Наука, 1974. — 212 с.

4. Буканов В.В. Хрусталеносные жилы Приполярного

Урала // Мир камня. — 1995. — № 8. — С. 7—12.

5. Буканов В.В., Бурлаков Е.В., Козлов А.В., Пожида-

ев Н.А. Приполярный Урал: минералы хрустале-

носных жил // Минерал. альманах. — 2012. — 17,

вып. 2. — 136 с.

6. Бурлаков Е.В. Парагенезисы хрусталеносных жил

и зон хрусталеконтролирующих разрывов Нерой-

ского района (Приполярный Урал) // Новые и

малоизученные минералы и минеральные ассоци-

ации Урала. — Свердловск : Урал. НЦ АН СССР,

1986. — С. 137—138.

7. Бурлаков Е.В. Минералогия кварцево-жильных мес-

торождений и минералого-геохимические призна-

ки рудоконтролирующих тектонических разрывов

(на примере Неройского района Приполярного

Урала) : Автореф. дис. … канд. геол.-минерал.

наук. — Сыктывкар, 1989. — 20 с.

8. Бурлаков Е.В., Скобель Л.С. Кварцевые жилы одно-

го из районов Урала // Тр. Ин-та геологии Коми

НЦ АН СССР. — 88. — Вып. 13. — С. 55—65.

9. Вертушков Г.Н. Жилы альпийского типа на Ура-

ле // Докл. АН СССР. — 1937. — 16, № 7. —

С. 379—389.

10. Глазов А.И. Дифракция света от штриховки на крис-

талле и ее применение в практике гониометрии //

Зап. Всесоюз. минер. о-ва. — 1974. — Ч. 103, вып. 2. — С. 261—266.

11. Глазов А.И. Методы морфометрии кристаллов. —

Л. : Недра, 1981. — 147 с.

12. Евсеев А.А. Географические названия в минерало-

гии : Крат. указ. — М. : Изд-во Минерал. музея,

2000. — Ч. I. — 269 c.

13. Иванов О.К. Формы кристаллов апатита в зависи-

мости от условий кристаллизации // Уральская

минералогическая школа – 2012. — Екатерин-

бург : Изд-во УГГ УрО РАН, 2012. — С. 48—51.

14. Кузнецов С.К., Буканов В.В., Юхтанов П.П. Топо-

минералогические закономерности хрусталеобра-

зования. — Л. : Наука, 1988. — 143 с.

15. Кузнецов С.К., Лютоев В.П., Шанина С.Н. и др. Осо-

бенности качества жильного кварца уральских

месторождений // Изв. Коми НЦ УрО РАН. —

2011. — № 4. — С. 65—72.

16. Леммлейн Г.Г. Жилы Альпийского типа на Припо-

лярном Урале // Минералогия Урала. — М. : Изд-

во АН СССР, 1954. — Т. 1. — С. 435—445.

17. Минералы : Справ. Т. IV, вып. 2. — М. : Наука,

1992. — 662 с.

18. Попов В.А. Практическая кристалломорфология ми-



нералов. — Свердловск : Изд-во УНЦ АН СССР,

1984. — 191 с.

19. Путивцева Н.В. Морфология апатита // Изв.

ВУЗов. Геология и разведка. — 1985. — № 2. —

С. 31—37.

20. Путивцева Н.В. Типоморфные особенности акцес-

сорного и рудного апатита по данным кристалло-

морфологического и стереометрического анализа :

Автореф. дис. … канд. геол.-минерал. наук. — М.,

1985. — 18 с.

21. Силаев В.И., Симакова Ю.С., Лютоев В.П. и др.

Уральский минерал глюцит: новые данные // Урал.

геол. журн. — 2006. — № 4. — С. 93—132.

22. Соколов Ю.М., Мельников Е.П., Маханек Е.К., Мель-

никова Н.И. Минерагения метаморфогенных мес-

торождений горного хрусталя и гранулированного

кварца. — Л. : Наука, 1977. — 120 с.

23. Сучкова Е.М. Акцессорные минералы гидротер маль-

ных кварцевых жил и их значение для оценки хрус-

таленосности (на примере Хобеинской хрустале-

носной полосы Приполярного Урала) : Автореф.

дис. … канд. геол.-минерал. наук. — М., 1978. — 17 с.

24. Фишман М.В., Юшкин Н.П., Голдин Б.А., Калинин Е.П.

Минералогия, типоморфизм и генезис акцессор-

ных минералов изверженных пород севера Урала

и Тимана. — Л. : Наука, 1968. — 251 с.

25. Холоднов В.В., Коновалова Е.В. Морфология и дру-

гие типоморфные свойства апатита в гранитоидах

Ура ла с кварц-жильным золотым оруденением //

Уральская минералогическая школа – 2012. —

Екатерин бург : Изд-во УГГ УрО РАН, 2012. —

С. 186—191.

26. Шафрановский И.И. Кварц горы Неройки. — М.-Л. :

Наркомат мест. пром-сти РСФСР, 1937. — 40 с.

27. Шкабара М.Н. Апофиллит из Ахалцихеского райо-

на // Зап. Всесоюз. минер. о-ва. — 1948. — Ч. 74,

вып. 4. — С. 253—257.

28. Юхтанов П.П. Минеральный кадастр Приполяр-

ноуральской провинции // Тр. Ин-та геологии

Коми НЦ АН СССР, 1988. — Вып. 66. — С. 5—17.

29. Goldschmidt V. Kristallographische Winkeltabeln. — Ber-

lin : Springer Vlg., 1897. — 432 s.

30. Goldschmidt V. Atlas der Krystallformen. Text. I. —

Heidelberg : Carl WinersUniversitätsbuchhandlung,

1913. — 248 s.


REFERENCES

1. Bonshtedt-Kupletskaja, E.M. (1943), Zapiski Vse soyuz-

nogo mineralogicheskogo obschestva, Ch. 42 No 2,

Moscow, pp. 116-124.

2. Bukanov, V.V. (1961), Zapiski Vsesoyuznogo minera lo-

gicheskogo obschestva, Ch. 90 No 3, Moscow, pp. 591-

598.

3. Bukanov, V.V. (1974), Gornii khrustal Pripolyarnogo

Ura la, Nauka, Leningrad, 212 p.

4. Bukanov, V.V. (1995), Mir kamnya, No 8, pp. 7-12.

5. Bukanov, V.V., Burlakov, E.V., Kozlov, A.V. and Pozhi-

daev, N.A. (2012), Mineralogicheskii almanah, Vol. 17

Vyp. 2, 136 p.

6. Burlakov, E.V. (1986), Novie i maloizuchennie minerali

i mineral`nie assoziazii Urala, Ural`ski NC AN SSSR,

Sverdlovsk, pp. 137-138.

7. Burlakov, E.V. (1989), Avtoreferat dissertazii kandidata

geologo-mineralogicheskih nauk, Syktyvkar, 20 p.

8. Burlakov, E.V. and Skobel, L.S. (1988), Trudi Instituta

geologii Komi NC AN SSSR, Vyp. 13, pp. 55-65.

9. Vertushkov, G.N. (1937), Doklady AN SSSR, Vol. 16

No 7, Moscow, pp. 379-389.

10. Glazov, A.I. (1974), Zapiski Vsesoyuznogo minera lo-

gicheskogo obschestva, Ch. 103 No 2, Moscow, pp. 261-

266.

11. Glazov, A.I. (1981), Metodi morfometrii krystallov,

Ned ra, Leningrad, 147 p.

12. Evseev, A.A. (2000), Geograficheskie nazvaniya v mi-

ne ralogii, Kratkii ukazatel, Ch. 1, Izdatel`stvo Mine-

ralogicheskogo muzeya, Moscow, 269 p.

13. Ivanov, O.K. (2010), Ural`skaya mineralogicheskaya shko-

la-2012, Materiali Vserossiiskoi nauchnoi konfe renzii,

Izdatel`stvo UGG UrO RAN, Ekate rin burg, pp. 48-51.

14. Kuznetsov, S.K., Bukanov, V.V. and Yukhtanov, P.P.

(1988), Topomineralogicheskie zakonomernosti khrus-

ta leobrazovaniya, Nauka, Leningrad, 143 p.

15. Kuznetsov, S.K., Lutoev, V.P., Shanina, S.N., Svetova,

E.N. and Sokerina, N.V. (2011), Izvestiya Komi NC

UrO RAN, Syktyvkar, No 4, pp. 65-72.

16. Lemmlein, G.G. (1954), Mineralogiya Urala, Vol. 1,

Izdatel`stvo AN SSSR, Moscow, pp. 435-445.

17. (1992), Minerali: spravochnik Vol. IV Vyp. 2, Nauka,

Moscow, 662 p.

18. Popov, V.A. (1984), Prakticheskaya kristallomorfolo-

giya mineralov, Izdatel`stvo UNZ AN SSSR, Sverd-

lovsk, 191 p.

19. Putivtseva, N.V. (1985), Izvestiya VUZov. Geologia i

raz vedka, No 2, pp. 31-37.

20. Putivtseva, N.V. (1985), Avtoreferat dissertatsii kan-

didata geologo-mineralogicheskih nauk, Moscow,

18 p.

21. Silaev, V.I., Simakova, Yu.C., Lutoev, V.P., Rakin, V.I.,

Filippov, V.N. and Shiryaeva, L.L. (2006), Ural`ski geo-

lo gicheskii zhurnal, No 4, pp. 93-132.

22. Sokolov, Yu.M., Melnikov, E.P., Mahanek, E.K. and

Mel`nikova, N.I. (1977). Minerageniya metamor foge-

nnih mestorozhdenii gornogo khrustalya i granu liro-

vannogo kvarza, Nauka, Leningrad, 120 p.

23. Suchkova, E.M. (1978), Avtoreferat dissertazii kan di-

data geologo-mineralogicheskih nauk, Moscow, 17 p.

24. Fishman, M.V., Yushkin, N.P., Goldin, B.A. and Ka-

linin, E.P. (1968), Mineralogiya, tipomorfizm i genesis

akzessornih mineralov izverzhennih porod severa Urala

i Timana, Nauka, Leningrad, 251 p.

25. Holodov, V.V. and Konovalova, E.V. (2012), Ural`skaya

mine ra lo gicheskaya shkola-2012, Materiali Vserossi is-

koi nauchnoi konferenzii, Izdatel`stvo UGG UrO

RAN, Ekaterinburg, pp. 186-191.

26. Shafranovskii, I.I. (1937), Kvarz gori Neroiki, Nar ko-

mat mestnoi promishlennosti RSFS, Moscow-Lenin-

grad, 40 p.

27. Shkabara, M.N. (1948), Zapiski Vsesoyuznogo mine-

ralogicheskogo obschestva, Ch. 74 No 4, pp. 253-257.



28. Yuhtanov, P.P. (1988), Trudi Instituta geologii Komi NZ

AN SSSR, Vyp. 66, pp. 5-17.

29. Goldschmidt, V. ( 1897), Kristallographische Winkel-

tabeln, Springer Vlg., Berlin, 432 p.

30. Goldschmidt, V. (1913), Atlas der Krystallformen, Text.

I, Carl Winers Universitätsbuchhandlung, Hei del berg,

248 p.

Received 28.10.2013

Є.Б. Трейвус 1, В.І. Сілаєв 2

1 Федер. держ. бюджет. освіт. установа вищ. проф. освіти

"Санкт-Петербурзький державний університет"

199034, г. С.-Петербург, Росія, Університетська наб., 7/9

E-mail: [email protected] Інститут геології Комі НЦ УрВ РАН

167982, м. Сиктивкар, Росія, ул. Первомайська, 54

E-mail: [email protected]

НОВІ ДАНІ ПРО МІНЕРАЛИ

З КРИШТАЛЕВОНОСНОГО РОДОВИЩА

ДОДО (ПРИПОЛЯРНИЙ УРАЛ)

Наведено результати хімічного та гоніометричного вив-

чення кристалів титаніту, апатиту і апофіліту з кри-

шталевоносного родовища Додо на Приполярному

Уралі. Двійник титаніту відрізняється меншою кіль-

кістю простих форм, ніж це встановлено для даного

мінералу в інших кришталевоносних жилах цього рай-

ону. Разом з цим на дослідженому кристалі виявлено

дві прості форми, невідомі раніше для титаніту ураль-

ських родовищ. Таблитчастий обрис і пінакоїдально-

дипірамідальний габітус вивченого кристала апатиту

подібні до описаних раніше для родовищ цього райо-

ну і типові для апатиту із низькотемпературних квар-

цових жил. Зроблено висновок про ромбічну синго-

нію розглянутого різновиду апофіліту згідно з резуль-

татами гоніометричного вивчення та особливостями

скульптури його граней і його можливого типомор-

фізму.

Ключові слова: кварц, титаніт, апатит, апофіліт, крис-

таломорфологія, гоніометрія, типоморфізм.

E.B. Treyvus 1, V.I. Silaev 2

1 Federal State Budgetary Educational

"Saint Petersburg State University"

7/9, Universitetskaya, 199034, Saint Petersburg, Russia

E-mail: [email protected] Institute of Geology, Komi SC, UB, RAS

54, Pervomayskaya st., 167982, Syktyvkar, Russia


NEW DATA ON MINERALS FROM QUARTZ

DEPOSIT DODO (SUBPOLAR URALS)

The results of chemical and goniometric study of titanite,

apatite and apophyllite crystals from the quartz deposit

Do do of the Subpolar Urals are represented in the article.

Subindividuals of titanite double joints with size 15 × 8 mm

have irregular (spotted) light brown color and are charac-

terized by the less number of simple forms than in other

rock crystal deposits of this mineral. Apart from general

simple forms two new forms have been found on the in-

vestigated crystal, which were not previously observed on

the individuals of the Ural titanite. The studied flu or hyd-

roxylapatite crystals about 5 × 2.5 mm in size have a tabular

shape flattening along pinacoid and pinacoid-prismatic ha-

bit, which is typical of apatite from low-tem perature quartz

veins. These crystals have almost all the most important

faces for apatite simple forms. Some of secondary form

faces are vicinal planes on habit faces. The studied hydro-

xylapophyllite crystals are colorless and iso metric and about

5 mm in size. The habit is formed by the combination of

externally tetragonal prism a {100} and dipy ramid p {111}

and rare secondary face of the basal pinacoid. Looking like

tetragonal crystals these simple forms are pseudotetragonal,

because various faces of the same simple form show sig ni-

ficant differences in micro s culpture and deviation of planes

of dipyramid faces from orthogonality. The reduction of

symmetry to orthorhombic makes apophyllite prismatic crys-

tal faces not identical in their adsorbing capacity to sur-

face-active impurities, which in turn leads to fundamental

differences in microsculpture.

Keywords: quartz, titanite, apatite, apophyllite, crystal

mor phology, goniometry, typomorphism.


© И.А. САМБОРСКАЯ, 2014


УДК 550.43 : 552.311 (477)

И.А. СамборскаяИнститут геохимии, минералогии и рудообразования им. Н.П. Семененко НАН Украины03680, г. Киев-142, Украина, пр. Акад. Палладина, 34E-mail: [email protected]

AРХЕЙСКИЙ АНОРТОЗИТ-ПЛАГИОГРАНИТНЫЙ КОМПЛЕКС РАССЛОЕННОГО АЛЕКСАНДРОВСКОГО МАССИВА (СРЕДНЕПРИДНЕПРОВСКИЙ МЕГАБЛОК УКРАИНСКОГО ЩИТА)

Анортозит-плагиогранитный комплекс многофазового расслоенного Александровского массива образовался на

Среднеприднепровском кратоне в интервале 3,02—3,1 млрд лет. Для пород комплекса характерен известково-

щелочной тренд эволюции. Исходный расплав образовался в результате частичного плавления базита под дей-

ствием мантийного плюма. Согласно Sm-Nd изотопным данным, он не контаминирован коровым веществом

(εNd(T ) = +0,9 ÷ (+1,4); TNd(DM ) = 3,02—3,1 млрд лет). Породы комплекса формировались из магм разного со-

става: кислого и высокоглиноземистых базальтов (или андезито-базальтов) в результате фракционирования

кварца, плагиоклаза и ильменита. Породы имеют низкое содержание Rb, Ba, Sr, Y, Nb, K, Р, РЗЭ, Fe и Ti.

Обогащенность пород Mg, Cr, Ni и Co свидетельствует об участии мантийного вещества в их образовании. Гра-

нодиорит комплекса (Bi53—61 — Amf50—51,15 — Qz — Pl) кристаллизовался при температуре 540—580 °С. Плагио гра-

ниты комплекса по геохимическим характеристикам существенно отличаются от близких им по возрасту мета-

вулканитов среднего и кислого состава ДАТ формации Чертомлыкской и Высокопольской ЗС и плагиогранитов

ТТГ серии Среднеприднепровского мегаблока. Они имеют разные эволюционные тренды и магматические ис-

точники. Анортозит-плагиогранитный комплекс Александровского массива геохимически существенно отлича-

ется от изученных архейских, протерозойских и более молодых анортозитсодержащих комплексов Украинского

и других щитов, формировавшихся в зоне субдукции и в пределах плиты (внутриплитные).

Ключевые слова: анортозиты, анортозит-плагиогранитный комплекс, Александровский массив, Среднепри днеп-

ровский кратон, мантийный плюм, анортозитовые комплексы, эволюционные тренды, магматические источни-

ки, плагиограниты, средние и кислые метавулканиты.

ПЕТРОЛОГІЯPETROLOGY

Вступление. Анортозиты — интрузивная маг-

матическая порода группы габбро. Они обо га-

щены алюминием, обеднены железом и маг-

нием. Анортозиты образуют гигантские мас-

сивы площадью в несколько тысяч квадратных

километров (автономные анортозиты) и от-

дель ные прослойки в разновозрастных диф-

фе ренцированных массивах (стратиформные

анортозиты). Однозначной точки зрения на

условия образования этих пород не существу-

ет. Согласно E.C. Simmons и G.N. Hanson [19],

первичные расплавы, из которых формируют-

ся анортозитовые комплексы, могут образо-

ваться при частичном (5—15 %) плавлении

метабазитов толеитового состава на средней

или большей глубине в равновесии с рогово-

обманковым и/или гранатовым реститом. Об-

разование анортозитов, согласно [1, 7], воз-

можно из высокотемпературных и относи-

тельно сухих магм базальтового и андезитового

состава, если их температура длительное вре-

мя примерно равна температуре ликвидуса в ус-

ловиях относительно невысокого давления (5—

15 кбар). По данным экспериментов Т.Х. Гри-

на (1970), при давлении до 36 кбар в сухих

условиях процесс фракционной кристаллиза-

ции базальта не может привести к образованию

анортозитов. Его опыты с расплавом кварц-дио-

ритового состава при давлении 0—13,5 кбар

под твердили образование плагиоклазового и

кислого расплавов.

Состоят анортозиты из плагиоклаза (более

75 %), представленного лабрадором, битовни-


AРХЕЙСКИЙ АНОРТОЗИТ-ПЛАГИОГРАНИТНЫЙ КОМПЛЕКС РАССЛОЕННОГО АЛЕКСАНДРОВСКОГО МАССИВА

том, анортитом, реже — андезином. Т.Х. Грин

опытным путем доказал, что состав плагио-

клаза отражает физико-химические условия

их образования — содержание альбитового ком-

понента в плагиоклазе зависит от давления. С

учетом петрохимических особенностей, спе-

цифики минерального состава и геологичес-

кого положения, О.А. Богатиков [6] выделил

две группы автономных анортозитов: ранних

этапов развития Земли (4—2 млрд лет) и этапа

стабилизации древних платформ (2—1,5 млрд

лет). На ранних этапах развития Земли преоб-

ладали ассоциации анортозитов с основными

породами — норитами и габбро, образо ван-

ны ми в результате кристаллизационной диф-

ференциации магм базальтового состава. Анор-

тозиты имеют основный состав плагиоклаза,

обеднены щелочами, РЗЭ, они максимально

магнезиальные, минимально же лезистые и ти-

танистые. Их спектры распределения РЗЭ со-

поставляются многими исследователями со

спектрами базальтов MORB типа, характерных

для начальных стадий развития архейских зе-

ле нокаменных поясов. Данные Sm-Nd систе-

матики пород свидетельствуют об отсутствии

их коровой контаминации.

В субплатформенных анортозитсодержащих

комплексах этапа стабилизации древних плат-

форм преобладают кислые породы — граниты

и граниты рапакиви, которые возникли из

более щелочных базальтовых и андезитовых

магм [7]. Они существенно контаминированы

коровым материалом, им свойственны не-

сколько пониженная основность плагиоклаза,

высокие железистость и титанистость пород.

Постановка проблемы. Среднеприднепров-

ский мегаблок — это мезоархейский кратон,

сложенный преимущественно породами тона-

лит-трондьемит-гранодиоритовой (ТТГ) серии

ранней (3170—3050 млн лет, сурский комп-

лекс) и более поздней (2950 млн лет) ин тру-

зивных фаз. Наиболее характерные типы до-

менов здесь — зеленокаменные пояса (ЗС) и

гранит-мигматитовые ареалы с останцами гней-

сов и амфиболитов. Образование кислых маг-

матических пород ЗС на ранних стадиях эво-

люции Среднеприднепровского кратона (3,2—

3,1 млрд лет) происходило в результате час-

тичного плавления метабазитов на разной

глубине — до 30 км и в интервале 40—60 км

при подъеме плюма [14]. На рубеже 3,10—

3,06 млрд лет формировались Александров-

ский и Софиевский расслоенные массивы, что

указывает на этап стабилизации Среднепри-

днепровского кратона. Исследуемые анорто зи-

ты — это составная часть анортозит-пла гио-

гранитного (АП) комплекса Александровско-

го массива, имеющая вид отдельных про слоев

среди плагиогранитов. Они архейского возрас-

та, не контаминированы коровым материалом,

с невысокой железистостью и низкой титанис-

тостью, с пониженной основностью плагио-

клаза, известково-щелочным трендом эво лю-

ции, что крайне редко для анортозитов анор-

тозитсодержащих комплексов архея.

Цель работы. По результатам предыдущих

петрогеохимических исследований оценить гео-

динамическую обстановку образования АП ком-

плекса расслоенного Александровского мас-

сива Среднеприднепровского мегаблока. А

также определить температуру кристаллизации

пород комплекса, сравнить геохимические

характеристики плагиогранитов комп лекса с

близкими с ними по возрасту метавулканита-

ми ДАТ формации Чертомлыкской и Высо ко-

польской ЗС и плагиогранитами ТТГ серии Среднеприднепровского мегаблока, на й ти гео-

химические отличия анортозитов Алек сан д-

ровского массива от архейских, протерозой-

ских и более молодых анортозитов анортозит-

содержащих комплексов Украинского (УЩ) и

других щитов.

Aнортозит-плагиогранитный комплекс Алек-сандровского массива (3,02—3,1 млрд лет). Алек сандровский массив расположен в юж-

ной части Авдотьевско-Александровского маг-

матического пояса. Он простирается субпарал-

лельно зеленокаменным толщам Криворож-

ской и Высокопольской структур (рис. 1). Это

многофазовый массив, сложенный породами

анортозит-плагиогранитного с возрастом 3,02—

3,1 млрд лет и дунит-пироксенит-габбрового

(более раннего) комплексов [13].

AП комплекс массива представлен строго

гомодромной последовательностью пород —

андезиновый анортозит, диорит, гранодиорит

и плагиогранит.

Анортозиты вскрыты скв. 23244, располо-

женной в 30 км северо-западнее с. Солдатское

Днепропетровской обл. Широковского ра йо-

на (по данным производственного отчета

Г.Е. Змиевского, А.В. Мартынюка, Южукргео-

логия, 1994). Это гиганто- и крупнозернистые

породы с массивной текстурой. Структура их

панидиоморфнозернистая. Состоят из плагио-

клаза (более 90 %), зеленой роговой обманки,


И.А. САМБОРСКАЯ

замещающей ортопироксен (до 10 %), еди-

ничных зерен кварца и ильменита. Плагио-

клаз представлен андезином (Аn34). Это вы со-

коглиноземистая порода (Al2O3 — 22—24,5 %,

аl' = 2,37—3,11) натриевой серии, нормально-

го петрохимического ряда (SiО2 — 51,3—54,2 %,

Nа2О + К2О = 4,08—4,8 %). Содержит неболь-

шое количество, %: Fe2O3 (0,28—2,17), FeO

(3,38—5,45), МgО (2,88—3,93), ТiО2 (0,06—

0,22), К2О (0,14—0,24) и Р2О5 (0,02—0,06).

Фигуративные точки состава анортозитов на

диаграмме АFМ рас поло жены в поле пород

из вестково-щелочной серии (рис. 2). Коэффи-

циент железистости (Кф) анортозитов нахо-

дится в пределах 53—64 %. Содержание нор-

мативного ортоклаза в породе — 0,60—1,44 %.

Анортозитам свойственно низкое содержа-

ние Rb — 6,48—10,3; Ва — 41,1—64,0 ppm и

высокозарядных элементов (Y — 0,53—1,17;

Та — 0,05—0,43; Nb — 0,25—1,47 ppm, табл. 1).

Содержание переходных элементов (Cr — 25—

48; Ni — 29—59,4; Co — 19,3—23,3 ppm) и Mg

(18720—25545 ppm) выше кларкового для сред-

них пород, по А.П. Виноградову [8], а Fe

(31594—57581 ppm) и Ti (360—780 ppm) ниже

кларкового (58500 и 8000 ppm соответственно).

На мультиэлементной диаграмме андези но-

вых анортозитов выделяются отрицательные

аномалии Nb, Р и положительные — K, Sr, Та,

Eu, Ti (рис. 3). Положительные аномалии Sr,

Eu и Ti указывают на фракционирование в

магматическом расплаве плагиоклаза и иль-

менита. Андезиновые анортозиты имеют диф-

ференцированный спектр распределения РЗЭ

(рис. 4).

Диориты состоят из, %: плагиоклаза (40—

50), зеленой роговой обманки (25—35), квар-

ца (0—20), рудного минерала (1—5) и апатита

(до 1). Плагиоклаз представлен олигоклазом

(An22). По химическому составу (SiО2 — 59,46—

61,5 %; Al2O3 — 17,87—18,4; Nа2О — 2,9—3,2;

К2О — 0,15 %) относятся к нормальному пе-

трохимическому ряду средних пород натрие-

вой серии, высокоглиноземистые (аl' = 1,91—

2,40), Кф = 71—72 %.

Плагиогранитоиды (гранодиориты и плагио-

граниты) по химическому составу (SiО2 —

64,04—71,22 %; Al2O3 — 13,72—17,9; Nа2О —

3,9—4,6; К2О — 0,2—0,4 %) принадлежат к

нормальному петрохимическому ряду кислых

Рис. 2. Диаграмма АFМ для пород АП комплекса

Алек сандровского массива Среднеприднепровского ме-

габлока: 1 — андезиновые анортозиты, 2 — диорит и

плагиогранитоиды

Fig. 2. The АFМ diagram for AP complex of Oleksandrivka

massif of the Middle-Dnieper megablock: 1 — andesine

anorthosites, 2 — diorite and plagiogranitoids

Рис. 1. Схематическая карта юго-западной части Сред-

неприднепровского мегаблока (А.Г. Виногродский,

1965, с изменениями): 1 — породы конкской серии и

нерасчлененные амфиболиты, 2 — интрузии уль тра-

основных пород, 3 — породы Александровского мас-

сива, 4 — гранитоиды и плагиомигматиты днепропе-

тровского комплекса, 5 — микроклиновые гра ниты

Токовского массива, 6 — породы криворожской се-

рии, 7 — разломы, 8 — изученный участок

Fig. 1. The schematic map of the south-west part of the

Middle-Dnieper megablock (А.G. Vinogrodsky, 1965; as

amended): 1 — the rocks of Konka series and undiff e-

rentiated amphibolites, 2 — the intrusion of ultramafic

rocks, 3 — the rocks of Oleksandrivka massif, 4 — gra-

nitoids and plagiomigmatites of Dnipropetrovs’k complex,

5 — microcline granites of Tokivs’ke massif, 6 — rocks of

Kryvyi Rig series, 7 — faults, 8 — studied area

aaaaaaaaa

aaaaaaaaa

aaaaaaaaa

aaaaaaaaa

aaaaaaaaa



Таблица 1. Химический состав андезиновых анортозитов Александровского массива Среднеприднепровского мегаблока, определенный методом ICP-MS

Table 1. Chemical composition andesine anorthosites Oleksandrivka massif of Middle-Dnieper megablock by ICP-MS method

Элементы, ppm 1/91-294 2/91-351 3/91-365 4/91-369 5/91-370

Be 1,05 <1,00 0,86 0,65 0,78

Rb 10,30 8,07 7,52 9,06 6,48

Sr 438,00 494,00 415,00 438,00 440,00

Ba 48,40 41,10 55,30 64,00 61,90

V 35,90 37,00 35,10 43,70 45,00

Cr 43,80 25,00 48,10 33,50 38,10

Co 20,30 21,70 19,30 23,30 22,20

Ni 32,70 44,80 59,40 29,00 30,00

Cu 18,50 9,30 21,00 7,49 7,40

Zn 50,00 53,00 55,70 66,40 65,90

Ga 19,50 22,50 18,90 19,60 20,70

Y 0,53 0,53 0,67 0,89 1,17

Nb 0,38 <0,50 1,47 0,95 0,25

Ta <0,05 <0,10 0,42 0,43 <0,05

Zr 7,01 3,23 7,82 6,58 8,48

Hf 0,16 <0,10 0,16 0,15 0,22

U 0,17 <0,10 0,43 <0,10 <0,1

Th <0,10 <0,10 0,10 <0,10 0,13

La 1,52 1,62 1,63 1,91 2,98

Ce 2,25 2,44 2,31 3,27 5,11

Pr 0,20 0,23 0,22 0,32 0,62

Nd 0,69 0,82 0,80 1,16 2,14

Sm 0,13 0,14 0,11 0,21 0,30

Eu 0,31 0,38 0,32 0,40 0,39

Gd 0,11 0,11 0,12 0,20 0,26

Tb 0,02 0,02 0,02 0,03 0,042

Dy 0,06 0,11 0,10 0,14 0,22

Ho 0,02 0,02 0,02 0,03 0,043

Er 0,06 0,07 0,08 0,08 0,14

Tm 0,01 0,016 0,01 0,02 0,018

Yb 0,07 0,07 0,08 0,10 0,12

Lu 0,02 0,01 0,01 0,03 0,032

Ge 1,06 0,84 0,88 0,69 1,01

Mo 1,39 <1,00 <1,00 <1,00 <1,00

Sn 0,54 <0,50 0,34 0,43 0,36

Sb 0,15 <0,50 <0,10 <0,10 <0,10

Cs 1,92 1,82 1,17 1,84 1,28

W 0,35 <0,50 0,34 0,29 0,14

Tl 0,11 <0,50 <0,10 0,11 <0,10

Pb 2,32 2,31 2,36 2,07 2,87

Bi <0,10 <0,50 <0,10 <0,10 <0,10

П р и м е ч а н и е. Анализы выполнены на масс-спектрометре Elan 6100 в ЦЛ ВСЕГЕИ им. А.П. Карпинского

(Санкт-Петербург, Россия).

N o t e. The analises were carried out by mass-spectrometer Elan 6100 in Central Laboratory of A.P. Karpinsky VSEGEI

(St. Pe tersburg, Russia).



пород натриевой серии, высокоглиноземистые

(аl' = 2,19—3,85). Их Кф варьирует от 63 до

74 %. Состав плагиоклаза изменяется от Аn15—

Аn19 (в гранодиоритpах) до Аn14 (в плагиогра-

нитах). Плагиогранитоидам свойственно не-

сколько более высокое, чем у анортозитов,

со держание Ва — 218—254 ppm, высоко за ряд-

ных элементов (Y — 1,76—2,18; Та — 5; Nb —

1,43—1,59 ppm) и РЗЭ (83,6—202,3 ppm). На

мультиэлементной диаграмме видны положи-

тельные аномалии Eu, Zr, Sr, Ti, K, Та и

отрицательные — Th, P, Nb (рис. 3). Для пла-

гиогранитоидов характерно увеличение Eu-

аномалии и уменьшение содержания ΣРЗЭ,

ЛРЗЭ и Al2O3 с ростом содержания SiO2 [3].

В плагиогранитоидах содержание переход-

ных элементов (Cr — 24,6—27,2; Ni — 15,8—

16,1; Co — 6,7—15,6 ppm) и Mg (6110—

21060 ppm) выше либо равно кларковому для

средних и кислых пород, по А.П. Виноградо-

Рис. 3. Мультиэлементная ди а-

грамма для пород АП комп-

лекса Александровского мас-

сива (сплошная линия — анор-

тозиты; пунктир — плагио-

грани тои ды), андезита (обр.

85-335) и риолита (обр. 85-

338) Чер том лыкской ЗС Сред-

неприднепровского мегабло-

ка. Нор ми рование на прими-

тивную мантию [20]

Fig. 3. The multielement dia g-

ram for AP complex rocks of

Oleksandrivka massif (solid li-

ne — anorthosites, dotted li-

ne — plagiogranitoids), andesite

(sample 85-335) and rhyolite

(sample 85-338) Chertomlyk GS

of Middle-Dnieper mega block.

Normalized by the pri mitive

mant le [20]

Рис. 4. Графики распределе-

ния РЗЭ пород АП комплек-

са Александровского массива

(сплошная линия — анорто-

зиты; пунктир — диорит и

плагиогранитоиды), андезита

(обр. 85-335) и риолита (обр.

85-338) Чертомлыкской ЗС

Среднеприднепровского ме-

габлока. Нормирование на

хондрит С1 [20]

Fig. 4. The REE diagram for AP

complex rocks of Oleksandrivka

massif (solid line — anorthosites,

dotted line — plagiogranitoids),

andesite (sample 85-335) and

rhyolite (sample 85-338) Cher-

tomlyk GS of Middle-Dnieper

megablock. Normalized by

chon drite С1 [20]



ву [8], а содержание Fe (19795—25971) и Ti

(2038—2278 ppm) ниже кларкового.

Андезиновые анортозиты — более высоко-

температурные образования, чем плагио гра-

ни ты, т. к. последние имеют с ними резкий

контакт и оказали на них температурное воз-

действие. Но температуру их кристаллизации

с использованием геотермометров (ортопи-

рок сен-клинопироксен, амфибол-плагиоклаз

и био тит-амфибол) определить не удалось,

т. к. клино пироксен отсутствует, а амфибол

здесь — бо лее поздний минерал, замещающий

ортопироксен.

Дифференциация кислого расплава от дио-

рита до плагиогранита происходила в процессе

подъема расплава. Температура формирова-

ния минеральных парагенезисов гранодиори-

та (Bi61 — Amf50,0 — Qz — Pl; Bi53,0 — Amf51,15 —

Qz — Pl) по амфибол-биотитовому геотер мо-

метру [12] равна 540 и 580 °С соответственно.

Согласно выполненным ранее геохимичес-

ким и Sm-Nd изотопным исследованиям

(εNd(Т ) = +0,9 ÷ (+1,4), ТNd(DM) = 3,02—3,1

млрд лет, (Nb/La)N = 0,08—0,87 [3, 13]) можно

предположить, что расплав, формировавший

АП комплекс Александровского массива, не

был контаминирован коровым веществом и

образовался в результате частичного плавле-

ния базита в равновесии с роговообманковым

и/или гранатовым реститом [19]. В очаге под

действием мантийного плюма [14] образова-

лись два разных по составу расплава — вы-

сокоглиноземистых базальтов (или андезито-

базальтов) и кислого состава. Впоследствии из

первого расплава кристаллизовались пла ги о-

клазовые кумулаты — анортозиты, а из второ-

го — диориты, гранодиориты и плагиограниты.

Андезиновые анортозиты, согласно исследо-

ваниям Т.Х. Грина (1969, 1970), а также [6, 17],

могли сформироваться при условии их дли-

тельного существования при температуре лик-

видуса и давлении более 9 (но менее 15) кбар

в присутствии воды.

Метаморфизованные кислые и средние вул-каниты ДАТ формации Чертомлыкской и Вы со-копольской ЗС. Плагиограниты АП комплекса

Александровского массива (3,02—3,1 млрд лет),

кислые и средние вулканиты Высокопольской

и Чертомлыкской ЗС ДАТ формации (3,14 млрд

лет) и плагиогранитоиды ТТГ серии Средне-

Рис. 5. Графики распределения РЗЭ кис-

лых и средних вулканитов Черто м лык-

ской (обр. 85-335, 85-338) и Вы со ко-

польской ЗС (обр. 90-301, 90-310, 85-

195) Среднеприднепровского мегаблока.

Нормирование на хондрит С1 [20]

Fig. 5. The REE diagram for acid and in-

termediate volcanites of Chertomlyk (sam-

ple 85-335, 85-338) and Vysokopil’ GS

(sample 90-301, 90-310, 85-195) of Mid-

dle-Dnieper megablock. Normalized by

chondrite С1 [20]

Таблица 2. Содержание химических элементов в средних и кислых породах Среднеприднепровского мегаблокаTable 2. The content of chemical elements in rocks of intermediate and acid composition of the Middle-Dnieper megablock

Элементы, ppm

Анортозиты Диориты и гранитоиды Андезиты и риолиты

ДАТ формации

Чертомлыкской ЗС

Андезиты и дациты

ДАТ формации

Высокопольской ЗС

ТТГсp

(Martin, 1994)Александровского массива

Pb 2,07—2,87 2,19—2,71 2,63—2,83 4,82 —

Nd 0,69—2,14 2,63—10 3,57—5,91 20,2—31 21,40

Rb 2,33—10,3 1,77—8,12 28,8—31,7 34,8—92,2 55



приднепровского мегаблока (3170—2950 млн

лет) [2] имеют прибли зительно одинаковый

возраст, что обуслов ливает возможность их

геохимического сравнения.

Нами изучены метаморфизованные риоли-

ты (обр. 85-337) и андезиты (обр. 85-335) ДАТ

формации центральной части Чертомлыкской

ЗС из скв. 088 [4]. Распределение РЗЭ ан-

дезитов и риолитов слабодифференцирован-

ное, характерное содержание РЗЭ — 151,17 и

90,05 ppm соответственно.

Кислые и средние вулканиты (обр. 90-301,

90-310, 85-195) Высокопольской ЗС ДАТ фор-

мации изучены из скв. 20575 и 21137 [4]. У

них подобные спектры распределения РЗЭ

(как в кислых и средних вулканитах Чер то м-

лыкской ЗС, рис. 5), но значительно боль -

шее содержание Al2O3, К2О, MgO, Ba, Rb,

Sr, Pb, Nd, Pb, Cr, Ni и меньшее — Nb, Y,

Ta, что позволяет предположить их образова-

ние из разных магматических расплавов и ис-

точников.

Спектры распределения РЗЭ андезитов и

риолитов ДАТ формации Чертомлыкской и

Высокопольской ЗС расположены выше спек-

тров плагиогранитоидов АП комплекса Алек-

сандровского массива (рис. 3, 4). Вулканитам

свойственны отрицательные аномалии Nb, Sr,

Eu и Ti (рис. 3—5). Гранитоиды Александров-

ского массива содержат значительно больше

РЗЭ, Rb, Pb и Nd (табл. 2).

Плагиогранитоиды ТТГ серии Среднепри-

днепровского мегаблока — гранодиорит Бо-

родаевского карьера (обр. 5-93) и плагиогра-

нит Саксаганского массива (обр. 86-3) (3170—

2950 млн лет) имеют большее содержание

РЗЭ, Th, Nb, Sm, Tb, Rb и Nd, чем пла гио-

гранитоиды Александровского массива. На их

графиках распределения РЗЭ выделяется от-

ри цательная Eu-аномалия (рис. 6, 7).

Следовательно, по геохимическим характе-

ристикам плагиогранитоиды Александровско-

го массива существенно отличаются от од но-

возрастных кислых и средних вулканитов

Чертомлыкской и Высокопольской ЗС и пла-

гиогранитов ТТГ серии Среднеприднеп ров-

ского мегаблока. Они имеют разные эво лю-

ционные тренды и магматические источники.

Анортозитсодержащие комплексы на других щитах. Сравним АП комплекс Александров-

ского массива с анортозитсодержащими ком-

плексами на других щитах.

Карельский кратон. Архейская габбро-анор-

то зитовая серия (2,93—2,66 млрд лет) кейвско-

колмозерского комплекса шовной зоны глубинных

разломов Балтийского щита и пироксенит-габ-

бро-анортозитовая серия расслоенного Кемско-

го массива Подужемской структурной зоны

Карелии ( ≥2820 млн лет). Плагиоклазу анорто-

зитов этих серий свойственна высокая основ-

ность (Аn45—85). Анортозиты имеют низкое со-

держание и слабодифференцированное рас-

Рис. 6. Мультиэлементная ди а-

грамма для плагиогранитои-

дов АП комплекса Алексан-

дровского массива и грани-

тоидов ТТГ серии Средне при-

днепровского мегаблока: обр.

5-93 — гранодиорит Борода-

евского карьера, обр. 86-3 —

плагиогранит Саксаганского

массива. Нормирование на

примитивную мантию [20]

Fig. 6. The multielement dia -

gram for the AP complex pla-

giogranitoids of Oleksandrivka

massif and granites of TTG se-

ries of the Middle-Dnieper me-

ga block: sample 5-93 — gra no-

diorite of Borodaivka quarry,

sample 86-3 — plagiogranite of

Saksagan massif. Normalized by

the primitive mantle [20]



пределение РЗЭ с положительной

Eu-ано ма лией и положительными значения-

ми εNd(Т ). Согласно [5, 10], магма анортози-

тов Патчемварекского, Северного массивов

кейвско-колмо зер ского комплекса и Кемско-

го массива Подужемской структурной зоны

может соответствовать по составу базальтам

MORB типа, характерным для начальных ста-

дий развития зеленока мен ных поясов.

Сравнивая анортозиты АП комплекса Алек-

сандровского массива Среднеприднепров ско-

го мегаблока УЩ с анортозитами габбро-анор-

тозитовой серии кейвско-колмозерского ком-

плекса и анортозитами пирок сенит-габ бро-

анортозитовой серии Кемского массива По -

дужемской структурной зоны, можно сделать

вывод, что анортозиты этих комплексов име-

ют низкое содержание и подобное рас пре де-

ление РЗЭ (рис. 8), положительные зна чения

εNd(Т ), но различаются по составу породооб-

разующего плагиоклаза и исходного расплава.

Мезоархейский АП комплекс Александров-

ского массива Среднеприднепровского мега-

блока геохимически отличается от мангерит-

Рис. 8. Графики распределения РЗЭ

анортозитов: 1—4 — кейвско-кол-

мо зерского комплекса (1 — Патчем-

варекского, 2, 3 — Ачинского, 4 —

Цагинского массивов); 5, 6 — Кем-

ского массива Подужемской струк-

турной зоны; 7 — АП комплекса

Александровского массива Средне-

приднепровского мегаблока. Норми-

рование на хондрит С1 [20]

Fig. 8. The REE diagram for anor tho-

sites: 1—4 — of Keiv-Kolmozero com-

plex (1 — of Patchemvarek, 2, 3 — of

Achinsky, 4 — of Tsaginsky massifs); 5,

6 — of Kem massif of Poduzhem struc-

tural zone; 7 — of AP complex Olek-

sandrivka massif of the Middle-Dnieper

megablock. Normalized by the chon-

dri te С1 [20]

Рис. 7. Графики распределения РЗЭ пла-

гиогранитоидов АП комплекса Алек-

сандровского массива и гранитоидов

ТТГ серии Среднеприднепровского ме-

габлока: обр. 5-93 — гранодиорит Боро-

даевского карьера, обр. 86-3 — плагио-

гранит Саксаганского массива. Норми-


Fig. 7. The REE diagram for AP complex

plagiogranitoids of Oleksandrivka massif

and granites of TTG series of the Middle-

Dnieper megablock: sample 5-93 — gra no-

diorite of Borodaivka quarry, sample 86-3 —

plagiogranite of Saksagan massif. Normali-

zed by the chondrite С1 [20]



габбро-анортозитовой ассоциации Анабарско го

мас сива Анабарского щита (1900—2100 млн

лет) [16]. Анортозиты Анабарского массива име-

ют высокое содержание Sr (100—1000 ppm) и

Ba (100—500 ppm), а плагиоклазу характерна

повышенная основность (Аn65—88).

Мезоархейские анортозиты Александров-

ского массива отличаются от автономных анор-

тозитов Каларского массива (1926 млн лет)

Алданского щита, которые ассоциируют с гра-

нодиоритами и аляскитовыми гранитами. Со-

гласно Sm-Nd изотопным исследованиям, для

анортозитов Каларского массива ТNd(DM) =

= 2574—2878 млн лет, εNd(Т) = –5 ÷ –9. Об-

разование анортозитов М.З. Глуховский и

М.И. Кузьмин [9] связывают с моделью плюм-

андерплейтинга.

Анортозит-рапакивигранитные комплексы

(АРГК) протерозоя Украинского (Коростенский

плутон, 1,8 млрд лет) и Балтийского (Салмин-


анортозитов: 1 — Салминского плу-

тона Балтийского щита [17], 2 —

АРГК Коростенского плутона (Фе-

доровский массив) Волынского ме-

габлока [11], 3 — АП комплекса

Александровского массива Средне-

приднепровского мегаблока. Норми-


Fig. 9. The REE diagram for anor tho-

sites: 1 — of Salmi pluton of the Baltic

Shield [17], 2 — ARGC of Korosten’

pluton (Fedorivka massif) of the Volyn

megablock [11], 3 — of AP complex

Oleksandrivka massif of the Middle-

Dnieper megablock. Normalized by the

chondrite С1 [20]


пород Черноисточинского массива

платиноносного пояса Урала [15]: 1— 3 — анортозиты, 4—6 — пла ги о-

граниты Александровского массива

Среднеприднепровского мегаблока

(обр. 91-365 — анортозит, 91-359 —

плагиогранит). Нормирование на

хон дрит С1 [20]

Fig. 10. The REE diagram for rocks of

Chernoistochinsk massif of solid plati-

num-belt of the Urals [15]: 1—3 —

anorthosites, 4—6 — plagiogranites of

Oleksandrivka massif of the Middle-

Dnieper megablock (sample 91-365 —

anorthosite, 91-359 — plagiogranite).

Normalized by the chondrite С1 [20]



ский массив, 1,5 млрд лет) щитов образованы

серией пород от базитов до гранитов. Это

внутриплитные образования автономного ти-

па, возникшие над горячими точками в усло-

виях аномально мощной континентальной ко-

ры (60—80 км) [17]. Они имеют сложное ман-

тийно-коровое происхождение — плавление

происходило как в мантии (образование бази-

тового расплава), так и в коре (образование гра-

нитного расплава). Согласно геохимическим

данным, анортозиты и граниты рапакиви силь-

но обогащены элементами мантий ных флюи-

дов — ЛРЗЭ, Fe, Ti, K, P, Ba, Zr, Rb, Li и F,

которые играют важную роль в про исхождении

внутриплитных мантийных магм (рис. 9).

Анортозиты Федоровского массива пенизе-

вичского типа Коростенского плутона [11] и

Салминского массива Балтийского щита [17]

отличаются от анортозитов АП комплекса

Александровского массива составом породо-

образующего плагиоклаза, большим содержа-

нием РЗЭ, Sr, Ва, Y, Nb, Р, K, Ti и меньшим —

Ni. Для гранитов Салминского плутона харак-

терна отрицательная аномалия Eu. Согласно

геохимическим и Sm-Nd изотопным данным

L.A. Neymark (1994), анортозиты Салминско-

го массива кристаллизовались из базитового

расплава, существенно контаминированного ко-

ровым материалом (εNd(Т ) = –6,5 ÷ –8,2) и об-

разованного в результате плавления архейской

коры (ТNd(DM) = 2,6—2,8 млрд лет), обога-

щенной ЛРЗЭ [18].

Анортозит-плагиогранитный комплекс Черно-

источинского массива платиноносного пояса Ура-

ла представлен гомодромной последователь-

ностью пород от лейкогаббро до плагиограни-

та. Эта серия возникла в результате фрак ци -

онной кристаллизации исходного расплава,

образованного в результате частичного плав-

ления роговообманкового габбро в суб дук ци-

онной зоне. Анортозиты имеют высо кое со-

держание Sr — 805—1561 и Ва — 130—320 ppm

[15, 16]. Для них характерно содержание вы-

соко за ряд ных (Y — 3,3—12,2; Та — 0,04—0,54

и Nb — 0,23—4,37 ppm) и переходных эле мен-

тов — Cr — 3—5; Ni — 5,4—23; Co — 6—21 ppm.

Анортозиты имеют ΣРЗЭ = 10—29,33 ppm,

пла гиоклаз представлен Аn45—Аn50. В плагио-

гранитах концентрация РЗЭ, по сравнению с

анортозитами, уменьшается и составляет 3,4—

8 ppm (рис. 10). На мультиэлементной диаг-

рамме анортозитов выделяются отрица тель-

ные аномалии Nb, Th, Zr, P, Y и по ло жи тель-

ные — Ta, Sr, K, Eu и Ti. В анортозитах и

пла гиогранитах содержание Fe, Ti, Rb, Nb, K,

Р и Y ниже, а Ba, Sr и Та выше кларкового (по

А.П. Виноградову).

Породы серии имеют положительную Eu-

аномалию, величина которой растет с увели-

чением кислотности (рис. 10). Эволюция этой

серии обусловлена фракционированием квар-

ца, роговой обманки и плагиоклаза, а также

уменьшением содержания РЗЭ от анортози-

тов к плагиогранитам.

Анортозиты АП комплекса Александров-

ского массива отличаются от анортозитов АП

серии Черноисточинского массива платино-

носного пояса Урала по составу плагиоклаза,

меньшему значению Кф, содержанию РЗЭ, Sr,

Ва, Y, Nb, Ti и щелочей, большему содержа-

нию Cr, Ni, Co, Р и Fe.

Выводы. Выявленный в пределах Среднепри-

днепровского кратона расслоенный Алексан-

дровский массив образовался 3,02—3,1 млрд лет

тому назад. Породы анортозит-пла гио гра нит-

ного комплекса массива формировались из

магм разного состава (кислого и вы соко гли-

ноземистых базальтов или андезито-базальтов)

в результате фракционирования кварца, пла-

гиоклаза и ильменита. Мафические минералы

представлены роговой обманкой, ромбичес-

ким пироксеном — энстатитом (En51Wo3Fs46),

биотитом и ильменитом. Состав плагиоклаза из-

менялся от Аn34 в анортозитах, Аn30—Аn35 в дио-

ритах, Аn22 в кварцевых диоритах, в гранодио-

ритах — Аn15—Аn19, а в плагиогранитах — Аn14.

Для пород комплекса характерно низкое со-

держание Rb, Ba, Sr, Y, Nb, K, Р, РЗЭ, Fe и Ti.

Обогащенность пород Mg, Cr, Ni и Co свиде-

тельствует об участии мантийного вещества в

их образовании. Их ис ходный расплав, соглас-

но E.C. Simmons и G.N. Hanson (1978), обра-

зовался в результа те частичного плавления

ба зитового субстра та под действием мантий-

ного плюма в рав новесии с рогово обман ко вым

и/или гра на то вым реститом. Согласно Sm-Nd

изотопным дан ным, он не кон тами нирован

коровым веществом (εNd(Т) = +0,9 ÷ (+1,4);

ТNd(DM) = 3,02—3,1 млрд лет). Андезиновые

анор то зиты могли сформироваться, согласно

[7, 17], в условиях длительного соответствия

их тем пературы темпера туре ликвидуса при

давлении более 9, но менее 15 кбар в присут-

ствии воды. Дифференциация кислого ра-

сплава про исходила, вероятно, в процессе его

подъема в верхнюю кору.



Плагиогранитоиды Александровского масси-

ва по геохимическим характеристикам суще-

ственно отличаются от близких им по возрас-

ту кислых и средних вулканитов Черто млык-

ской и Высокопольской ЗС и пла гио гранитов

ТТГ серии Среднеприднепровского мегабло-

ка. Они имеют разные эволюционные тренды

и магматические источники.

Для архейских анортозитов анортозитсо-

держащих комплексов характерно низкое со-

держание РЗЭ, Rb, Sr, Ва, Y, Nb, K, Ti, Р, Fe,

щелочей, нормативного ортоклаза. Положи-

тельное значение εNd(Т ) указывает на форми-

рование их расплавов из деплетированного

мантийного субстрата. Спектры распределе-

ния РЗЭ подобны, но образуются анортозиты

из разных по составу расплавов. Для анорто-

зитов протерозойского возраста характерны от-

рицательные значения εNd(Т ), существенно боль-

шие содержания нормативного ортоклаза (он

представлен в породе включениями в плагио-

клазе и как интеркумулусная фаза), Rb, Sr, Ва,

Y, Nb, K, Ti, Р, щелочей, обогащение РЗЭ

(особенно ЛРЗЭ).

Мезоархейский анортозит-плагиогранит ный

комплекс Александровского массива Средне-

приднепровского мегаблока имеет сущест вен-

ные геохимические отличия от рассмотренных

выше анортозитсодержащих комплексов Ук-

раинского и других щитов архейского и про-

терозойского возраста, что указывает на их

раз ные магматические источники и иную эво-

люцию расплавов.


1. Анортозиты Земли и Луны. — М. : Наука, 1984. —

272 с.

2. Артеменко Г.В. Геохронологическая корреляция вул-

канизма и гранитоидного магматизма юго-восточ-

ной части Украинского щита и Курской магнитной

аномалии // Геохимия и рудообразование. — 1995. —

№ 21. — С. 129—154.

3. Артеменко Г.В., Самборская И.А., Бондаренко И.Н.,

Мартынюк А.В. Геохимия архейской анортозит-ди-

орит-гранодиорит-плагиогранитной серии Алексан-

дровской структуры (Среднеприднепровский мега-

блок УЩ) // Пошук. та екол. геохімія. — 2007. —

№ 1 (6). — С. 14—20.

4. Артеменко Г.В., Самборская И.А., Вильковский В.А.,

Швайка И.А. Эволюция кислого и среднего вулка-

низма в зеленокаменных поясах Украинского щи та

и Воронежского кристаллического массива // Мі-

нерал. журн. — 2010. — 32, № 3. — С. 58—71.

5. Березин А.В. Геология и петрология рудоносных ба-

зитовых интрузий Подужемской структурной зоны

(Карелия, Западное Беломорье) : Автореф. дис. …

канд. геол.-минерал. наук. — СПб., 2011. — 20 с.

6. Богатиков О.А. Анортозиты. — М. : Наука, 1979. —

231 c.

7. Богатиков О.А., Богданова С.В., Борсук А.М. и др.

Магматические горные породы. Эволюция магма-

тизма в истории Земли. — М. : Наука, 1987. —

Т. 6. — 438 с.

8. Виноградов А.П. Среднее содержание химических

элементов в главных типах изверженных пород

земной коры // Геохимия. — 1962. — № 7. —

С. 555.

9. Глуховский М.З., Кузьмин М.И., Баянова Т.Б. и др.

Автономные анортозиты Алданского щита и свя-

занные с ними породы: возраст, геохимия и меха-

низм образования (на примере Каларского масси-

ва) // Докл. Акад. наук. — 2011. — 439, № 5. —

С. 651—659.

10. Кудряшов Н.В., Мокрушин А.В. Архейский габбро-

анортозитовый магматизм Кольского региона: гео-

химические и изотопно-геохронологические дан-

ные // Тез. Третьей Междунар. конф. "Ультрабазит-

базитовые комплексы складчатых областей и

свя занные с ними месторождения". — Качканар,

2009. — С. 246—248.

11. Митрохин А.В., Богданова С.В., Шумлянский Л.В.

Полибарическая кристаллизация анортозитов Ко-

ростенского плутона (Украинский щит) // Міне-

рал. журн. — 2008. — 30, № 2. — С. 36—56.

12. Перчук Л.Л. Равновесие породообразующих мине-

ралов. — М. : Наука, 1970. — С. 109—250.

13. Самборская И.А. Геохимия расслоенных магмати-

ческих пород Александровской интрузии (Сред-

неприднепровский мегаблок Украинского щита) :

Автореф. дис. … канд. геол. наук. — Киев, 2008. —

20 с.

14. Самсонов А.В. Эволюция магматизма гранит-зеле-

нокаменных областей Восточно-Европейского кра-

тона : Автореф. дис. … д-ра геол.-минерал. наук. —

М., 2004. — 48 с.

15. Ферштатер Г.Б., Беа Ф., Бородина Н.С., Монте-

ро М.П. Анатексис базитов в зоне палеосубдукции

и происхождение анортозит-плагиогранитной се-

рии платиноносного пояса Урала // Геохимия. —

1998. — № 8. — С. 768—781.

16. Ферштатер Г.Б., Малахова Л.В., Бородина Н.С. и др.

Эвгеосинклинальные габбро-гранитные серии. —

М. : Наука, 1984. — 263 с.

17. Шарков Е.В. Внутриплитные магматические сис-

темы мезопротерозоя на примере анортозит-рапа-

кивигранитных комплексов Балтийского и Укра-

инского щитов // Рос. журн. о Земле. — 1999. — 1,

№ 4. — С. 312—337.

18. Neymark L.A., Amelin J.V., Lapin A.M. Pb-Nd-Sr iso-

topic and chemical constraints on the origin of the

1.54—1.56 Ma, Salmi rapakivi-anorthosite batholith

(Karelia, Russia) // Mineral. Petrol. — 1994. — 50. —

P. 173—193.

19. Simmons E.C., Hanson G.N. Geochemistry and origin

of massif-type anorthosites // Contribs Mineral. and

Petrol. — 1978. — 66. — P. 119—135.



20. Sun S.S., McDonough W.F. Chemical and isotopic sys-

tematics of oceanic basalts : implications for mantle

com position and processes // Magmatism in the Ocean

Basins / Eds A.D. Saunders, M.J. Norry. — 1989. —

Р. 313—345 (Geol. Soc. Spec. Publ. ; No 42).


REFERENCES

1. Anortozity Zemli i Luny, (1984), Nauka, Moskow,

Rus sia, pp. 272.

2. Artemenko, G.V. (1995), Geochemistry and Ore Forma-

tion, Kyiv, Ukraine, No. 21, pp. 129-154.

3. Artemenko, G.V., Samborskaja, I.A., Bondarenko, I.N.

and Martynjuk, A.V. (2007), Exploration and environ-

mental geochemistry, Kyiv, Ukraine, No. 1 (6), pp. 14-20.

4. Artemenko, G.V., Samborskaja, I.A., Vil’kovskij, V.A.

and Shvajka, I.A. (2010), Mineralogical Journal (Uk-

raine), Kyiv, Ukraine, Vol. 32, No. 3, pp. 58-71.

5. Berezin, A.V. (2011), Abstract of candidate of Geo lo-

gical and Mineralogical Science, St. Peterburg, Russia,

p. 20.

6. Bogatikov, O.A. (1979), Nauka, Moskow, Russia,

pp. 231.

7. Bogatikov, O.A., Bogdanova, S.V., Barsuk, A.M., Bub-

nov, S.N., Dmitriev, Ju.I., Kovalenko, V.I., Kononova,

V.A., Krasivskaja, I.S., Laz’ko, E.E., Lobach-Zhu-

chenko, S.B., Markov, M.S., Pavlov, V.A., Rjabchi-

kov, I.D., Simon, A.K., Cvetkov, A.A., Chesnokov, S.V.,

Shar kov, E.V., Jarmoljuk, V.V. and Jashina, R.M.

(1987), Nauka, Moscow, Russia, Vol. 6, p. 438.

8. Vinogradov, A.P. (1962), Geochemistry, No. 7, p. 555.

9. Gluhovskij, M.Z., Kuz’min, M.I., Bajanova, T.B., Ba-

zhenova, G. N., Elizarov, D. V. and Serov, P.A. (2011),

Reports of the Academy of Sciences, Moscow, Russia,

Vol. 439 No. 5, pp. 651-659.

10. Kudrjashov, N.V. and Mokrushin, A.V. (2009), Ab-

stracts III International conference "The mafic-ultra-

mafic complexes folded areas and related fields",

Kach kanar, Russia, pp. 246-248.

11. Mitrohin, A.V., Bogdanova, S.V. and Shumljanskij, L.V.

(2008), Mineralogical Journal (Ukraine), Kyiv, Ukraine,

Vol. 30 No. 2, pp. 36-56.

12. Perchuk, L.L. (1970), Moskow, Russia, pp. 109-250.

13. Samborskaja, I.A. (2008), Abstract of candidate of Geo-

logical Science, Kyiv, Ukraine, p. 20.

14. Samsonov, A.V. (2004), Abstract of doctor of Geologi-

cal and Mineralogical Science, Sankt-Peterburg, Mos-

kow, Russia, p. 48.

15. Fershtater, G.B., Bea, F., Borodina, N.S. and Monte-

ro, M.P. (1998), Geochemistry, Moskow, Russia, No. 8,

pp. 768-781.

16. Fershtatter, G.B., Malahova, L.V., Borodina, N.S., Ra-

poport, M.S. and Smirnov, V.N. (1984), Nauka,

Moskow, Russia, p. 263.

17. Sharkov, E.V. (1999), Russian Journal of Earth, Vol. 1

No. 4, pp. 312-337.

18. Neymark, L.A. Amelin, J.V. and Lapin, A.M. (1994),

Mineral. Petrol, Vol. 50, pp. 173-193.

19. Simmons, E.C. and Hanson, G.N. (1978), Contrib.

Mineral. Petrol, Vol. 66, pp. 119-135.

20. Sun, S.S. and McDonough, W.F. (1989), Eds. Saun-

ders, A.D. and Norry, M.J. Magmatism in the Ocean

Basins, Geological Society, Special Publication, No. 42,

pp. 313-345.

Received 21.10.2013

І.А. Самборська

Інститут геохімії, мінералогії та рудоутворення

ім. М.П. Семененка НАН України

03680, м. Київ-142, Україна, пр. Акад. Палладіна, 34


АРХЕЙСЬКИЙ

АНОРТОЗИТ-ПЛАГІОГРАНІТНИЙ

КОМПЛЕКС РОЗШАРОВАНОГО

ОЛЕКСАНДРІВСЬКОГО МАСИВУ

(СЕРЕДНЬОПРИДНІПРОВСЬКИЙ

МЕГАБЛОК УКРАЇНСЬКОГО ЩИТА)

Анортозит-плагіогранітний комплекс багатофазового

розшарованого Олександрівського масиву утворився

на Середньопридніпровському кратоні в інтервалі

3,02—3,1 млрд рр. Для порід комплексу характерний

вапнисто-лужний тренд еволюції. Первинний роз-

плав утворився внаслідок часткового плавлення бази-

ту під впливом мантійного плюму. Згідно з Sm-Nd

ізотопними даними, він не контамінований коровою

речовиною (εNd(Т ) = +0,9 ÷ (+1,4); ТNd(DM ) = 3,02—

3,1 млрд рр.). Породи комплексу формувалися із магм

різного складу: кислого та високоглиноземистих ба-

зальтів (або андезито-базальтів) у результаті фракціо-

нування кварцу, плагіоклазу та ільменіту. Породи ма-

ють низький вміст Rb, Ba, Sr, Y, Nb, K, Р, РЗЕ, Fe

та Ti. Підвищений в них вміст Mg, Cr, Ni та Co свід-

чить про вплив мантійної речовини на їх утворен-

ня. Гранодіорит комплексу (Bi53—61 — Amf50—51,15 —

Qz — Pl) кристалізувався за температури 540—580 °С.

Плагіограніти комплексу за геохімічними характерис-

тиками значно відрізняються від метавулканітів се-

реднього та кислого складу ДАТ формації Чортом-

лицької та Високопільської ЗС і плагіогранітів ТТГ

серії Середньопридніпровського мегаблоку. Вони ма-

ють різні еволюційні тренди та магматичні джерела.

Анортозит-плагіогранітний комплекс Олександрівсь-

кого масиву має значні геохімічні відмінності від до-

сліджених архейських, протерозойських і більш моло-

дих анортозитвмісних комплексів Українського та ін-

ших щитів, які формувалися в зоні субдукції та в

межах плити.

Ключові слова: анортозити, анортозит-плагіограніт-

ний комплекс, Олександрівський масив, Серед ньо-

при дніпровський кратон, мантійний плюм, анорто-

зитові ком плекси, еволюційні тренди, магматичні

дже рела, плагіограніти, середні та кислі метавул-

каніти.



I.A. Samborskaya

M.Р. Semenenko Institute of Geochemistry,

Mineralogy and Ore Formation of the NAS of Ukraine



THE ARCHEAN ANORTHOSITE-PLAGIOGRANITE

COMPLEX OF LAYERED OLEKSANDRIVKA

MASSIF (MIDDLE-DNIEPER MEGABLOCK

OF THE UKRAINIAN SHIELD)

Anorthosite-plagiogranite complex of the multiphase laye-

red Oleksandrivka massif has been formed on the Middle-

Dnieper craton in the interval of 3.02—3.1 Ga. Rocks of

the complex are characterized by lime-alkali trend of evo-

lution. The initial melt was formed as a result of partial

melting of basite under the effect of the mantle plum. In

accordance with Sm-Nd isotope data, it is not conta mina ted

with core substance (εNd(T) = +0.9 ÷ (+1.4); TNd(DM) =

= 3.02—3.1 Ga). Rocks of the complex were formed by

magmas of various composition: acid and high-alumina

basalts (or andesite-basalts) as a result of quartz, plagio-

clase and ilmenite fractionation. The rocks are charac te-

rized by low content of Rb, Ba, Sr, Y, Nb, K, Р, REE, Fe

and Ti. The enrichment of rocks with Mg, Cr, Ni and

Co evidences for participation of the mantle substance in

their formation. Granodiorite of the complex (Bi53–61 —

Amf50–51.15 — Qz — Pl) was crystallized at a temperature

of 540—580 °С. Plagiogranites of the complex differ con-

si de rably (as to geochemical characteristics) from meta-

vol ca ni tes of the medium and acid composition of DAT

for ma tion of the Chortomlyk and Vysokopillya GС and

pla giogranites of TTG series of the Middle-Dnieper mega-

block which are close by age. They have different evolu-

tion trends and igneous sources. Anorthosite-plagiogranite

complex of the Oleksandrivka massif differs considerably

as to its geochemistry from the studied Archean, Prote ro-

zoic and younger anorthosite-containing complexes of the

Ukrainian and other shields in the subduction zone within

the plate limits (intraplate ones).

Keywords: anorthosites, anorthosite-plagiogranite comp-

lex, Oleksandrivka massif, Middle-Dnieper craton, mantle

plu me, anorthosite complexes, trends in the evolution, ig-

neous sources, plagiogranites, medium and acid meta-

volcanites.


© С.М. БОНДАРЕНКО, 2014


УДК 553.071 (477)

С.М. БондаренкоІнститут геохімії, мінералогії та рудоутворення ім. М.П. Семененка НАН України03680, м. Київ-142, Україна, пр. Акад. Палладіна, 34E-mail: [email protected]

МІНЕРАЛІЗАЦІЯ Au-As ТИПУ В ДОКЕМБРІЙСЬКИХ КОМПЛЕКСАХ УКРАЇНСЬКОГО ЩИТА ТА ГОЛОВНІ ЧИННИКИ ЇЇ ЛОКАЛІЗАЦІЇ

Наведено результати дослідження просторового розповсюдження рудної мінералізації золото-арсенового (Au-

As) типу в ендогенних комплексах докембрію Українського щита. Вказано основні її мінералого-геохімічні

особ ливості та чинники рудного контролю локалізації. Зроблено висновки про генезис мінералізації та її зв’язок

з вуглецьвмісними протолітами в зонах гранітизації. Встановлено, що мінералізація поширена в протерозой-

ських родовищах орогенного типу, які формувалися під час тектоно-магматичної активізації у відносно вузько-

му часовому інтервалі (2,15—1,8 млрд рр. тому). Золоторудні родовища переважно є полігенними і лише поєд-

нання багатьох чинників забезпечувало оптимально сприятливі умови для розвитку зруденіння Au-As типу.

Оцінено металогенічну значущість мінералізації цього типу та перспектив можливого промислового викорис-

тання.

Ключові слова: золото, арсенопірит, золото-арсеновий тип, графітвмісні товщі, рудоконтрольні розломи.

Вступ. Аналіз мінералогічних та геохімічних

даних щодо деяких архейських та майже 30

золоторудних об’єктів протерозойського вiку

Українського щита (УЩ) дозволяє стверджу-

вати, що головним міне ра лого-геохімічним ти-

пом ендогенної золоторудної мі не ралізації на

переважній більшості з них є золото-ар сено вий

(Au-As). Всі інші типи, а це золото-квар цовий

та золото-сульфідний, зафіксовані досить об-

межено. Подекуди у межах родовища можуть

одно часно розвиватися кілька типів, пов’я за-

них гене тично [5, 14]. Кожен із типів характе-

ризується спе цифічними умовами поширен-

ня, мінеральним скла дом та геохімічними

особливостями, має різні пара ге нетичні асо-

ціації золота, його мінерали-кон центратори

та типоморфні особливості [5, 6].

Основним мінералого-геохімічним критері-

єм для виділення типів руд вважаємо комп-

лекси рудогенних елементів, що визначають

склад головних продук тив них асоціацій міне-

ралів. Систематика руд за мі нералого-геохі-

мічними ознаками дозволяє встановити гене-

РУДОУТВОРЕННЯORE FORMATION

тичні зв’язки між хімічними елементами, мі-

нералами, вмісними породами та процесами,

які переважали в ході рудоутворення. Виділен-

ня Au-As типу руд враховує історичний досвід

типізації та запропоновані раніше різними до-

слідниками таксонометричні категорії та кла-

сифікаційні схеми.

У більш глобальних металогенічних побу-

довах залежно від характеру розподілу золота

в рудоутворювальному процесі ті родовища,

де переважає цей тип зруденіння, відносять до

золото-сульфідної (арсенідної) формації [24].

Мінералізація Au-As типу на більшості ру-

допроявів УЩ, незалежно від варіацій кварц-

сульфідного співвідношення, характеризуєть-

ся постійним речовинним складом. Головні

рудні індикаторні мінерали, що визначають мі-

нералогічну та геохімічну основу мінералізації

Au-As типу, — залізисті арсенідно-суль фо ар-

се нідні асоціації: арсенопірит, льолінгіт та ні-

кель-кобальтові арсеніди і сульфоарсеніди.

Руди мають незначний вміст золота (1—

4 г/т, в окремих пробах до 10—50), важкозба-

гачувані і належать до єдиного речовинно-тех-

нологічного типу. Au-As руди як технологіч-


С.М. БОНДАРЕНКО

ний тип об’єднують декілька природних типів.

Лабораторно-технологічна вивченість руд Au-

As типу показує, що вміст арсенових мінера-

лів у рудах досить значний — 1—3 %, а в гра-

вітаційному концентраті — до 24, інколи до

60 % [26]. Практично постійно в рудах є гра-

фіт. Відсоток вільного золота незначний і змі-

нюється навіть у межах окремих рудопроявів.

У рудах встановлено близько 40 рудних міне-

ралів, які мають різне відношення безпосе-

редньо до золота. На численних рудних об’єк-

тах проведено порівняння мінерального скла-

ду та послідовності формування головних

золоторудних асоціацій, яке показало відсут-

ність істотних відмінностей між ними [6].

Геохімічний фон руд, окрім арсену, визна-

чають вісмут, телур, бор, стибій, сірка, вуглець

(графітовий).

Морфологія проявів руд золота цього типу

досить різноманітна: окварцьовані лінійні ті-

ла, лінзи, гнізда, розгалужені жильно-про жил-

кові системи. Нерівномірна вкрапленість зо-

лотоносної сульфідно-арсенідної мінералізації

з характерними роздувами і пережимами до-

повнює складну картину рудних тіл, геологіч-

ні границі яких розмиті.

Окрім УЩ цей тип проявлений і в інших

регіонах України: у Мармароському масиві (ро-

довище Сауляк) та у Донбасі (Остробугорське,

Бобринецьке родовища, Михайлівський рудо-

прояв).

Особливості поширення Au-As мінералізації в докембрійських комплексах УЩ. Геологічна

бу дова докембрійського кристалічного фунда-

менту УЩ характеризується значним різно-

маніттям структурно-речовинних комплексів,

що відрізняються за складом, структурним по-

ложенням, інтенсивністю метаморфічних та

ультраметаморфічних перетворень, віком та

характером основних петротипів. Практично

представлений повний розріз докембрійсько-

го фундаменту від древніх палеоархейських до

неопротерозойських утворень. Поведінка зо-

лота та умови поширення Au-As мінераліза-

ції в залежності від вмісних товщ мають свої

особливості.

Архей. У родовищах, що приурочені до ар-

хейських зеленокам’яних структур, наявні

руди різноманітних мінеральних типів, серед

яких виділяють золото-колчеданний, золото-

кварцовий, золото-сульфідно-кварцовий (пі-

рит- арсенопіритовий) та золото-полімета ліч-

ний [14]. Прояви золоторудної мінералізації

Au-As типу відомі й на деяких архейських

родовищах Середнього Придніпров’я та При-

азов’я, але вони не домінують і за своїм ге о-

лого-структурним положенням та мінерало го-

геохімічними характеристиками відріз ня ються

від протерозойських. Найбільш відомі родо-

вища, пов’язані з такими геологічними обста-

новками [30]: 1 — приурочені до кислих вул-

канітів та субвулканічних інтрузивів метада-

цит-тоналіт-плагіограніт-порфірової формації;

2 — локалізуються в контакті з породами за лі-

зисто-кременистої формації; 3 — тяжіють до

кислих порід метадацит-базальтової формації;

4 — трапляються у змінених ультрабазитах ме-

такоматіїт-толеїтової формації. Рудовмісними

в межах родовищ є зони розсланцювання та

метасоматичної переробки, приурочені до ек-

зоконтактових частин дайкових тіл кислого

складу або до зовнішніх частин палеовулка-

нічних споруд. Золоторудна мінералізація ло-

калізується в зонах розсланцювання основних

вулканітів (у метагабродіабазах, метадіабазах,

спелітах, прорваних тілами метадацитів і ме-

таріолітів). Рудні тіла представлені жильно-

прожилковими зонами і золотоносними гід-

ро термально-метасоматичними жи лами. У ме-

та соматично змінених кератофірах і гранітах

Верхівцевської структури вмісні кварц-сери-

цит-карбонатні породи містять золото-пірит-

арсенопіритову мінералізацію. Золото у само-

родному вигляді наявне в кварці, у тонкодис-

персному — в арсенопіриті [41]. У деяких

зо лоторудних перетинах кількість арсенопіри-

ту зростає до 55 % від загального об’єму руд-

них мінералів. Основним міне ра лом-концен-

тратором золота на родовищі Балка Широка є

пірит, рідше — арсенопірит (за високого його

вмісту). Зруденіння характеризується нерівно-

мірним розподілом сульфідів (пірит, галеніт,

сфалерит, рідше халькопірит, піротин, арсено-

пірит, марказит, сульфосолі). Самородне зо-

лото фіксується у вигляді включень у галеніті,

арсенопіриті та кварці [30]. На Сергіївському

родовищі Au-As тип зруденіння локалізується

в карбонат-кварц-амфіболових метасоматитах

Північної рудоносної зони та супроводжуєть-

ся піротин-піритовою мінералізацією з арсе-

нопіритом [30].

На Потоківській ділянці Верхівцевської

струк тури золото виявлено в ультраосновних

породах в асоціації з нікеліном, маухеритом,

орселітом, кобальтином, халькопіритом, бор-

нітом. У березітах, що розвиваються по кера-


МІНЕРАЛІЗАЦІЯ Au-As ТИПУ В ДОКЕМБРІЙСЬКИХ КОМПЛЕКСАХ УКРАЇНСЬКОГО ЩИТА

тофірах і гранітах, золото фіксується в асоціа-

ції з арсенопіритом [39]. У Сорокинській зоні

(Сорокинський та Андріївський рудопрояви)

арсенопірит і льолінгіт встановлені в магне-

титвмісних кварцитах і окварцьованих амфі-

болітах та розглядаються як надійні індикато-

ри золотого зруденіння [27].

Протерозой. Металогенічною особливістю

поведінки золота в протерозойських граніт-

гнейсових комплексах УЩ є домінування на

родовищах та рудопроявах Au-As типу зруде-

ніння. Мінералізація поширена на всіх мега-

блоках щита (окрім Росинсько-Тікицького).

Протерозойські родовища та рудопрояви на-

лежать переважно до орогенного типу і фор-

мувалися на пізніх стадіях орогенного етапу

[49]. Головні ознаки, що відрізняють їх від ін-

ших золоторудних родовищ [50] такі: 1) про-

дуктивні рудні асоціації характеризуються ви-

ключно переважанням золота (Au >> Ag, за

низького вмісту Cu, Pb, Zn); 2) вмісні породи

представлені метавулканітами і турбідит-слан-

цевими відкладами протерозойського віку, де-

формованими пізніше (акреційні призми —

ко лізійні орогени); 3) геохімічна асоціація еле-

ментів (Au, Ag ± As ± B ± Bi ± Sb ± Te ± W);

4) метаморфогенний генезис з мож ливою сут-

тєвою роллю вуглецевої речовини.

Волинський мегаблок. Золоте зруденіння Au-

As типу в цьому блоці виявлено головним чи-

ном у межах Новоград-Волинської западини і

частково у Сквирсько-Кочерівській тектоніч-

ній зоні [13].

У Новоград-Волинський западині (товщі)

відомі три рудопрояви ендогенного золота

(Стриївський, Киянський, Іванківський), які

формувалися за подібних геолого-тектонічних

умов і мають багато спільних рис як в речо-

винному складі вмісних порід, так і безпосе-

редньо руд [8]. У регіональному плані вста-

новлюється чіткий просторовий зв’язок між

комплексними Au-As-Bi геохімічними орео-

лами типової Au-As мінералізації та збагаче-

ними графітом супракрустальними товщами

(рис. 1).

Новоград-Волинську западину вважають кон-

седиментаційною структурою вулкано-текто-

нічної природи. Однойменна товща, яка є го-

Рис. 1. Схема розташування

проявів Au-As мінералізації

та аномалій арсену в геоло-

гічних комплексах УЩ: 1 —

тектонічні мегаблоки (I — Во-

линський, II — Дністровсь-

ко-Бузький, III — Росинсь-

ко-Тікицький, IV — Інгульсь-

кий, V — Середньопридні-

провський, VI — Приазов-

ський); 2 — граніти рапаківі

коростенського комплексу;

3 — метаморфічні осадово-

вул каногенні товщі; 4 — об-

ласті поширення графітвміс-

них порід; 5 — аномалії арсе-

ну; 6 — розломи; 7 — границі

мегаблоків; 8 — прояви зо ло-

то-арсенової мінералізації (1 —

Киянський, 2 — Стри ївський,

3 — Іванківський, 4 — Че-

мерпільський, 5 — Савранський, 6 — Майське родовище, 7 — Мостовий, 8 — Овражний, 9 — Контактовий, 10 —

Бандурківський, 11 — Софіївський, 12 — Клинцівське родовище, 13 — Східноюр’ївський, 14 — Жовторічен-

ський, 15 — Жовтянський, 16 — Чортомлицький, 17 — Сергіївське родовище, 18 — Сурозьке родовище)

Fig. 1. Scheme of distiribution of manifestations of Au-As mineralization and arsenic anomalies found in geological com-

plexes of the Ukrainian Shield: 1 — tectonic megablocks (I — Volyn, II — Dniester-Bug, III — Rosynsk-Tіkych, IV —

Ingul, V — Middle Dnieper, VI — Azov); 2 — rapakivi granites of Korosten complex; 3 — metamorphic sedimentary-

volkanogenic associations; 4 — areas of distribution of graphite bearing rocks; 5 — arsenic anomalies; 6 — faults; 7 —

megablock limits; 8 — manifestations of gold-arsenic mineralization (1 — Kyianka, 2 — Stryivka, 3 — Ivankivka,

4 — Chemerpil, 5 — Savran, 6 — Маiske deposit, 7 — Mostove, 8 — Ovrazhne, 9 — Kontactove, 10 — Bandurkivka, 11 —

Sofiivka, 12 — Klyntsi deposit, 13 — East-Yuriivka, 14 — Zhovta Richka, 15 — Zhovtianka, 16 — Chertomlyk, 17 —

Sergiivka deposit, 18 — Surozh deposit)



ловною складовою супракрустального розрізу

збагаченої золотом рудоносної Ярунської пло-

щі, через несхожість з типовими розрізами те-

терівської серії слугувала об’єктом вивчення

та дискусій для дослідників регіону — А.Я. Ха-

тунцевої [43] та В.М. Скобелєва [40].

Зруденіння в більшості випадків контролю-

ють розривні порушення та метасоматичні зо-

ни, особливо якщо останні знаходяться в ек-

зоконтакті гранітних масивів.

Золоте зруденіння у вигляді штокверків та

зон окварцювання локалізується в екзоконтак-

тах алохтонних тіл мусковіт-біотитових гра ні-

тів Киянського та Смолдирівського масивів, а

найчастіше — серед графітвмісних мікрогней-

сів біотитового й амфібол-біотитового скла ду

новоград-волинської світи. У кварцпрожил-

кових зонах ендоконтакту мінералізацію конт-

ролюють розривні порушення північно-за хід-

ного та північно-східного простягання та їхні

перетини. Аналіз умов локалізації та особли-

востей мінерального складу цих рудопроявів

золота вказує на універсальний процес їх фор-

мування в інтервалі 2100—1800 млн рр. [8, 15].

Підвищена золотоносність (Au — 0,04—3 г/т)

суміщається з інтенсивним геохімічним арсе-

новим ореолом з вмістом металу до 5,5 кг/т.

Ореол загалом співпадає з контуром графіт-

вмісних порід, що розкриті в цій частині пло-

щі глибокими свердловинами.

Формування рудної мінералізації Au-As ти-

пу відбувалося в декілька стадій. На дорудній

стадії утворювалися головним чином ок сиди

титану та заліза, на продуктивній — арсенідно-

сульфоарсенідно-сульфідні асоціації з само-

родним золотом, вісмутом та телуридами ві-

смуту. Переважає золото проби 850—910 у ви-

гляді субмікроскопічних включень в арсенідах

та сульфоарсенідах. Серед рудних мінералів

поширені сульфіди (піротин, пірит, халькопі-

рит), мінерали арсену (арсенопірит, льолін-

гіт), графіт.

Дністровсько-Бузький мегаблок належить до

типових грануліт-гнейсових областей УЩ і має

будову, що визначається насамперед поєднан-

ням у типових розрізах найдревніших струк-

турно-речовинних комплексів архею та проте-

розою. У межах мегаблоку золото розпов сюд-

жено досить нерівномірно і рудна кон центрація

його виявлена головним чином у прилеглому

до Голованівської шовної зони Синицівсько-

му блоці другого порядку, точніше — на знач-

ній за розмірами ділянці, яку виділяють як

Савранське рудне поле (СРП) [35] або Сав-

рансько-Синицівську площу [4].

СРП розташоване в північно-східній части-

ні зони зчленування Дністровсько-Бузького

геоблоку та Голованівської шовної зони. Су-

часні уявлення про структуру та геологічну

будову СРП формувались протягом 20 років у

ході вивчення геології золоторудних об’єктів

цього району. Найбільш дослідженими є Май-

ське родовище та численні рудопрояви (Квіт-

ка, Чемерпільський, Савранський, Полянець-

кий, Глибочек, Східнокапустянський та ін.).

Кожен з названих об’єктів характеризуєть-

ся певними особливостями геологічного роз-

витку, що, в свою чергу, позначається на по-

ведінці золота в процесі рудоутворення. Прак-

тично в кожному з цих об’єктів наявний Au-As

тип зруденіння. Вміст золота (переважно 0,n—

n г/т) фіксується в інтервалах з піротин-льо-

лінгіт-арсенопіритовою (часто з арсенідами ні-

келю та кобальту) або халькопірит-піротин-

ар сенопіритовою мінералізацією.

Чемерпільський рудопрояв є типовим для

СРП об’єктом з Au-As типом зруденіння. Ру-

допрояв розташований у північній частині од-

нойменної структури, тектонічна будова якої

зумовлена поєднанням плікативних, диз’юн к-

тивних та лускато-здвигових зрушень.

Товщі, які вміщують золоте зруденіння, ма-

ють строкатий склад і належать до бузької се-

рії. Серед метаморфічних утворень найбільш

поширеними є глиноземисті біотитові плагіо-

гнейси з перемінним вмістом гранату, графіту,

силіманіту, кордієриту, інколи піроксену та став-

роліту; роговообманково-біотитові плагіогней-

си і кристалосланці з піроксеном і гранатом, а

також амфіболіти, скарновані кальцифіри. У

межах рудопрояву широко розвинуті плагіо-

граніти, біотитові граніти і мігматити.

Зруденіння виявлено в зонах окварцювання

гранат-амфіболових та гранат-амфібол-пірок-

се нових скарнів. Вміст золота в рудних зонах

змінюється від 1 до 7 г/т. Рудоносні метасо-

матити збагачені рудними мінералами (до 4—

10 %). Найпоширенішими є сульфіди (піротин,

пірит, халькопірит), арсеніди (льолінгіт, ніке-

лін), сульфоарсеніди (арсенопірит, герсдорфіт),

оксиди (ільменіт, магнетит) та графіт. Досить

рідко трапляються самородний вісмут, вісму-

тин, молібденіт, телуриди вісмуту. З останнім

мінералом та арсенопіритом асоціює золото.

У межах Чемерпільської пошукової ділянки

І.П. Сергєєвим [39] було виявлено рудні пере-



тини з високим вмістом, %: вісмуту, телуру та

свинцю — >0,1, а також арсену — 0,2. Ано-

мальний вміст їх спостерігався в зоні контакту

гнейсів і кристалосланців з гранат-графіт вміс-

ними біотитовими мігматитами.

Як відомо, для Майського родовища харак-

терне переважання золото-кварцового типу [5,

7], але детальні дослідження просторового роз-

поділу золоторудної мінералізації у розрізах,

за даними буріння глибоких свердловин, під-

твердили наявність гніздового зруденіння Au-

As типу в північній частині родовища. У про-

сторових співвідношеннях золото-кварцового

(Au-Q) та Au-As типів зруденіння виявляють-

ся елементи зональності [5]. Так, у північний

частині родовища в полях поширення реліктів

(порід гранулітової фації) золото встановлено

з льолінгіт-арсенопіритовою асоціацією, а зо-

лото-кварцові асоціації домінують серед міг-

матитів у південній частині родовища.

Досить нестійкий зв’язок між арсеном та

золотом встановлений і в інших рудопроявах

Дністровсько-Бузького району (Демі в’ярсь кий,

Капітанський, Голованівський та ін.)

Інгульський мегаблок. У межах цієї текто-

нічної структури практично на всіх золото-

рудних об’єктах домінує Au-As тип зруде-

ніння. Численні рудопрояви та родовища роз-

ташувалися вздовж напрямку західного та

схід ного обрамлення центрального осьового

антиклінального підняття Корсунь-Новомир-

городського анортозит-рапаківігранітного плу-

тону та Новоукраїнського масиву трахітоїдних

гранітів і монцонітів (Братський і Інгульський

синклінорії) (рис. 1).

За даними геологічних досліджень, струк-

турний план Братського блоку (західне обрам-

лення) визначається чергуванням антиформ-

них структур з ядрами масивів граніт-міг ма-

титового складу та синформних структур, що

їх розділяють, і виповнені гнейсами й амфі-

болітами кам’яно-костовацької та рощахів-

ської світ. У межах синклінорію виділяється

Братсько-Звенигородська структурно-метало-

генічна зона (СМЗ) з різномасштабними ро-

довищами та рудопроявами урану, рідкісних

(Li, Rb, Cs, Ta, Nb, W, Sn) і благородних мета-

лів (Au, Ag), яка за своєю металогенічною

Рис. 2. Геологічна схема розміщення рудопроявів зо-

лота в західному обрамленні Корсунь-Новомир го род-

ського плутону та Новоукраїнського масиву (за дани-

ми КП "Кіровгеологія"): 1 — рудопрояви та точки мі-

нералізації; 2 — граніти рапаківі коростенського

ком плексу; 3 — апліт-пегматоїдні граніти та мігмати-

ти кі ровоградського комплексу; 4 — граніти новоук-

раїнського комплексу; 5 — гнейси біотитові, графіт-

біо ти тові інгуло-інгулецької серії; 6 — плагіогнейси

гли ноземисті, амфіболіти інгуло-інгулецької серії;

7 — розломи. Рудопрояви: 1 — Овражний; 2 — Кон-

тактовий; 3 — Станкуватський; 4 — Степовий; 5 —

Тимофіївський; 6 — Мостовий; 7 — Північноберезів-

ський; 8 — Березівський; 9 — Центральний; 10 —

Улянівський; 11 — Бандурківський; 12 — Софіївський

Fig. 2. Geological scheme of distribution of gold ore mani-

festations in the western frame of Korsun-Novomyrgorod

pluton and Novoukrainka massif (according to SE "Кiro v-

geology"): 1 — ore manifestations and mineralization po-

ints; 2 — rapakivi granites of Korosten complex; 3 —

aplite-pegmatitic granites and migmatites of Kirovograd

complex; 4 — granites of Novoukrainka complex; 5 —

biotitic and graphite-biotitic gneisses of Ingul-Ingulets

suite; 6 — aluminous plagiogneisses, amphibolites of In-

gul-Ingulets suite; 7 — faults. Ore manifestations: 1 — Ov-

razhne; 2 — Kontactove; 3 — Stankuvatsky; 4 — Stepnoy;

5 — Timofiivka; 6 — Mostove; 7 — North-Berezivka; 8 —

Berezivka; 9 — Central; 10 — Ulianivsky; 11 — Ban dur-

kivka; 12 — Sofiivka



значущістю поступається на УЩ лише Кри-

ворізько-Інгулецькій СМЗ.

За особливостями регіонального тектоніч-

ного розвитку, інтенсивністю метаморфізму і

процесів гранітизації золоторудні об’єкти Брат-

ського синклінорію були умовно розділені на

три групи: Хмелівська, Липнязька, Бандур-

ківська.

Хмелівська група. До складу Хмелівської

групи рудопроявів віднесено низку слабодос-

ліджених об’єктів: Мостовий, Тимофіївський,

Північноберезівський, Березівський, які про-

сторово приурочені до північної частини Брат-

ського синклінорію (рис. 2).

Серед загальних регіональних структур рай-

ону, де поширені ці рудопрояви, на даному

етапі вивченості слід виділити Хмелівську

синкліналь та Березівську антикліналь. В ос-

танній широко розвинені дрібні куполи і бра-

хіантиклінальні структури, просторово згру-

повані в єдину структуру субмеридіонального

простягання — Шевченківсько-Березівський

гранітизаційний вал [25].

Хмелівська синкліналь є однією із найбіль-

ших структур району і простягається в субме-

ридіональному напрямку на понад 80 км та

має ширину 10—15 км. У типових розрізах су-

пракрустальної товщі переважають біотитові

гнейси, з ними перешаровуються графіт-кор-

дієрит-біотитові, гранат-біотитові з графітом

та силіманітом, біотит-амфіболові, піроксено-

ві та біотит-піроксен-амфіболові гнейси. Пе-

ріодично розрізи доповнюють амфіболіти, крис-

талосланці та скарноїди. Метаморфіти розсі-

чені різноманітними за морфологією тілами

ап літ-пегматоїдних гранітів та пегматоїдних

жил. У рудоносних зонах розвинені процеси

скарнування та грейзенізації.

Структурні елементи району ускладнено се-

рією розривних порушень, приналежних до

Звенигородсько-Ганнівської зони розломів.

Численні геохімічні аномалії золота, вісму-

ту та арсену також зафіксовані в локальних

зонах ендо- і екзоконтактів Корсунь-Ново-

мир городського плутону [6, 18].

Мостовий рудопрояв є найбільш типо-

вим для цієї групи, загальні уявлення про його

геологічну будову ґрунтуються на результатах

вивчення матеріалів, отриманих з розрідженої

сітки свердловин, пробурених майже 30 років

тому геологами Черкаської експедиції та КП

"Кіровгеологія". Разом з менш відомими руд-

ними об’єктами (Висківський, Ярошівський),

рудопрояв Мостовий входить до складу Петро-

острівського рудного поля [5], розташованого

в межах поширення Звенигородсько-Ган нів сь-

кої зони розломів. Породи, що вміщують зо-

лоте зруденіння, представлені зде більшого біо-

титовими гнейсами з прошарками кордієрит-,

піроксен-, амфібол- та графітвмісних відмін.

Максимальний вміст золота (до 50 г/т) було

встановлено в кварцовій жилі на контакті

гнейсів з апліт-пегматоїдними тілами [5]. Зо-

лото фіксується в асоціації з арсенопіритом,

льо лінгитом та сульфідами.

Липнязька група. У регіональних металоге-

нічних побудовах рудопрояви та родовища

рідкісних металів та золота, що розміщуються

навколо Липнязького масиву, як правило, на-

лежать до рудних об’єктів Первомайсько-Трах-

темирівської металогенічної зони [9]. Якщо

геологічна вивченість умов локалізації та мі-

нерального складу рідкіснометалевих родо-

Рис. 3. Геологічна схема та розріз Овражного рудо-

прояву (за даними КП "Кіровгеологія"): 1 — породи

чохла; 2 — рудні зони; 3 — граніти та мігматити Лип-

нязького масиву; 4 — гнейси гранат-біотитові, плагіо-

гнейси графітові інгуло-інгулець кої серії; 5 — амфі-

боліти інгуло-інгулецької серії; 6 — прояви золоторуд-

ної мінералізації

Fig. 3. Geological scheme and section of Ovrazhny ore

manifestation (according to SE "Kirovgeology"): 1 — cover

rocks; 2 — ore zones; 3 — granites and migmatites of

Lypniazhka massif; 4 — garnet-biotite gneisses, graphite

plagiogneisses of Ingul-Ingulets suite; 5 — amphibolites of

Ingul-Ingulets suite; 6 — manifestations of gold mine-

ralization



вищ, розташованих навколо Липнязької струк-

тури, вважається задовільною, то золоторудні

прояви (Овражний, Станкуватський, Контак-

товий, Степовий) взагалі мало відомі широко-

му загалу.

Овражний рудопрояв на даному етапі

геологічних досліджень району є найбільш

охарактеризованим і типовим [18, 22], він при-

урочений до північно-західного крила зами-

кання Липнязького купола (рис. 3).

Золотоносність рудопрояву досліджено по

профілях глибоких структурно-пошукових

свердловин. У розрізі вмісних товщ переважа-

ють гнейси, амфіболіти кам’яно-костовацької

світи інгуло-інгулецької серії та різні за скла-

дом гранітоїди.

Гнейси найбільш поширені в пачках пере-

шарування контрастних за складом порід. Во-

ни в різній мірі збагачені графітом (1—40 %).

Серед графітвмісних гнейсів та сланців виді-

ляються біотит-графітові, біотит-гранат-гра-

фі тові, амфібол-біотит-графітові, силіманіт-

гранат-біотит-графітові та інші відміни.

Амфіболіти залягають переважно у вигляді

пластів та лінз. Контакти амфіболітів з вміс-

ними породами різні: різкі або розпливчаcті з

утворенням проміжних перехідних порід.

Кварцити складають лінійні зони довжи-

ною до 300—400 м і потужністю від перших

метрів до 60—70 м.

Гранітоїди, включаючи мігматити, склада-

ють до 30—50 % типових розрізів вмісних по-

рід. Мігматити більш поширені безпосередньо

в зонах контакту з Липнязьким масивом.

Загалом, у межах рудопрояву за результата-

ми буріння було виділено чотири золотоносні

зони, концентрація металу в яких становить

0,1—9 г/т (рис. 3). Для рудопрояву Овражний

характерний підвищений вміст золота і за ме-

жами рудоносних зон головним чином у гра-

фітвмісних товщах.

До складу золоторудної мінералізації вхо-

дять арсеніди Fe, Nі, Co та сульфоарсеніди,

сульфіди, телуриди, самородні елементи (гра-

фіт, вісмут).

Бандурківська група. Одноіменний рудопро-

яв та ще декілька дрібних рудопроявів були

виявлені геологами КП "Кіровгеологія" в за-

хідній частині Братського синклінорію Ін-

гульського мегаблоку. Геологічні особливості

положення Бандурківського рудопрояву дещо

відрізняються від типових проявів золоторуд-

ної мінералізації Інгульського мегаблоку, перш

за все, своїм положенням в областях поши-

рення метаморфізму гранулітової фації. За да-

ними геологічних робіт, структурний план рай-

ону визначається чергуванням антиформних

структур з ядрами масивів граніт-мігмати то-

вого складу та синформних структур, що їх

розділяють, і виповнені гнейсами кам’яно-кос-

товацької і рощахівської світ. Встановлено, що

цей прояв скарнового типу.

Золоторудна мінералізація просторово тя-

жіє до південно-східного елементу екзокон-

тактової частини Бандурківського купола. Ос-

танній складений звичайними біотитовими і

гранат-біотитовими гранітами з переважан-

ням лейкократових і пегматоїдних відмін. Мі-

неральний склад гранітоїдів близький до воз-

несенських гранітів [44].

Метаморфічні утворення екзоконтакту пред-

ставлені біотитовими, гранат-, кордієрит-, гра-

фіт-біотитовими гнейсами, кристалосланця-

ми, амфіболітами з прошарками кальцифірів.

Всім товщам властива присутність пошарових

та січних тіл гранітоїдів. Укорінення гранітої-

дів на рубежі 2 млрд рр. тому спричиняло про-

цеси контактово-реакційного метасоматозу на

контакті з карбонатними породами, що, в свою

чергу, призвело до формування золотоносних

скарнів. Якщо не брати до уваги окремі золо-

товмісні парагенетичні асоціації, то ру ди в ме-

жах рудопрояву характеризуються доволі од-

номанітним складом: арсеніди та сульфоар се-

ніди Fe, значно рідше Ni, Co, графіт, сульфіди

Fe та Cu, мінерали Bi. Завдяки мінераграфіч-

ним дослідженням встановлені та кі руд ні мі-

нерали: льолінгіт, арсенопірит, ніке лін, гер с-

дор фіт, вісмутин, сфалерит, мальдоніт.

В Інгульській синкліналі (східне обрамлення

Новоукраїнського плутону і Корсунь-Но во-

миргородський масив) виділяється субмериді-

ональна Кіровоградська СМЗ, яка простя га-

ється серед гнейсових товщ інгуло-інгулець кої

серії, що зазнали регіональної мігматизації та

гранітизації (кіровоградський комплекс). Низ-

ка невеликих родовищ та рудопроявів зі зру-

денінням Au-As типу (Клинцівська група) ло-

калізується в межах дрібних тектоно-мета со-

матичних зон.

Клинцівська група — Клинцівське та Схід-

ноюр’ївське родовища і Губівський рудопро-

яв, контролюється Клинцівсько-Конів сь ким

розломом. Зруденіння обмежене контуром ос-

танців гнейсів, що простягається в північно-

східному напрямку. Рудовмісна гнейсова тов-



ща (флішоїдна метаграувакова формація, за

[29]) є досить монотонною, з ритмічним пере-

шаруванням істотно біотитових різновидів з

підпорядкованим гранатом, кордієритом, гра-

фітом. Розріз товщі ускладнюється малопо-

тужними прошарками скарноїдів, а також по-

шаровими і січними тілами жильних гранітів і

пов’язаних з ними приконтактових змін. Тов-

ща метаморфізована в умовах амфіболітової

фації. В обрамленні родовищ широко розви-

нені гранітоїди: амфіболові плагіомігматити,

біотитові граніти, включаючи порфіроблас-

тичні. Січне положення відносно гнейсів і

гра нітоїдів займають дайки діабазів і діабазо-

вих порфіритів.

Рудні тіла представлені кварцовими жила-

ми і зонами прожилково-вкрапленої мінера-

лізації, найчастіше вони майже не виражені

візуально, а визначаються лише за підвище-

ним окварцюванням і збільшенням вмісту зо-

лота та арсену. Рудні тіла мають потужність

0,5—5,0 м і простежуються на 25—100 і більше

метрів, утворюючи зони завдовжки 1,5—3,0 км.

Вміст золота в рудах 3—8 г/т, часто досить не-

рівномірний — від десятих часток до 34,5 г/т,

а в окремих пробах — до 153,8 [45]. Золото

вільне, міститься головним чином у кварці та

арсенопіриті. Вміст сульфідів не перевищує

6 %. Окрім сульфідів (арсенопірит, льолінгіт,

піротин, пірит, халькопірит) встановлено гра-

фіт, мальдоніт, самородний вісмут, золото та

інші мінерали [42].

У К р и в о р і з ь к о - К р е м е н ч у ц ь к і й з о н і рудопрояви золота відомі на трьох стратигра-

фічних рівнях: у конгломерат-пісковиково-квар-

цитовій товщі скелюватської світи, у за лі зис-

то-кременисто-сланцевих утвореннях саксаган-

ської світи і вуглистих сланцях гданцевської

світи [12, 14]. На нижньому рівні середній

вміст золота в лінзоподібних тілах піритизова-

них конгломератів — 0,2 г/т, місцями підви-

щується до 7, а в січних кварцових прожил-

ках — до 10 [19]. У залізистих кварцитах дру-

гого рівня максимальний вміст золота ста новить

0,17—0,24 г/т. На верхньому рівні золотом

найбільш збагачені (до 3—4 г/т) вуглецеві слан-

ці зі спесартином [19]. У Жовторіченському

рудопрояві максимальна концентрація золота

фіксується на контакті кварцитів з графітови-

ми сланцями [38]. Серед мінералів-супутників

золота — арсенопірит та льолінгіт, що може

свідчити про наявність Au-As типу зруденін-

ня. Так, рудоносна зона в Жовтянському ру-

допрояві локалізується згідно з простяганням

магнетитових та безрудних мета соматитів з

гра фітвмісними сланцями [21]. Найбільш зна-

чна концентрація золота спос те рігається в зо-

нах сульфідизації (піротин, арсенопірит, льо-

лінгіт) поблизу контактів кварцитів та вугле-

цевих сланців.

Головні чинники рудного контролю розміщен-ня мінералізації Au-As типу. Утворення рудних

значень концентрації золота того чи іншого

генетичного типу тісно пов’язано із загальною

міграцією елементів у ході перетворень низки

структурно-речовинних комплексів. В.О. Нар-

сєєв [32] стверджував, що для виникнення зо-

лотого зруденіння необхідно щонайменше три

етапи концентрації металів: седиментацій ний,

діагенетичний, термально-мета мор фіч ний.

За загальноприйнятими уявленнями, в ме-

талогенії золота рудоутворення залежить від

багатьох чинників, серед яких головними вва-

жають тектонічний, магматичний, стратигра-

фічний, структурно-літологічний, мінерало-

го-геохімічний. Зрозуміло, що всі ці чинники

вза ємопов’язані, що, в свою чергу. зумовлено

загальною еволюцією геологічних процесів у

докембрії УЩ. Необхідно також враховувати

деякий суб’єктивізм у застосуванні відповід-

них критеріїв, що часто зумовлено різним сту-

пенем вивченості об’єктів та рівнем деталіза-

ції умов концентрації золота.

Оскільки золоторудні об’єкти, що містять

Au-As мінералізацію, часто не позначаються

гравімагнітними полями, у ході інтерпретації

структурно-тектонічного положення слід по-

слуговуватись комплексом ознак.

Геотектонічний фактор — це вибіркова

приуроченість корисного компонента до окре-

мих блоків земної кори, які характеризуються

певними особливостями геотектонічного ре-

жиму протягом тривалої історії розвитку.

Особливістю геологічної будови докембрію

УЩ є наявність збагачених вуглецем палео-

протерозойських прогинів та локальних запа-

дин, на зразок Новоград-Волинської. Пер-

винне накопичення золота приблизно одно-

часно відбувалося в епікратонних прогинах

(задугових басейнах — Тетерівському, Інгуль-

ському, Синицівському) [17]. Вивчаючи віко-

ве стратиграфічне співвідношення флішоїд-

но-метаграувакових товщ Інгульського мега-

блоку і Криворізької структури, Г.М. Яценко

та І.С. Паранько [46] припускали одновіко-

вість чечеліївської та гданцівської світ, що, в



свою чергу, дозволяє прогнозувати (за анало-

гією з Клинцівським родовищем) пошуки про-

мислової концентрації золота в межах розвит-

ку згаданих утворень Кривбасу. Свого часу,

торкаючись проблем стратиграфії центральної

частини УЩ, Є.Б. Глеваський зауважував, що

басейн накопичення осадів криворізької серії

неможливо обмежити виключно одноймен-

ною вузькою прирозломною смугою і для її

"трогових" реконструкцій не існує фаціальних

підтверджень. Подібне відмічає і В.К. Бутирін

[12] щодо взаємних переходів криворізької та

інгуло-інгулецької серій у верхній частині роз-

різу (гданцівська — радіонівська, чечеліївська)

і в середніх (саксаганська — артемівська). Де-

яку подібність літологічного контролю ново-

град-волинської товщі з золотоносними утво-

реннями інгуло-інгулецької серії в межах Клин-

цівського рудного поля відзначав І.Б. Щер -

баков [44].

Отже, широке коло фактичних даних до-

зволяє нам зробити припущення про існуван-

ня декількох палеопротерозойських басейнів,

що синхронно розвивались. Ймовірно, в ре-

зультаті дії послідовних процесів седименто-,

діа-, ката- і метагенезу у них відбувалась мобі-

лізація і концентрація золота в зонах інфіль-

траційного відновного епігенезу.

Структурний фактор. Головними регіо-

нальними структурними факторами контролю

золотого зруденіння є глибинні розломні

структури — зони, до яких приурочені рудо-

прояви [30, 34, 35]. На це вказує приуроче-

ність рудопроявів даного типу мінералізації до

тектонічних структур (Тальнівська, Михайлів-

ська, Звенигородсько-Ганнівська, Кіровоград-

ська, Криворізько-Кременчуцька, Кочерівсь-

ка та інші зони). Як правило, вони мають три-

валий розвиток, неоднорідні і розміщують ся

безпосередньо серед гетерогенних товщ, до

складу яких входять вуглецьвмісні гнейси, крис-

талосланці, амфіболіти, кальцифіри, скарни,

кварцити та різноманітні гранітоїди. Встанов-

лено, що складчасті структури високих поряд-

ків не мають суттєвого значення, зруденіння в

більшості випадків контролюють розривні по-

рушення та метасоматичні зони, особливо як-

що останні знаходяться поблизу екзоконтак-

тів з масивами і граніт-гней совими куполами

(Киянський, Липнязький, Бандурківський, Но-

во український та ін.). Локальними чинника-

ми рудного контролю є структурні пастки,

бар’єри, зони перетину різ носпрямованих роз-

ривних структур, зони розсланцювання, екра-

нування, дроблення, шар’яж но-насувні дис-

локації, контакти товщ та тіл із контрастними

фізико-хімічними влас тивос тями, що забезпе-

чують сприятливі умови для осадження гідро-

термальних рудоносних розчинів.

Літостратиграфічний фактор. Загаль-

новідомо, що генетичні особливості Au-As руд

досить специфічні і значно відрізняються від

інших типів руд, особливо поширених серед

вулкано- та плутогенних формацій. Au-As тип,

можливо, єдиний, що має опосередкований зв’я-

зок з протолітами — високометаморфізовани-

ми графітвмісними товщами. Особливо це кон-

трастно проявлено в зонах тектонічних пору-

шень навколо екзоконтактових зон гранітних

масивів і граніт-гнейсових куполів. Детальний

порівняльний аналіз докем брію різних регіо-

нів УЩ вказує на існування певного страти-

графічного контролю в закономірностях роз-

повсюдження вуглецьвмісних формацій та зо-

лоторудних проявів (рис. 1). Графітвмісні гне йси

і сланці, як правило, завершують вертикаль-

ний розріз метаморфізованих осадово-вулка но-

ген них товщ Дніст ровсько-Бузького, Інгуль-

ського, Волинського мегаблоків та Криво різь-

ко-Кременчуцької зо ни і можуть бути вико-

ристані як своєрідні маркувальні горизонти

для глобальної кореляції. Продуктивні товщі,

збагачені графітом, входять до складу верхніх

світ бузької серії архею, тетерівської, інгуло-

інгу лецької, криворізької серій палеопротеро-

зою. Золотовмісними є як грануліт-, так і

граніт-гнейсові комплекси амфіболітової фа-

ції. У пла ні рудо носності вирізняється Інгуль-

ський мегаблок, у межах якого виявлено де-

сятки проявів мінералізації Au-As типу та ро-

довища (Клинцівське, Східноюр’ївське).

Для характеристики золотовмісних порід ви-

користовують багато різних термінів: "мі не ра-

лізовані зони зминання", "зони сульфі дизації

у вуглецево-теригенних породах", "рудоносні

чорносланцеві породи", "зони рудоносних ка-

таклазитів та мілонітів". Особливе ме тало ге-

нічне значення вуглецевих товщ, що створю-

вали сприятливу відновну обстановку, та гео-

хімічні бар’єри формування руд відзначали

свого часу В.А. Білоус [2] та С.В. Нечаєв [33].

На основі комплексу даних щодо Біло цер ків-

сько-Одеської гнейсо-гранулітової області спо-

чатку Ю.А. Кузнєцов [28], а потім О.В. Драго-

мирецький [20] встановили існування певного

зв’язку між концентрацією золота та древніми



вуглець- і залізовмісними товщами. Прояви

золотого зруденіння серед графіт-біотитових

гнейсів Західноінгулецької структурно-мета ло-

генічної зони (Балахівське графітове родови-

ще) Л.В. Бочай [9] відносив до золото-вуг ле-

цевої формації.

У більшості випадків руди просторово тяжі-

ють до літологічної асоціації кварцит — графі-

товий гнейс. Золотовмісними породами є вто-

ринні кварцити, мікросланці або мікрогнейси,

склад яких змінюється, %: біотит (15—35);

кварц (20—70); польовий шпат (3—20); гранат

(0—25); графіт (1—30). Очевидно, роль лі то-

логічного фактора полягає в тому, що специ-

фічні за складом товщі (вуглецьвмісні) спри-

чинюють локальні зміни таких важливих па-

раметрів рудних систем, як окисно-від новний

потенціал, кислотність-лужність, активність

сір ки, кисню та зміни парціального тиску H2O

і CO2.

Магматичний фактор. Не зважаючи на

значну тривалість протерозойського періоду

(практично 2 млрд рр.), формування золото-

рудних родовищ відбувалось у відносно вузь-

кому інтервалі часу 2,15—1,8 млрд рр. Прак-

тично на всіх докембрійських щитах з цим

періодом пов’язана тектоно-магматична акти-

візація, яку супроводжували регіональний ме-

таморфізм, ультраметаморфізм, гранітизація та

ремобілізація рудної речовини.

В.М. Клочков [23] зазначав, що продуктив-

ною у формуванні численних проявів золото-

рудної мінералізації в областях впливу Кіро-

воградського орогену була саме Волинська

епоха тектогенезу (2000—1700 млн рр. тому).

Остання характеризувалася посторогенним гео-

динамічним режимом з тектоно-тер маль ними

перетвореннями раніше сформованих комп-

лексів і поширенням кремній-лужного мета-

соматозу та діафторезу. Слід зауважити, що

самі граніти практично завжди безрудні, а ру-

доносними є різноманітні метасоматити, які

формувалися на постмагматичних стадіях.

Зруденіння приурочене головним чином до

периферії куполів і особливо пограничних зон

зминання. Процеси, що призводять до нако-

пичення промислових значень концентрації

корисних копалин у гранітоїдах, обумовлені

передусім узагальненою роллю летких компо-

нентів і гідротермальних розчинів, що нако-

пичуються і активізуються на пізніх стадіях

диференціації магматичної системи. Метасома-

тичні процеси в рудоносних зонах, як прави-

ло, формуються в екзоконтактах гранітних

масивів і набувають ознак, властивих кислот-

ному вилуговуванню (кварц-біотитові метасо-

матити).

Мінералого-геохімічний фактор. За

мінералого-геохімічними особливостями та

поведінкою золота Au-As тип мінералізації на

УЩ мало чим відрізняється від подібних ти-

пів на інших золоторудних родовищах, по в’я-

заних із метаморфізованими теригенними

вуглецьвмісними комплексами протеро-, па-

лео- та мезозойського віку [1, 11]. Більшість

дослідників вказують на існування у вуглеце-

вих товщах геохімічного зв’язку благородного

металу з арсеном [5, 16] як на геохімічну озна-

ку золотого зруденіння, хоча прямі кореляцій-

ні зв’язки між металами інколи і невиразні.

Нами встановлено просторовий зв’язок між

графітвмісними товщами, геохімічними ано-

маліями арсену та рудною концентрацією зо-

лота на регіональному рівні (рис. 1).

Присутність органічної речовини забезпечу-

вала активне відновне середовище регіональ-

ного масштабу в значному інтервалі глибини

та температури, завдяки чому створювалися

сприятливі умови для відкладення та концен-

трації рудогенних елементів. Як відомо, роль

вуглецю в формуванні родовищ — утворення

відновної обстановки у ході мінералоутворен-

ня, виконання каталітичних і адсорбційних

функцій, проявлення буферних реакцій та гео-

хімічних бар’єрів. Саме у вуглецевих товщах

важливий вплив на розчинність та міграцію

золота в гідротермальних процесах відіграє

арсен. Схоже, що золото переносилося у фор-

мі агресивних високолетких вуглець-сірко-

арсеновистих сполук [5], які екстрагували роз-

сіяне в породі золото, що призвело до його

концентрації у рудних мінералах (арсенідах та

сульфоарсенідах Fe, Ni, Co). Безпосередньо в

зонах прояву золоторудної мінералізації Au-

As типу встановлено кореляційні зв’язки між

золотом та арсеном, золотом та вісмутом. По-

роди найчастіше бувають золотоносними, ко-

ли відбувається одночасне підвищення вмісту

вуглецю та халькофільних елементів. До скла-

ду можливих комплексів, що переносять зо-

лото та вісмут, окрім арсену входять вуглець,

сірка, інколи — бор.

Арсен, на відміну від вуглецю, концентру-

ється локальніше у межах майже лінійних тек-

тонічних структур (Тальнівська, Михайлівсь-

ка, Звенигородсько-Ганнівська, Кіровоградсь-



ка, Гульсько-Білокоровицька, Кочерівська зо-

на). Аномалії арсену (>0,1—1 %) знаходяться,

відповідно, у межах відомих золоторудних по-

лів (рис. 1). Так, у Дністровсько-Бузькому ме-

габлоці Чемерпільська та Демов’ярська геохі-

мічні аномалії розташовані в Савранському та

Голованівському рудних полях, а в Інгуль-

ському блоці — Петроострівська, Липнязька,

Бандурківська аномалії просторово корелю-

ють з низкою рудопроявів золота в Братсько-

му синклінорії. У Волинському блоці (Но во-

град-Волинська структура) — Ярунська ано-

малія з рудопроявами золота — Киянським,

Стриївським та Іванківським.

Регіональні ознаки існування позитивної гео-

хімічної кореляції Au та As в глобальних мас-

штабах відомі на Канадському щиті (округ

Кобальт), в Китаї (південна частина платфор-

ми Янцзи), в США (штат Невада), Росії (Вер-

хоянсько-Колимська складчаста область), в Уз-

бекистані та Казахстані [51, 47, 31]. У багатьох

класифікаціях золоторудних родовищ виділя-

ються в тому чи іншому вигляді золото-льо-

лінгітовий, золото-арсенопіритовий, золо то-

аурипігмент-реальгаровий, золото-пірито вий та

вісмутин-арсенопіритовий типи руд. За пере-

конаннями І.Я. Некрасова [32], всі ці ти пи

родовищ слід об’єднати в одну золотоносну

вісмут-арсенову формацію, специфіка якої по-

лягає в тому, що золото відкладається разом з

мінералами арсену (льолінгіт, арсенопірит, As-

пірит, реальгар, аурипігмент, бляклі руди, ар-

сеніди нікелю та кобальту) та вісмуту (само-

родний вісмут, телуриди вісмуту, вісмутин).

За відсутності виражених процесів навко-

лорудних змін вмісних порід з метою оконту-

рювання і дослідження зон золоторудної міне-

ралізації вивчають мінералогічні ореоли роз-

повсюдження арсенових асоціацій (арсенопі -

рит-льолінгіт). Саме ці мінерали є головними

носіями тонкодисперсного і невидимого зо-

лота [48]. В окремих випадках золото спосте-

рігається в нікеліні та герсдорфіті.

І.Б. Благонадьожин [3] подібні за речовин-

ним наповненням родовища відносив до зо-

лото-арсенового типу формацій малосульфід-

них руд відносно великих глибин. Н.В. Пет-

ровська [37] припускає, що з глибиною золото

практично повністю набуває вигляду вклю-

чень у сульфоарсенідно-арсенідних асоціаціях

і саме глибинність формування родовищ ви-

значає сульфідно-кварцове співвідношення в

рудах. Встановлено, що для рудопроявів захід-

ної частини УЩ характерне зростання з гли-

биною ролі арсенідів (льолінгіт, нікелін) як

основної матриці, що вміщує золото.

Якщо для визначення глибинності форму-

вання золоторудної мінералізації скористати-

ся відомою схемою, запропонованою свого ча-

су для золоторудних родовищ орогенного типу

Groves [50], то Au-As мінералізація формувала-

ся на значній глибині: мезозона — 6—12 км,

гіпозона — >12 (рис. 4). Глибинність золото-

рудного процесу досить часто має дещо умов-

ний характер, оскільки визначається не лише

глибиною, а й тиском флюїдів.

Фізико-хімічні умови формування золото-

рудної мінералізації Au-As типу Мостового ру-

Рис. 4. Рівні глибин формування орогенних золото-

рудних родовищ, за Groves [50] з авторськими допов-

неннями: 1 — структура (а — крихка, b — пластична),

2 — рудні тіла, 3 — граніти і гнейси

Fig. 4. Levels of depths of formation of orogenic gold

deposits according to Groves [50] with author’s additions:

1 — structure (а — brittle, b — plastic), 2 — ore bodies,

3 — granites and gneisses



допрояву, за даними М.Д. Братуся [10], харак-

теризуються такими параметрами: Т — 350—

230 °С, Р — 150—115 МПа. На підставі даних

термобарогеохімічного вивчення включень та

мінералого-парагенетичного аналізу руд зо-

лота Овражного рудопрояву, Т.О. Павлюк та

І.В. Попівняк [36] встановили, що гомогеніза-

ція включень відбувалась у близькому темпе-

ратурному діапазоні 370—200 °С. Відповідно

до запропонованої нами схеми, продуктивний

етап охоплює лише одну стадію мінералоут-

ворення.

Висновки. Au-As тип мінералізації є найбільш

поширеним на щиті і виявлений на всіх мега-

блоках, окрім Росинсько-Тікицького. Вста нов-

лено, що геологічні закономірності кон цен-

трації рудного золота на УЩ тісно по в’я зані з

глобальною еволюцією кори, в результаті чого

золото зазнало неодноразового пере розподілу,

починаючи від первинного вул канізму та се-

диментозу до метаморфізму, ультраметамор-

фізму, гранітизації та гідро тер мально-метасо-

матичних змін. Золоторудні ро до вища в біль-

шості своїй є полігенними і ли ше поєднання

багатьох чинників рудної кон цен трації забез-

печувало оптимально спри ятливі умови для

розвитку зруденіння Au-As типу.

Детальний порівняльний аналіз на регіо-

нальному рівні вказує на існування певного

стратиграфічного контролю в закономірнос-

тях розповсюдження високометаморфізованих

вуглецьвмісних формацій та золоторудних про-

явів, особливо в екзоконтактових зонах гра-

нітних масивів.

Картування геохімічних ореолів арсену в

по єднанні з інформацією про склад золото-

носних парагенезисів і аналіз вмісних струк-

турних елементів дозволяють досить впевнено

встановлювати перспективні на золото ділян-

ки. У більшості випадків за відсутності вира-

жених процесів навколорудних змін вмісних

порід з метою оконтурювання зон локалізації

золоторудної мінералізації використовують мі-

нералогічні ореоли розповсюдження арсено-

вих асоціацій (арсенопіріт-льолінгіт). Саме ці

мінерали є головними носіями тонкодисперс-

ного і невидимого золота.

Переважна більшість із описаних чинників

рудної концентрації дозволяє моделювати про-

цес формування мінералізації Au-As типу, а

отримані закономірності умов локалізації зру-

деніння — екстраполювати їх (з певними зау-

важеннями) на інші райони УЩ.


1. Абдулин А.А. Наноминералогия золота золото руд-

ных месторождений основных промышленных ти-

пов // Отеч. геология. — 2000. — № 5. — С. 20—40.

2. Білоус В.А. Метаморфогенная минерализация зо-

лота в докембрийских породах Украинского щи-

та // Тез. докл. XĪĪ Всесоюз. металлоген. совещ.

"Металлогения докембрия и метаморфогенное ру-

дообразование". — Киев, 1990. — С. 54—55.

3. Благонадежин Б.И. Металлогения золота в раннем

протерозое // Металлогения докембрия и мета-

морфогенное рудообразование. — Киев, 1993. —

С. 28—36.

4. Бобров О.Б., Сіворонов А.О., Степанюк Л.М. та ін.

Геологічна позиція та вік гранітів Майського зо-

лоторудного родовища (Середнє Побужжя) //

Минерал. журн. — 1999. — 21, № 4. — С. 83—86.

5. Бондаренко С.М. Золоторудна мінералізація захід-

ної частини Українського щита : Автореф. дис. …

канд. геол. наук. — К., 2009. — 22 с.

6. Бондаренко С.М., Грінченко О.В., Іванов Б.Н., Сьом-

ка В.О. Мінералого-геохімічні особливості урано-

вого та золотого зруденіння Братсько-Зве ни го-

родської металогенічної зони // Геологія та гене-

зис рудних родовищ України (сучасний стан, нові

підходи, проблеми, рішення) : Зб. матеріалів наук.-

техн. наради (Київ, 27—29 квіт. 2004 р.) — К. : Де-

партамент Держ. геол. служби Держ. ком. природ.

ресурсів України, 2004. — С. 81—83.

7. Бондаренко С.Н., Гринченко А.В., Семка В.А. Мине-

ралого-геохимические типы золоторудной мине-

рализации западной части Украинского щита //

Самородное золото: типоморфизм минеральных

ассоциаций, условия образования месторожде-

ний, задачи прикладных исследований : Мате риа-

лы Всерос. конф., посвящ. 100-летию Н.В. Пет-

ровской (Москва, ИГЕМ РАН, 29—31 марта 2010). —

М. : ИГЕМ РАН, 2010. — Т. 1. — С. 79—81.

8. Бондаренко С.М., Сьомка В.О., Паталаха М.Є., Ко-

ляда В.В. Золоторудна мінералізація Новоград-

Волинської товщі (Український щит) // Актуальні

проблеми геохімії, мінералогії, петрології та рудо-

утворення : Тези доп. Міжнар. наук. конф. (Київ,

19—20 лют. 2009 р.). — К., 2009. — С. 6.

9. Бочай Л.В., Галецкий Л.С., Кумин Э.А. Металлоге-

ническое районирование территории Украины на

золотое оруденение // Проблемы золотоносности

недр Украины : Сб. науч. тр. — Киев, 1997. —

С. 94—109.

10. Братусь М.Д. Параметри рудогенеруючих флюїдів

Петроострівського золото-рідкіснометалевого руд-

но го поля Кіровоградського блоку (Український

щит) // Минерал. журн. — 2000. — 22, № 1. —

С. 73—80.

11. Буряк В.А. Условия образования месторождений

золота метаморфогенно-гидротермального типа //

Метаморфогенное рудообразование. — М. : Нау-

ка, 1977. — С. 185—197.

12. Бутирін В.К., Євтєхов В.Д., Паранько Ш.С., Баби-

нін О.К. Проблема золотоносності докембрію

криворізько-кременчуцької структурно-форма цій-



ної зони // Мінер. ресурси України. — 1999. —

№ 1. — С. 4—6.

13. Вербицкий В.Н. Оценка золотоносности докемб-

рийских комплексов западной части Украинского

щита // Проблемы золотоносности недр Украины :

Сб. науч. тр. — Киев, 1997. — С. 94—109.

14. Воларович Г.П. Типы месторождений золота и за-

кономерности их размещения на Дальнем Восто-

ке // Золоторудные формации Дальнего Восто-

ка. — М. : Наука, 1969. — С. 101—127.

15. Гейко Ю.В., Глухов А.П., Кривдик С.Г., Цымбал С.Н.

Вулканиты среднего и кислого состава Новоград-

Волынского блока Украинского щита и пер спек-

тивы его рудоносности // Геологія і магматизм до-

кембрію Українського щита : Зб. ст. — К., 2000. —

С. 148—149.

16. Геологический справочник по сидерофильным и

халькофильным редким металлам / Под. ред.

Н.П. Лаверова. — М. : Недра, 1989. — 460 с.

17. Глевасский Е.Б., Каляев Г.И. Тектоника докембрия

Украинского щита // Минерал. журн. — 2000. —

22, № 2/3. — С. 77—91.

18. Грінченко О.В., Бондаренко С.М., Іванов Б.Н. та ін.

Особливості локалізації та речовинний склад зо-

лоторудної мінералізації в екзоконтакті Липнязь-

кого масиву // Тектоника, минерагения, мине-

раль ные ресурсы : Сб. науч. работ ИГОС НАН и

МЧС Украины. — Киев, 2005. — Вып. 11, Т. 1. —

С. 151—161.

19. Гурский Д.С. Металлические и неметаллические

полезные ископаемые Украины. Т. 1. Металличес-

кие полезные ископаемые / Под ред. Н.П. Щер-

бака, А.Б. Боброва. — Киев-Львов : Центр Ев ро-

пы, 2005. — 783 с.

20. Драгомирецкий А.Б. Литологические особенности

золотосодержащих отложений докембрия (на при-

мере Украинского щита) // Литология и полезные

ископаемые. — 2004. — № 2. — С. 173—184.

21. Иванов В.Н., Гаева Н.М., Бутырин В.К., Велика-

нов Ю.Ф. Минералого-геохимические особеннос-

ти зо лоторудных тел Желтянского проявления

(Криворожско-Кременчугская зона) // Мінерал.

журн. — 2003. — 25, № 2/3. — С. 81— 87.

22. Иванов Б.Н., Лысенко В.В. Об одной геологичес-

кой особенности золоторудных проявлений за-

падной части Кировоградского блока // Наукові

основи прогнозування, пошуків та оцінки родо-

вищ золота : Матеріали Міжнар. конф. — Львів,

1999. — С. 54.

23. Клочков В., Шевченко О., Клочков С. Геодинаміка та

історія геологічного розвитку західної і централь-

ної частин Українського щита в ранньому докемб-

рії // Матеріали ΙΙΙ наук.-вироб. конф. геологів-

зйомщиків України (Рівне, 8—12 верес. 2005 р.).—

Рівне, 2005. — С. 136—140.

24. Константинов М.М. Золоторудные провинции ми-

ра. — М. : Науч. мир, 2006. — 358 с.

25. Комаров А.Н. Структурное положение и геологи-

ческое строение Звенигородско-Анновской зоны

разломов // Докл. АН УССР. Сер. Б. — 1978. —

№ 6. — С. 594—597.

26. Котов Н.В. Самородное золото месторождений За-

падного Узбекистана. — СПб. : Нев. курьер,

1995. — С. 96.

27. Кравченко Г.Л., Бондаренко С.Н. Рудная минерали-

зация Сорокинской тектонической зоны (При-

азовье). 1. Сульфиды, теллуриды // Минерал.

журн.— 1997. — 19, № 2. — С. 3—14.

28. Кузнецов Ю.А., Гриценюк В.И., Веденеев Е.В. О про-

явлении золота в углеродсодержащих породах од-

ного из районов УЩ // Минералогические крите-

рии поисков редких и цветных металлов в преде-

лах Украинского щита. — Киев : Наук. думка,

1977. — С. 86—89.

29. Лебедь Н.И., Андреев П.И., Любарская Г.А. Ве ще-

ственный состав и предварительная геолого-тех-

нологическая типизация золотосодержащих руд

Ук раины // Проблемы золотоносности недр Ук-

раины. — Киев, 1997. — С. 277—284.

30. Монахов В.С., Загнітко В.М., Артеменко Г.В. та ін.

Вивчення рудоконтролюючих факторів основних

золоторудних родовищ Українського щита : Препр. —

К. : УкрДГРІ, 2002. — 64 с.

31. Нарсеев В.А. Фогельман Н.А. Формационная систе-

матика золоторудних месторождений // Форма-

ции, закономерности размещения, перспективная

оценка. Золоторудные месторождения СССР. —

М. : ЦНИГРИ, 1990. — Т. 5. — С. 5—17.

32. Некрасов И.Я. Геохимия, минералогия и генезис

золоторудных месторождений. — М. : Наука,

1991. — 302 с.

33. Нечаев С.В. Стратиграфическая позиция углеро-

дистых и фациально сопряженных породных ас-

социаций Украинского щита: металлогенические

следствия // Матеріали ΙΙΙ наук.-вироб. конф. гео-

логів-зйомщиків України (Рівне, 8—12 верес.

2005 р.). — Рівне, 2005. — С. 190—192.

34. Нечаев С.В., Бондаренко С.Н., Семка В.А., Бугаен-

ко В.Н. Золоторудная минерализация Среднего

Побужья // Докл. АН Украины. — 1992. — № 3. —

С. 67—69.

35. Нечаев С.В., Бондаренко С.Н., Семка В.А., Нечае-

ва Т.С. Майское золоторудное месторождение //

Минерал. журн. — 1994. — 16, № 2. — С. 55—67.

36. Павлюк Т.О., Попівняк І.В., Ніколенко П.М. Фізико-

хімічні умови формування та оцінка пер спек тив-

нос ті золотого зруденіння Липнязького рудного

вузла // Вісн. Львів. ун-ту. — 2001. — Вип. 15. —

С. 83—92.

37. Петровская Н.В., Сафонов Ю.Г., Шер С.Д. Форма-

ции золоторудных месторождений // Рудные фор-

мации эндогенных месторождений. — М. : Наука,

1976. — Т. 2. — С. 3—110.

38. Савин Б.М., Квасница В.Н., Ширинбеков Н.К. и др.

Самородное золото из вторичных кварцитов Жел-

тореченского уран-железорудного месторождения

(Криворожский бассейн) // Минерал. журн. —

1995. — 17, № 5. — С. 3—9.

39. Сергеев И.П. Мышьяково-теллуро-висмутовая ми-

нерализация в зоне Тальновского разлома // Докл.

АН УССР. — 1988. — № 3. — С. 23—26.

40. Скобелев В.М. Петрохимия и геохронология до-

кембрийских образований Северо-Западного рай-



она Украинского щита. — Киев : Наук. думка,

1987. — 140 с.

41. Стульчиков В.А., Иловайская С.В. Типы метасома-

тоза и их геохимическая специализация в архее

Среднего Приднепровья (Верховцевская синкли-

наль) // Метасоматоз и рудообразование : Тез. докл.

VI Всесоюз. конф. — Л., 1987. — С. 82—83.

42. Фомин Ю.А., Шестаков Ю.П., Заборовская Л.П. и

др. Рудные минералы Восточно-Юрьевского мес-

торождения золота (Украинский щит) // Мінерал.

журн. — 2003. — 25, № 4. — С. 101—108.

43. Хатунцева А.Я. Лептитовая формация северо-за-

пада Украинского щита. — Киев : Наук. думка,

1966. — 140 с.

44. Щербаков И.Б. Петрология Украинского щита. —

Львов : ЗУКЦ, 2005. — 366 с.

45. Яценко Г.М., Бабынин А.К., Гурский Д.С. и др. Мес-

торождения золота в гнейсовых комплексах до-

кембрия Украинского щита. — Киев : Наук. дум-

ка, 1998. — 256 с.

46. Яценко Г.М., Паранько И.С. О формационном и

стратиграфическом расчленении верхней части

разреза Криворожской структуры // Геол. журн. —

1988. — № 5. — С. 96—104.

47. Doyle R.W. Ceochemistry of gold and its depositions //

Geol. Surv. Can. — 1979. — 280. — P. 94—132.

48. Genkin A.D., Bortnikov N.S., Cabri L.J. et al. A multi-

disciplinarystudy of invisible gold in arsenopyrite from

four mesothermal gold deposits in Siberia, Russian Fe-

deration // Econ. Geol. — 1998. — 93. — Р. 463—487.

49. Goldfarb R.J., Groves D.I., Gardoll S. Orogenic gold

and geologic time: a global synthesis // Ore Geol.

Rev. — 2001. — 18. — Р. 1—75.

50. Groves D.I., Goldfarb R.J., Gebre-Mariam H. et al. Oro-

genic gold deposits-a proposed classificationin the

con text of their crustal distribution and relationshipto

other gold deposit type // Ibid. — 1998. — 13. —

P. 7—27.

51. Jorelemon P.A. Мajor Gold Belt takes shape in Neva-

da // Mining. Eng. — 1978. — No 7. — P. 12—18.


REFERENCES

1. Аbdulin, А.А. (2000), Оtechestvennaya geologiya, No 5,

Moskva, pp. 20-40.

2. Bіlous, V.A. (1990), Tezisy dokladov XĪĪ Vsesoyuznogo

metallogenicheskogo soveshchaniya "Metallogeniya do-

kem briya i metamorfogennoe rudoobrazovanie" Kyev,

pp. 54-55.

3. Blahonadezhyn, B.Y. (1993), Metallohenyya dokem-

bryya y metamofohennoe rudoobrazovanye, Sb. Nauch.

trudov, Kyev, pp. 28-36.

4. Bobrov, O.B., Sivoronov, A.O. and Stepanyuk, L.M.

(1999), Mineral. zhurnal (Ukraine), Kyev, Vol. 21 No 4,

pp. 83-86.

5. Bondarenko, S.M. (2009), Avtoreferat. dyss… kandy da ta

heolohicheskyh nauk, Kyev, 22 p.

6. Bondarenko, S.M., Hrinchenko, O.V., Ivanov, B.N. and

Syomka, V.O. (2004), Sbirnyk materialiv naukovo-teh-

nichnoyi narady, Kyev, pp. 81-83.

7. Bondarenko, S.N., Hrynchenko, A.V. and Syomka, V.A.

(2010), Materyalі Vserossyyskoy konferentsyy posvya-

shchennoy 100-letyyu N.V. Petrovskoy, Moskva,

Vol. 1, pp. 79-81.

8. Bondarenko, S.M., Syomka, V.O., Patalakha, M.Ye.

and Kolyada, V.V. (2009), Tezy dopov., Naukova kon-

ferenzia, Kyev, p. 6.

9. Bochay, L.V., Haletskyy, L.S. and Kumyn, E.A. (1997),

Problemy zolotonosnosty nedr Ukrayny, Sb. nauchnyh

trudov, Kyev, pp. 94-109.

10. Bratus, M.D. (2000), Mineral. zhurnal (Ukraine), Kyev,

Vol. 22 No 1, pp. 73-80.

11. Buryak, V.A. (1977), Nauka, Moskva, pp. 185-197.

12. Butyrin, V.K., Yevtyekhov, V.D., Paran’ko, Sh.S. and

Babynin, O.K. (1999), Miner. resursy Ukrayiny, No 1,

pp. 4-6.

13. Verbytskyy, V.N. (1997), Problemy zolotonosnosty nedr

Ukrayny, Sb. nauch. trudov, Kyev, pp. 94-109.

14. Volarovych, H.P. (1969), Nauka, Moskva, pp. 101-127.

15. Heyko, Yu.V., Hlukhov, A.P., Kryvdyk S.H. and Tsym-

bal, S.N. (2000), Heolohiya i mahmatyzm dokembriyu

Ukraynskoho shchyta, Zb. statey, Kyev, pp. 148-149.

16. (1989) Heolohycheskyy spravochnyk, Nedra, Moskva,

460 p.

17. Hlevaskyy, E.B. and Kalyaev, H.Y. (1999), Mineral.

zhur nal (Ukraine), Kiev, Vol. 22 No 2-3, pp. 83-86.

18. Hrinchenko, O.V., Bondarenko, S.M., Ivanov, B.N.,

Syomka, V.O. and Ryabokin’, V.S. (2005), Tektonyka,

mynerahenyya, myneral’nye resursy, Sb. nauch. rabot

YHOS NAN y MChS Ukrayny, 1999, Kiev, Vyp. 11

Vol. 1, pp. 151-161.

19. Hurskyy, D.S. (2005), Vol. 1, Tsentr Evropy, Kyev-

L’vov, 783 p.

20. Drahomyretskyy, A.B. (2004), Lytolohyya y poleznye

yskopaemye, No 2, pp. 173-184.

21. Ivanov, V.N., Haeva, N.M., Butyryn, V.K. and Vely-

kanov, Yu.F. (2003), Myneral. zhurnal (Ukraine), Kyev,

Vol. 25 No 2-3, pp. 81-87.

22. Ivanov, V.N. and Lіsenko, V.V. (1999), Naukovi osnovy

prohnozuvannya, poshukiv ta otsinky rodovyshch zo lo-

ta, Materialy Mizhnarodnoyi konferentsiyi, L’viv, p. 54.

23. Klochkov, V., Shevchenko, O. and Klochkov, S. (2005),

Materialy ΙΙΙ naukovo-vyrobnychoyi konferentsiyi (Uk-

raine), Rivne, pp. 136-140.

24. Konstantynov, M.M. (2006), Nauchnіy myr, Moskva, 358 p.

25. Komarov, A.N. (1978), Dokl. Akademyy nauk USSR.

Ser. B, No 6, pp. 594-597.

26. Kotov, N.V. (1995), Nevskyy kur’er, Sankt-Peterburg, p. 96.

27. Kravchenko, H.L. and Bondarenko, S.N. (1997), Mi-

neral. zhurnal (Ukraine), Kyev, Vol. 19 No 2, pp. 3-14.

28. Kuznetsov, Yu.A., Hrytsenyuk, V.Y. and Vedeneev, E.V.

(1977), Naukova dumka, Kyev, pp. 86-89.

29. Lebed’, N.Y., Andreev, P.Y. and Lyubarskaya, H.A.

(1997), Problemі zolotonosnosty nedr Ukrayny, Kyev,

pp. 277-284.

30. Monakhov, V.S., Zahnitko, V.M. and Artemenko, G.V.

(2002), Preprynt, Vyd-vo Ukr.DHRI, Kyev, 64 p.

31. Narseev, V.A. (1990), Formatsyonnaya systematyka zo-

lotorudnykh mestorozhdenyy, Moskva, pp. 5-17.

32. Nekrasov, Y.Ya. (1991), Nauka, Moskva, 302 p.

33. Nechaev, S.V. (2005), Materialy ΙΙΙ naukovo-vyrob ny-

choyi konferentsiyi, Rivne, Ukraine, pp. 190-192.



34. Nechaev, S.V., Bondarenko, S.N., Syomka, V.O. and

Bu haenko, V.N. (1992), Dokl. Akademyy nauk Uk-

rayny, No 3, pp. 67-69.

35. Nechaev, S.V., Bondarenko, S.N., Syomka, V.O. and

Nechaeva, T.S. (1994), Mineral. zhurnal (Ukraine),

Kyev, Vol. 16 No 2, pp. 55-67.

36. Pavlyuk, T.O., Popivnyak, I.V. and Nikolenko, P.M.

(2001), Visnyk L’viv.un-tu, Vyp. 15, pp. 83-92.

37. Petrovskaya, N.V., Safonov, Yu.H. and Sher, S.D.

(1976), Nauka, Moskva, Vol. 2, pp. 3-110.

38. Savyn, B.M., Kvasnytsa, V.N., Shyrynbekov, N.K.,

Savyna, E.N. and Latysh, Y.K. (1995), Mineral. zhur-

nal (Ukiraine), Kyev, Vol. 17 No 5, pp. 3-9.

39. Serheev, Y.P. (1988), Dokl. Akademyy nauk, No 3,

pp. 23-26.

40. Skobelev, V.M. (1987), Naukova dumka, Kyev, 140 p.

41. Stul’chykov, V.A. and Ylovayskaya, S.V. (1987), Tez.

dokl. VI Vsesoyuznoy konferentsyy: Metasomatoz y

ru doobrazovanye, Lenynhrad, pp. 82-83.

42. Fomyn, Yu.A., Shestakov, Yu.P., Zaborovskaya, L.P.,

Bondarenko, S.N., Lazarenko, E.E. and Bondaren-

ko, Y.N. (2003), Mineral. zhurnal (Ukraine), Kyev,

Vol. 25 No 4, pp. 101-108.

43. Khatuntseva A.Ya. (1966), Naukova dumka, Kyev, 140 p.

44. Shcherbakov, Y.B. (2005), ZUKTs, L’vov, Ukraine, 366 p.

45. Yatsenko, H.M., Babуnyn, A.K. and Hurskyy, D.S.

(1998), Naukova dumka, Kyev, 256 p.

46. Yatsenko, H.M. and Paran’ko, Y.S. (1988), Heol. zhur-

nal, No 5, pp. 96-104.

47. Doyle, R.W. (1979), Geol. Surv. Can., Vol. 280, pp. 94-132.

48. Genkin, A.D., Bortnikov, N.S. and Cabri, L.J. (1998),

Econ. Geol., Vol. 93, pp. 463-487.

49. Goldfarb, R.J., Groves, D.I. and Gardoll, S. (2001),

Ore Geol. Rev., Vol. 18, pp. 1-75.

50. Groves, D.I., Goldfarb, R.J. and Gebre-Mariam, H.

(1998), Ore Geol. Rev., Vol. 13, pp. 7-27.

51. Jorelemon, P.A. (1978), Mining. Eng., No 7, pp. 12-18.

Received 28.12.2013

С.Н. Бондаренко

Институт геохимии, минералогии и рудообразования

им. Н.П. Семененко НАН Украины

03680, г. Киев-142, Украина, пр. Акад. Палладина, 34


МИНЕРАЛИЗАЦИЯ Au-As ТИПА

В ДОКЕМБРИЙСКИХ КОМПЛЕКСАХ

УКРАИНСКОГО ЩИТА И ГЛАВНЫЕ

ФАКТОРЫ ЕЕ ЛОКАЛИЗАЦИИ

Приведены результаты исследования пространствен-

ного распространения рудной минерализации золото-

мышьякового (Au-As) типа в эндогенных комплексах

докембрия Украинского щита. Указаны основные ее

минералого-геохимические особенности и рудокон-

тролирующие факторы локализации. Сделаны выводы

о генезисе Au-As минерализации и ее связи с углерод-

содержащими протолитами в зонах гранитизации. Ус-

тановлено, что минерализация распространена в про-

терозойских месторождениях орогенного типа, ко то-

рые формировались во время тектоно-магма ти чес кой

активизации в относительно узком временном интер-

вале (2,15—1,8 млрд лет тому назад). Золо то рудные

месторождения в своем большинстве поли генны и

только сочетание многих факторов обеспечивает оп-

тимально благоприятные условия для развития оруде-

нения Au-As типа. Оценена металло ге ническая зна-

чимость минерализации данного типа и перспективы

возможного промышленного использования.

Ключевые слова: золото, арсенопирит, золото-мышья-

ковый тип, графитсодержащие толщи, рудоконтроли-

рующие разломы.

S.М. Bondarenko

M.P. Semenenko Institute of Geochemistry,

Mineralogy and Ore Formation of NAS of Ukraine



MINERALIZATION OF Au-As TYPE

IN THE PRECAMBRIAN COMPLEXES

OF THE UKRAINIAN SHIELD AND MAIN

FACTORS OF ITS LOCALIZATION

Results of research of spatial distribution of ore minera li-

zation of gold-arsenic (Au-Аs) type in Precambrian comp-

lexes of the Ukrainian Shield are presented. Its basic mi-

ne ralogo-geochemical peculiarities and ore localization

fac tors are indicated. Conclusions about genesis of the mi-

neralization and its relation with carbon-bearing protoliths

in granitization zones are made. It is established, that mi-

neralization is distributed in Proterozoic deposits of oro-

genic type which were formed in the process of tec tonic-

magmatic activation during rather short period of time

(2.15—1.8 Ga). Gold deposits are mainly polygene in their

nature and only combination of many factors pro vided fa-

vorable conditions for the development of mine ralization

of Au-As type. Estimation of metallogenic im portance of

mineralization of this type and prospects for possible in-

du s trial use are made.

Keywords: gold, arsenopyrite, gold-arsenic type, carbon-

bearing strata, ore-controlling faults.


© Б.Н. ИВАНОВ, 2014

УДК 553.24.065:553.495 (477.4)

Б.Н. ИвановГосударственная служба геологии и недр УкраиныКП "Кировгеология", Поисково-съемочная экспедиция № 4655200, Николаевская обл., г. Первомайск, Украина, п/я 3 E-mail: [email protected]; [email protected]

АНАЛИЗ ГИПОТЕЗ ОБРАЗОВАНИЯ УРАНОВОРУДНЫХ ОБЪЕКТОВ ФОРМАЦИИ ЩЕЛОЧНЫХ НАТРИЕВЫХ МЕТАСОМАТИТОВ ЦЕНТРАЛЬНОЙ ЧАСТИ УКРАИНСКОГО ЩИТА

По поводу генезиса уранового оруденения в щелочных натриевых метасоматитах центральной части Украинского

щита высказывались самые разнообразные гипотезы. Уровень современных знаний позволяет отказаться от

большей части из них. Только гипотезы, исходящие из глубинной (мантийной) природы рудоформирующих

растворов, способны объяснить главные особенности формирования щелочных натриевых метасоматитов и со-

пряженного с ними уранового оруденения.

Ключевые слова: уран, щелочные метасоматиты, альбититы, генезис, Ингульский мегаблок.


Вступление. Урановорудные объекты, сло жен-

ные породами, относящимися к формации ще-

лочных натриевых метасоматитов (щнм), со-

средоточены в центральной части Украинско-

го щита (УЩ) на территории протяженностью

с запада на восток в 250 км и с севера на юг

150 км. Это фрагмент Центральноукраинской

субширотной мегазоны активизации, просле-

живающейся через всю площадь УЩ и конт-

ролирующей не только урановые, но и ред ко-

металльные, редкоземельные и золото руд ные

месторождения [7]. Большая часть области рас-

пространения формации щнм приходится на

площадь Ингульского мегаблока (РR2) и толь-

ко самая западная, наименее изученная часть

последней, приурочена к Ро син ско-Ти кич ско-

му мегаблоку (РR2).

В пределах Ингульского мегаблока известны

Кременчугско-Криворожский и Центрально-

украинский (Кировоградский) урановорудные

районы. Кременчугско-Криворожский руд ный

ра йон прослеживается вдоль одноименного

глубинного разлома, отделяющего Ингульский

мегаблок (РR2) на западе от Среднеднепров-

ского (АR3) на востоке. Центральноукраин-

ский рудный район, тяготеющий к срединной

части Ингульского мегаблока, представлен Ки-

ровоградским, Новоконстантиновским руд ны-

ми узлами и Ватутинским рудным полем. Все

они контролируются субмеридиональными

глубинными разломами.

В пределах Росинско-Тикичского мегабло-

ка объекты, относящиеся к формации щнм,

про слеживаются вдоль субмеридионального

Таль новско-Мироновского глубинного разло-

ма. Здесь известно одно рудопроявление, не-

сколько проявлений урановой минерализа-

ции и большое количество радиометрических

аномалий.

Ореолы щнм Центральноукраинского рай-

она часто обладают зональным строением.

Стержневые части колонок сложены альбити-

тами, промежуточные — двуполевошпатовыми

метасоматитами ("сиенитами"), внешние —

сла боизмененными диафторированными по-

родами [15, с. 451—453].

Промышленное урановое оруденение при-

урочено всегда к альбититам. Поэтому в гео-

логической литературе описываемая форма-

ция щнм часто фигурирует под названием

альбититовой или уран-альбититовой и т. д.

[8, 16, 26].


АНАЛИЗ ГИПОТЕЗ ОБРАЗОВАНИЯ УРАНОВОРУДНЫХ ОБЪЕКТОВ ФОРМАЦИИ ЩЕЛОЧНЫХ

Изотопный возраст уранового оруденения

формации щнм составляет 1840—1800 млн лет

[8, 16, 41].

Метаморфические породы Центральноукра-

инского района представлены разнооб раз ны-

ми гнейсами и сланцами ингуло-ингулецкой

серии РR1—2 (2670—2300 млн лет) [9, 16, 41]. В

пределах района широко проявлены процессы

ультраметаморфогенного гранитообразования

и магматизма, приведшие к образованию гра-

нитоидов кировоградского, новоукраинского

и корсунь-новомиргородского комплексов,

изотопный возраст которых составляет, соот-

ветственно, 2065—2025, 2038—2025 и 1725—

1720 млн лет [41].

Обзор основных гипотез. Все исследователи,

изучавшие урановорудные объекты, сложен-

ные породами, относящимися к формации

щнм, признавали их гидротермальную приро-

ду [8, 16]. Но по поводу источника рудофор-

мирующих растворов, так же как и источника

связанного с ними урана, предлагались самые

разнообразные гипотезы: метаморфическая (I),

ультраметаморфическая (II), магматическая (III),

латераль-секреционная (IV), дальней (глу бин-

ной) мобилизации (V) и мантийная (VI).

I. Гипотеза о связи ураноносных щнм с про-

цессом регионального метаморфизма наибо-

лее ранняя. Эта точка зрения разрабатывалась

применительно к урановорудным объектам

Кри ворожско-Кременчугского района [1, 3, 8,

9, 16, 35]. Предполагалось, что источником

воды были метаморфизуемые породы, в пер-

вую оче редь криворожской серии, с которы-

ми связаны многочисленные проявления и

месторождения урана в конгломератах. Вода,

ос вобождавшаяся в ходе регионального мета-

морфизма, экстрагировала уран из метамор-

фи зуемых пород. Наиболее последо ва тель ны-

ми сторонниками этой гипотезы были пред-

стави тели украинской школы геологов под

ру ко водством академика Я.Н. Белевцева [3,

8, 9, 16].

По мере изучения Криворожского района

стало очевидным, что между региональным

метаморфизмом и процессом щелочного ме-

тасоматоза с сопряженным урановым оруде-

нением существует возрастной перерыв, со-

ставляющий не менее 230—250 млн лет [2].

В последующие годы был открыт Централь-

ноукраинский урановорудный район, в кото-

ром процесс щелочного метасоматоза отделен

от регионального метаморфизма этапом па-

леопротерозойского гранитообразования. По-

следний привел к возникновению новоукра-

инского и кировоградского гранитных комп-

лексов, на продукты которых повсеместно

накладываются щелочные метасоматиты с со-

провождающим их урановым оруденением.

Ста ло очевидным, что в Центральноукраин-

ском районе рассматривать региональный ме-

тамор физм в качестве рудогенерирующего

про цесса нецелесообразно. Хотя некоторые

сторонни ки опи сы ва емой гипотезы продол жа-

ли считать мета мор фогенными даже место-

рожде ния Ки ро во град ско-Бобринецкой зоны,

входящей в состав Кировоградского рудного

узла [16, с. 521].

II. В более поздний период урановорудные

объекты Центральноукраинского района ста-

ли относить к ультраметаморфическому типу

[8, 12—14, 20, 21, 30]. Наиболее после до ва-

тельным сторонником этой точки зрения был

А.Н. Комаров, считавший, что рудоформиру-

ющий процесс обусловлен развитием ку поль-

ных структур, в центральных частях которых

образуются автохтонные или параавтохтонные

гранитные массивы кировоградского и ново-

украинского комплексов [8, 21]. В ходе эво-

люции указанных массивов происходит их

крис таллизация с "последующим поступлени-

ем растворов с рудной нагрузкой в зоны тре-

щиноватости и катаклаза с формированием ще-

лочных метасоматитов и урановой минерали-

зации" [8, с. 77].

Я.Н. Белевцев считал, что щелочные ме та-

соматиты — это продукты гранитизации уран-

содержащих пород, но мобилизуются постуль-

траметаморфическими растворами из грани-

тов, а не привносятся из подкоровых глубин

[5, 9]. При этом не исключается участие юве-

нильных растворов.

Другие сторонники ультраметаморфической

гипотезы полагали, что растворы, формирую-

щие ураноносные натриевые метасоматиты,

генетически связаны со становлением киро-

воградских гранитов, в том числе конкретных

гранитных массивов [20, 30] или гипотетичес-

ких расплавных масс гранитоидного состава

на глубине 1—10 км [12].

В рамках рассматриваемой гипотезы была

высказана еще одна точка зрения, согласно ко-

торой натрий выносится из гранитизируемого

субстрата в процессе калиевой гранитизации

[13, 14]. Но при сопоставлении химического

состава ингуло-ингулецких гнейсов и кирово-


Б.Н. ИВАНОВ

градских гранитов количество натрия не убы-

вает, а наоборот, возрастает. То есть натриевые

растворы в ходе рассматриваемого процесса

образоваться не могли. Известно, что натрий

и калий при гранитизации не являются эле мен-

тами-антагонистами и привносятся сов местно

[28, с. 270].

Метаморфическая и ультраметаморфичес-

кая гипотезы неоднократно критиковались в

геологической литературе [2, 29, 40]. При этом

обращалось внимание на два необъяснимых

факта: 1) необязательное (неповсеместное) со-

провождение региональных процессов ура но-

носными щелочными метасоматитами; 2) зна-

чительный (сотни млн лет) возрастной пе ре-

рыв между ними.

Перерыв в ряду гранитоиды — ураноносные

щелочные метасоматиты характерен для всего

Центральноукраинского района и особенно

отчетливо проявляется в пределах Новокон-

стантиновского рудного узла. Все промыш-

лен ные объекты последнего (Новоконстанти-

новское, Партизанское, Апрельское, Докуча-

евское и др.) залегают в северо-западной части

Новоукраинского гранитного массива. Как от-

мечалось выше, изотопный возраст новоукра-

инских гранитов составляет 2038—2025 млн

лет [41]. Изотопный возраст уранинита из

альбититов Партизанского месторождения —

1800—1820 млн лет [8], Новоконстантинов-

ского — 1810 [41]. То есть между гранитами и

урановым оруденением документируется вре-

менной перерыв продолжительностью не ме-

нее 200 млн лет.

В описываемом районе к этому же возраст-

ному промежутку приурочено внедрение даек

лампрофиров и диабазов. Последние отчетли-

во пересекают новоукраинские граниты, но

вблизи от ореолов щелочных метасоматитов

интенсивно изменяются вплоть до образования

по ним аподиабазовых альбититов, иногда со-

провождающихся забалансовым урано вым ору-

денением [18, 27].

Таким образом, новоукраинские граниты и

формация щнм с сопровождающим ее ура но-

вым оруденением разделены не только двух-

сотмиллионным временным перерывом, но и

этапом внедрения даек диабазов.

III. В 80-е гг. прошлого столетия появилась

гипотеза о связи щнм и уранового оруденения

с Корсунь-Новомиргородским плутоном гра-

нитов рапакиви и основных пород. Впервые

эту точку зрения высказал в 1982 г. А.В. Кузь-

мин (отчетные данные). Много позже к этой

же идее вернулись Е.Б. Глевасский и О.А. Кра-

мар, обратившие внимание на частичное сов-

падение изотопного возраста уранового ору-

денения с датировкой самых ранних магмати-

тов плутона [10].

По данным более поздних определений, вре-

мя образования ассоциации пород Кор сунь-

Новомиргородского плутона и натриевых ме-

тасоматитов составляет, соответственно, 1750—

1720 и 1840—1800 млн лет [41]. То есть внед-

рение упомянутого плутона произошло после

образования формации щнм. Справедливость

сказанного подтверждают следующие геоло-

гические факты.

Во-первых, в южной части плутона на тра-

версе субмеридиональных структур Новокон-

стантиновского месторождения было установ-

лено, что щнм обрываются в экзоконтакте

плутона, не проникая вглубь последнего. Из-

менения в гранитах рапакиви имеют место, но

они ограничиваются новообразованием ка ли-

е вого полевого шпата, альбита, хлорита, эпи-

дота, гидробиотита. Описываемые породы об-

ладают несколькими признаками, отличаю-

щими их от щнм: в них отсутствует метасома-

тическая зональность; в составе темноцветных

минералов не встречаются рибекит и эгирин;

в составе метасоматитов никогда не образу-

ются альбититы; рудные минералы — пирит и

пирротин, а не магнетит, гематит, характерные

для альбититов и "сиенитов"; радиоактивность

корсунь-новомиргородских метасоматитов фо-

но вая, геохимическая специализация редко-

металльная.

Вероятнее всего, что щнм и метасоматичес-

ки измененные породы плутона имеют раз-

ную формационную принадлежность, на что

в свое время указывала Л.Я. Шмураева [40].

Во-вторых, процесс ороговикования, проя-

вившийся в южном и юго-западном экзо кон-

тактах Корсунь-Новомиргородского плутона,

накладывается не только на вмещающие гра-

ниты и гнейсы, но и на щелочные натриевые

метасоматиты [38, 39]. В результате чего здесь

альбититы подвергаются процессу перекрис-

таллизации, приобретая призматически-зер-

нис тую, гранобластовую, мостовую структуру.

Причем по химическому составу такие аль-

бититы не отличаются от обычных "метасома-

тических" разностей [17].

С самого начала своего существования опи-

сываемая гипотеза имела "географическое" ог-



раничение, поскольку с Корсунь-Новомир го-

родским плутоном пространственно сближены

только урановорудные объекты Центральноук-

раинского района. Но в случае с Кривым Ро-

гом такая близость отсутствует. Также как от-

сутствует она и для Тальновско-Мироновского

разлома. Расстояние от указанных объектов

до Корсунь-Новомиргородского плутона до-

стигает 90—100 км.

IV. Латераль-секреционная гипотеза разра-

батывалась В.Г. Кушевым применительно к

объектам Криворожья [24, 25]. Позже такая

же попытка была предпринята Ю.А. Борщев-

ским для объяснения генезиса Новоконстан-

тиновского месторожения [6]. По мнению обо-

их авторов, образование щелочных метасома-

титов и связанных с ними урановых руд

обус ловлено циркуляцией в зонах разломов ме-

теорных вод, извлекающих уран из вмещаю-

щих пород.

Близкой точки зрения на генезис ура но нос-

ных альбититов Центральноукраинского рай-

она придерживался В.Е. Кудрявцев [23]. По

его мнению, образование альбититов связано

с трещинными, поверхностными и грун товы-

ми водами. Последние обогащены ураном и

же лезом. "Химическое взаимодействие этих су-

щественно различающихся по составу и свой-

ствам вод в дренажных трещинах и около-

трещинных пространствах должно было при-

водить к возникновению новых минеральных

парагенезисов".

Ни одна из перечисленных точек зрения не

может объяснить ни источник урана, натрия

и СО2, ни геохимическую специализацию фор-

мации щнм. Сказанное особенно касается Но-

воконстантиновского рудного узла, все про-

мыш ленные объекты которого залегают в

гранат-биотитовых гранитах Новоукраинско-

го массива. По содержанию урана (среднее

1,32 г/т) новоукраинские граниты занимают

одно из последних мест среди аналогичных

пород Ингульского блока [5].

Еще одна особенность описываемого мас-

сива состоит в полном отсутствии включений

карбонатных пород (известковых скарнов, из-

вестняков и др.). То есть экстракция урана и

углекислоты из вмещающих гранитов Ново-

украинского массива представляется малове-

роятной.

Рассматриваемая гипотеза за последние де-

сятилетия растеряла значительную часть сво-

их сторонников. Хотя время от времени в пе-

чати и сегодня появляются публикации, при-

знающие в качестве источника рудного ве-

щества, в том числе урана, вмещающие гней -

совые толщи ингуло-ингулецкой серии [37].

V. Согласно гипотезе дальней (глубинной)

мобилизации, формирование урановорудных

объектов, связанных с щнм, происходит в те-

чение нескольких этапов, разорванных во вре-

мени. Самый ранний их них приводит к об-

разованию пород, специализированных на уран.

По мнению одних исследователей, это могли

быть глубинные гранитные очаги, граниты в

которых обогащены ураном [29, с. 257, 265].

Другая группа специалистов считает таковыми

слабо метасоматически измененные диафто-

рированные гранитоиды и тектониты в зоне

дислокационного метаморфизма, в которых

уран претерпел процесс перераспределения и

приобрел при этом миграционно способную

форму [33, 34, 36].

В ходе более позднего этапа из подготов-

ленного таким образом субстрата уран извле-

кался глубинными (подкоровыми) флюидами,

содержащими углекислоту, натрий, калий, фос-

фор, цирконий, скандий, редкоземельные эле-

менты [29, с. 240]. Радиоактивные элементы в

них отсутствовали или находились в ничтож-

но малых количествах. Предполагается также,

что выщелачивание урана происходит всегда

ниже уровня формирования самих рудных

объектов [29, 36].

Гипотеза мобилизации урана из радиогео-

химически специализированных пород — ос-

новная на сегодняшний день для объяснения

генезиса не только урановых месторождений

формации щнм, но и урановорудных объектов

других формационных типов [11, 26]. Меха-

низм формирования последних принимается

близким к изложенному выше. По данным

[26], указанный механизм включает три про-

цесса: 1) рудоподготовительный — образова-

ние центров полихронной гранитизации, со-

провождающейся привносом огромных масс

урана и тория; 2) активизационный — перерас-

пределение рудных концентраций урана и

рост доли миграционно способных форм по-

следнего; 3) рудоформирующий — взаимодей-

ствие восходящих термальных растворов с ра-

диогеохимически специализированными вме-

щающими породами.

VI. Гипотеза мантийного источника раство-

ров и рудного вещества появилась в середине

80-х гг. прошлого столетия и с тех пор поддер-

77


Б.Н. ИВАНОВ

живается многими исследователями [19, 22,

31, 32, 40]. Наиболее детально разработана

В.А. Крупенниковым, предложившим в каче-

стве доказательства подкорового источника

рас творов следующие факты: огромную про-

тяженность ореолов ураноносных метасома-

титов; приуроченность их к зонам глубинных

разломов подкорового заложения; выдер жан-

ный характер геохимической специализации

натриевых метасоматитов (U, Th, Zr, P, V, Ti,

Be, РЗЭ) независимо от вмещающих пород и

степени их метаморфизма, а также типа стро-

ения и мощности земной коры; существенно

восстановительный характер альбитизирующих

растворов, содержащих водород и уг ле водо-

роды; глубинный источник углерода и серы;

отсутствие у альбитизирующих растворов фи-

зико-химической эволюции (кис лотно-ще лоч-

ной дифференциации), свой ст венной пост маг-

матическим растворам [22, с. 63—65].

Мантийная гипотеза была подвергнута кри-

тике Б.Л. Рыбаловым и Б.И. Омельяненко [29,

с. 22, 238]. Основную трудность в ее обосно-

вании названные авторы видят в малой веро-

ятности проникновения флюидов из мантии в

земную кору. Но этими же исследователями в

случае гипотезы дальней (глубинной) мобили-

зации признается не только существование

ман тийных флюидов, но и возможность их про -

никновения в земную кору с активной эк-

стракцией урана из предварительно подго тов-

ленных коровых пород [29, с. 240]. Причем

состав выщелачивающих флюидов принципи-

ально не отличается от мантийного варианта,

предложенного В.А. Крупенниковым. По э то-

му возражения, приведенные выше, нельзя счи-

тать достаточно обоснованными. Если это так,

то гипотеза мантийного источника флюидов,

формирующих щелочные метасоматиты, и со-

пряженного с ними уранового оруденения име-

ет право на существование.

Недавние исследования альбититов Докуча-

евского месторождения подтвердили глубин-

ную (мантийную) природу альбитизирующих

растворов и одновременный перенос ими ура-

на, натрия, стронция [31]. Основанием для

этого вывода послужили результаты изучения

Rb-Sr изотопных систем в ряду гранит — аль-

битит и высокие значения парных коэф фи-

циентов корреляции между содержанием ура-

на в породе и породообразующем альбите, а

также содержанием урана и значениями отно-

шения 86Sr/87Sr в апатитах и альбитах.

Выводы. 1. Все исследователи, изучавшие ура-

новорудные объекты, сложенные породами, от-

носящимися к формации щнм, признавали их

гидротермальную природу. Но по поводу ис-

точника связанного с ними урана пред ла-

гались самые разнообразные гипотезы: мета-

морфическая, ультраметаморфическая, маг ма-

тическая, латераль-секреционная, дальней (глу-

бинной) мобилизации и мантийная. Уровень

современных знаний позволяет отказаться от

большей части из них.

2. Только две гипотезы: дальней (глубинной)

мобилизации и мантийная, исходящие из под-

коровой природы рудоформирующих раство-

ров, способны объяснить структурную приу-

роченность, геохимическую, в том числе ура-

новую, специализацию пород формации щнм,

а также ее полную независимость от регио-

нальных процессов, состава вмещающих по-

род, типов земной коры и т. д.

3. Гипотеза дальней (глубинной) мобилиза-

ции признает коровую природу урана, кото-

рый экстрагируется глубинными флюидами из

радиогеохимически подготовленного субстра-

та. Мантийная гипотеза исходит из представ-

лений об едином глубинном источнике как

флюидов, формирующих щелочные мета со ма-

титы, так и сопряженного с ними уранового

оруденения.


1. Александров И.В. Геохимия щелочного метасома-

тоза. — М. : Изд-во АН СССР, 1963. — С. 74—

151.

2. Андерсон Е.Б., Тарханов А.В., Никитин С.А. Возра-

стное соотношение уранового рудообразования и

регионального метаморфизма на Желтореченском

месторождении // Сов. геология. — 1987. —

№ 12. — С. 64—69.

3. Белевцев Я.Н., Коваль В.Б., Домарев В.С. и др. Ос-

новы теории метаморфогенного рудообразования //

Геол. журн. — 1984. — № 3. — С. 1—42.

4. Белевцев Я.Н., Стрыгин А.И., Коваль В.Б. Генетичес-

кая модель месторождений уран-альбититовой

формации // Там же. — 1985. — № 6. — С. 45—

51.

5. Белевцев Я.Н., Сухинин А.Н. Некоторые мине раль-

ные, геохимические и генетические особенности

гранитоидов центральной части Украинского щи-

та // Там же. — 1974. — № 1. — С. 16—34.

6. Борщевский Ю.А., Швалов В.М., Устинов В.И. и др.

Изотопные соотношения региональных щелочных

метасоматитов докембрия // Сов. геология. — 1976. —

№ 5. — С. 95—102.

7. Галецький Л.С., Шевченко Т.Т., Чернієнко Н.М. Нові

78



уявлення про геологічну структуру та металогенію

території України // Геол. журн. — 2008. — № 3. —

С. 74—83.

8. Генетические типы и закономерности размещения

урановых месторождений Украины / Ред. Я.Н. Бе-

левцев. — Киев : Наук. думка, 1995. — 395 с.

9. Геология и генезис месторождений урана в оса доч-

ных и метаморфических толщах / Ред. Я.Н. Бе-

левцев, В.И. Данчев. — М. : Недра, 1980. —

270 с.

10. Глевасский Е.Б., Крамар О.А. Геодинамические об-

становки и металлогения урана центральной час-

ти Украинского щита // Зб. наук. пр. ІГНС НАН

та МНС України. — 2002. — Вып. 5/6. — С. 227—

244.

11. Готман Я.Д. Главнейшие месторождения урана

щи тов докембрийских платформ. — М., 1984. —

211 с.

12. Гречишников Н.П. Основные региональные фак-

торы формирования докембрийских редко металь-

ных метасоматитов центрального района Украин-

ского щита // Геол. журн. — 1990. — № 2. —

С. 98—109.

13. Егоров Ю.П. Химические составы горных пород,

ре гиональные кларки урана и геохимические фо-

ны химических элементов Украинского щита //

Там же. — 1985. — № 2. — С. 83—95.

14. Егоров Ю.П., Сухинин А.Н. Некоторые закономер-

ности формирования и размещения метасомати-

ческих месторождений урана в докембрии // Там

же. — 1969. — № 2. — С. 49—57.

15. Жариков В.А., Русинов В.Л., Маракушев А.А. и др.

Метасоматизм и метасоматические породы. —

М. : Науч. мир, 1988. — 489 с.

16. Закономерности образования и размещения урано-

вых месторождений Украины / Ред. Я.Н. Белев-

цев. — Киев, 1968. — 764 с.

17. Иванов Б.Н., Макивчук О.Ф., Михальченко И.И. и

др. Формация щелочных натриевых метасомати-

тов центральной части Украинского щита (мине-

ралого-петрографические типы и структурно-тек-

тоническая позиция) // Зб. наук. пр. УкрДГРІ. —

2011. — № 2. — С. 43—55.

18. Иванов Б.Н., Михальченко И.И., Морозенко В.Р. и

др. О взаимоотношении даек диабазов с натрие-

выми метасоматитами на примере Апрельского

месторождения (западная часть Новоконстанти-

новского урановорудного узла) // Тез. доп. наук.

конф. "Теоретичні питання і практика дослід-

ження метасоматичних порід і руд (до 70-річчя

В.С. Монахова)". — К., 2012. — С. 35—36.

19. Калашник А.А., Москаленко Г.М. Геолого-струк тур-

ные особенности пространственного размещения

кимберлитопроявлений и урановорудных объектов

в Кировоградском рудном районе Украинского

щита // Мінер. ресурси України. — 2010. — № 2. —

С. 8—17.

20. Каляев Г.И. Геодинамические обстановки форми-

рования и размещения урановых месторождений

Украинского щита // Аспекты минерагении Ук-

раины. — Киев, 1998. — С. 157—172.

21. Комаров А.Н., Черкашин Л.А. Редкометальные тек-

тоно-метасоматические зоны Украинского щита. —

Киев : Наук. думка, 1991. — 180 с.

22. Крупенников В.А., Толкунов А.Е., Хорошилов Л.В. и

др. Геологические структуры эндогенных урановых

рудных полей и месторождений. — М., 1986. —

232 с.

23. Кудрявцев В.Е., Алексеев А.Л., Мельников Е.К. Ги-

пер генные процессы в формировании урано нос-

ных альбититов // Материалы по геологии место-

рождений урана, редких и редкоземельных метал-

лов. — 1990. — № 126. — С. 92—101.

24. Кушев В.Г. Щелочные метасоматиты докембрия. —

Л. : Недра, 1972. — 189 с.

25. Кушев В.Г. Об источниках растворов и причинах

металлогенической специализации рудоносных ще-

лочных метасоматитов // Метаморфогенное рудо-

образование. — Киев : Наук. думка, 1972. —

Ч. 1. — С. 125—135.

26. Мигута А.К., Модников И.С. Историко-геоло ги чес-

кая модель эндогенного уранового рудообразова-

ния // Отеч. геология. — 1995. — № 1. — С. 28—

35.

27. Михальченко І.І., Синицин В.О. Актинолітова фа-

ція апобазитових лужних натрієвих метасоматитів

зон глибинних розломів // Геохімія та рудоутво-

рення. — 2012. — № 31—32. — С. 77—87.

28. Петрография. — М. : Изд-во Моск. ун-та, 1976. —

384 с.

29. Рыбалов Б.Л., Омельяненко Б.И. Источники рудно-

го вещества эндогенных урановых месторожде-

ний. — М. : Наука, 1989. — 280 с.

30. Соломатин Ю.П. К вопросу о генетической связи

месторождений уран-альбититовой формации с

не которыми типами калиевых гранитов и обосно-

вание геохимических и геофизических критериев

для их выявления // Материалы по геологии

урановых месторождений. — 1981. — № 68. —

С. 80—96.

31. Степанюк Л.М., Бондаренко С.М., Сьомка В.О. та

ін. Джерело натрію та урану ураноносних альбіти-

тів (на прикладі Докучаївського родовища Інгуль-

ського мегаблоку Українського щита) // Геохімія

та рудоутворення. — 2012. — № 31—32. — С. 99—

104.

32. Тарханов А.В. Условия формирования крупных

мес торождений урана в докембрии и принципы

их прогнозирования на территории СССР : Ав-

тореф. дис. … д-ра геол.-минерал. наук. — М.,

1985. — 57 с.

33. Титов В.К. Дислокационный метаморфизм и ру-

дообразование // Материалы по геологии ура но-

вых месторождений. — 1983. — № 84. — С. 17—

28.

34. Титов В.К. Геохимические аспекты металлогении

урана щитов древних платформ СССР : Автореф.

дис. … д-ра геол.-минерал. наук. — Л., 1986. — 61 с.

35. Тугаринов А.И. Уран в метасоматических процес-

сах // Основные черты геохимии урана. — М. :

Изд-во АН СССР, 1963. — С. 110—138.


Б.Г. ШАБАЛІН, Ю.О. ТІТОВБ.Н. ИВАНОВ

36. Урановорудные формации Украинского и Алдан-

ского щитов и вопросы прогнозирования урано-

вого оруденения / Т.В. Билибина, Б.А. Ермолаев,

А.К. Прусс и др. — Л., 1977. — 250 с.

37. Фомин Ю.А. Генетические соотношения золотого и

уранового оруденения Кировоградской тектоно-

ме тасоматической зоны // Зб. наук. пр. ІГНС

НАН та МНС України. — 2006. — Вып. 12. —

С. 11—18.

38. Шмураева Л.Я. Новые данные о генетических вза-

имоотношениях натриевых метасоматитов в гра-

нитах рапакиви и во вмещающих породах // Ма-

териалы по геологии урановых месторождений. —

1981. — № 68. — С. 131—134.

39. Шмураева Л.Я. Формационная принадлежность

альбититов из экзоконтакта Корсунь-Новомир го-

родского плутона рапакиви // Там же. — 1983. —

№ 84. — С. 63—70.

40. Шмураева Л.Я. Формационная самостоятельность

двух типов натриевых метасоматитов // Сов. гео-

логия. — 1985. — № 7. — С. 94—101.

41. Щербак Н.П., Артеменко Г.В., Лесная И.М. и др.

Геохронология раннего докембрия Украинского

щи та. Протерозой. — Киев : Наук. думка, 2008. —

240 с.


REFERENCES

1. Aleksandrov, Y.V. (1963), Yzdatel’stvo AN SSSR, Мos-

kva, pp. 74-151.

2. Anderson, E.B., Tarkhanov, A.V., and Nykytyn, S.A.

(1987), Sovetskaya geolohyya, Мoskva, No 12, pp. 64-

69.

3. Belevtsev, Ya.N. and Sukhynyn, A.N. (1974), Geol.

zhur nal, Kyev, No 1, pp. 16-34.

4. Belevtsev, Ya.N., Koval’, V.B. and Domarev, V.S. (1984),

Geol. zhurnal, Kyev, No 3, pp. 1-42.

5. Belevtsev, Ya.N., Stryhyn, A.Y. and Koval’, V.B. (1985),

Geol. zhurnal, Kyev, No 6, pp. 45-51.

6. Borshchevskyy, Yu.A., Shvalov, V.M. and Ustynov, V.Y.

(1976), Sovetskaya geolohyya, Мoskva, No 5, pp. 95-

102.

7. Halets’kyy, L.S., Shevchenko, T.T. and Cherniyen-

ko, N.M. (2008), Geol. zhurnal, Kyev, No 3, pp. 74-83.

8. Belevtsev, Ya.N. and Danchev, V.Y. (1980), Nedra,

Мoskva, 270 p.

9. Belevtsev, Ya.N. (1995), Nauk. dumka, Kyev, 395 p.

10. Glevasskyy, E.B. and Kramar, O.A. (2002), Zbirnyk

nauk. prats’ IGNS NAN and MNS Ukrayiny, Kyev, Vyp.

5-6, pp. 227-244.

11. Hotman, Ya.D. (1984), Мoskva, 211 p.

12. Grechyshnykov, N.P. (1990), Geol. zhurnal, Kyev,

No 2, pp. 98-109.

13. Ehorov, Yu.P. (1985), Geol. zhurnal, Kyev, No 2,

pp. 83-95.

14. Ehorov, Yu.P. and Sukhynyn, A.N. (1969), Geol. zhur-

nal, Kyev, No 2, pp. 49-57.

15. Zharykov, V.A., Rusynov, V.L. and Marakushev, A.A.

(1988), Nauchnyy myr, Moskva, 489 p.

16. Belevtsev, Ya.N. (1968), Kyev, 764 p.

17. Yvanov, B.N., Makyvchuk, O.F. and Mykhal’chen-

ko, Y.Y. (2011), Zbirnyk nauk. prats’ UkrDGRI, No 2,

pp. 43-55.

18. Yvanov, B.N., Mykhal’chenko, Y.Y. and Morozen-

ko, V.R. (2012), Tezy dopovidey IGMR NAN Ukrayiny,

Kyev, pp. 35-36.

19 Kalashnyk, A.A. and Moskalenko, H.M. (2010), Mi-

neral. resursy Ukrayiny, Kyev, No 2, pp. 8-17.

20. Kalyaev, H.Y. (1998), Aspekty mynerahenyy Ukrayny,

Kyev, pp. 157-172.

21. Komarov, A.N. and Cherkashyn, L.A. (1991), Nauk.

dumka, Kyev, 180 p.

22. Krupennykov, V.A., Tolkunov, A.E. and Khoroshy-

lov, L.V. (1986), Мoskva, 232 p.

23. Kudryavtsev, V.E., Alekseev, A.L. and Mel’nykov, E.K.

(1990), Мoskva, No 126, pp. 92-101.

24. Kushev, V.H. (1972), Nedra, Мoskva, 189 p.

25. Kushev, V.H. (1972), Nauk. dumka, Kyev, pp. 125-

135.

26. Myhuta, A.K. and Modnykov, Y.S. (1995), Otechiest.

geo lohya, Мoskva, No 1, pp. 28-35.

27. Mykhal’chenko, I.I. and Sinitsyn, V.O. (2012), Geo-

khimiya ta rudoutv., Kyev, No 31-32, pp. 77-87.

28. Petrohrafyya (1976), Yzd-vo Moskovskoho un-ta, Мos-

kva, 384 p.

29. Rybalov, B.L. and Omel’yanenko, B.Y. (1989), Nauka,

Мoskva, 280 p.

30. Solomatyn, Yu.P. (1981), Materyaly po heolohyy ura-

novyh mestor., No 68, pp. 80-96.

31. Stepanyuk, L.M., Bondarenko, S.M. and Syomka, V.О.

(2012), Geokhimiya ta rudoutv., No 31-32, pp. 99-

104.

32. Tarkhanov, A.V. (1985), Avtoreferat dyss. doktora geol.-

myn. nauk., Мoskva, 57 p.

33. Tytov, V.K. (1983), Materyaly po heolohyy uranovykh

mestor, No 84, pp. 17-28.

34. Tytov, V.K. (1986), Avtoreferat dyss. doktora geol.-

myn. nauk., Lenynhrad, 61 p.

35. Tuharynov, A.Y. (1963), Yzd-vo AN SSSR, Moskva,

pp. 110-138.

36. Bylybyna, T.V., Ermolaev, B.A. and Pruss, A.K. (1977),

Lenynhrad, 250 p.

37. Fomyn, Yu.A. (2006), Zbirnyk nauk. prats’ IGNS NAN

and MNS Ukrayiny, Vyp. 12, pp. 11-18.

38. Shmuraeva, L.Ya. (1981), Materyaly po geolohyy uran.

mestor., Moskva, No 68, pp. 131-134.

39. Shmuraeva, L.Ya. (1983), Materyaly po geolohyy uran.

mestor., Moskva, No 84, pp. 63-70.

40. Shmuraeva, L.Ya. (1985), Sov. Geolohyya, Moskva,

No 7, pp. 94-101.

41. Shcherbak, N.P., Artemenko G.V., Lesnaya I.M., Po-

nomarenko, O.M. and Shumlyanskyy, L.V. (2008),

Nauk. dumka, Kyev, 240 p.

Received 12.12.2013



Б.Н. Іванов

Державна служба геології та надр України

КП "Кіровгеологія", Пошуково-зйомочна

експедиція № 46

55200, Миколаївська обл., м. Первомайськ,

Україна, п/с 3


ОГЛЯД ГІПОТЕЗ УТВОРЕННЯ

УРАНОВОРУДНИХ ОБ’ЄКТІВ

ФОРМАЦІЇ ЛУЖНИХ НАТРІЄВИХ

МЕТАСОМАТИТІВ ЦЕНТРАЛЬНОЇ

ЧАСТИНИ УКРАЇНСЬКОГО ЩИТА

З приводу генезису уранового зруденіння в лужних

метасоматитах центральної частини Українського щи-

та висловлювалися найрізноманітніші гіпотези. Рі-

вень сучасних знань дозволяє відмовитись від біль-

шості з них. Лише гіпотези, які виходять з глибинної

(мантійної) природи рудоформівних розчинів, здатні

пояснити головні особливості формації лужних натрі-

євих метасоматитів та пов’язаного з нею уранового

зруденіння.

Ключові слова: уран, лужні метасоматити, альбітити,

генезис, Інгульський мегаблок.

B.N. Ivanov

State Enterprise "Kirovgeology"

Survey expedition No 46

Postal box 3, 55200, Pervomaysk,

Mykolaiv region, Ukraine


THE REVIEW OF HYPOTHESES

OF FORMATION OF ALKALINE SODIC

METASOMATITES AND ASSOCIATED

URANIUM MINERALIZATION

OF THE CENTRAL PART

OF THE UKRAINIAN SHIELD

Different hypotheses on genesis of uranium mineralization

in alkaline metasomatites of the central part of the Uk-

rainian Shield were suggested. But the present level of

knowledge allows us to deny most of them. Only hypo-

theses which are based on the idea of deep (mantle) nature

of ore-bearing solutions are capable to explain the main

features of formation of alkaline sodic metasomatites and

associated uranium mineralization.

Keywords: uranium, alkaline metasomatites, albitites, ge-

ne sis, Іngul megablock.



Про викладання геологічних дисциплін, роботу з молоддю, вимоги до підготовки кадрів,

вибори в Академію

...Прошу Вас (Ферсмана Е.А. — Ред.) поставить на

обсуждение Отделения вопрос о положении в на-

шем Союзе преподавания минералогии и геохимии

в высшей школе и научной работы по этим дисци-

плинам в нашей Академии. В связи с перестройкой

Академии положение в смысле научной работы

грозит чрезвычайно ухудшиться по этим дисци-

плинам. Уже больше десяти лет подымается в на-

шей стране вопрос о положении в ней минералогии.

[…] В 1930 г. помимо Совнаркома прекращено пре-

подавание и научная работа по минералогии и всем

геологическим наукам в Московском университе-

те, где она стояла на высоком уровне. […] Сейчас

положение еще ухудшается, так как ухудшается на-

учная работа по этим дисциплинам в Академии. А

между тем потребности жизни требуют как раз ши-

рокого развития этих областей знания. Их теоре-

тическое и прикладное значение неуклонно растет.

Мы уже отстали в применении новых методик […].

В плане на 1939 год в основной проблеме — карта

прогнозов — выдвинута исключительно геология.

Между тем по существу геохимия и минералогия

должны стоять на равном с геологией месте. Вслед-

ствие этого вся постановка мне представляется не-

правильной. Карта прогноза может быть создана

на трех основах: геохимии, геологии и минерало-

гии. […] Вся работа американской горной разведки

в отличие от нашей построена на минералогичес-

кой — геологической основе. […] Я вижу кругом

огромные возможности в виде подрастающего мо-

лодого поколения минералогов, не имеющего воз-

можности закончить свое научное образование и

приложить к научной работе свои силы. Надо спе-

шить, чтобы жизнь их не затеряла [9, л. 156].

…Наш Союз столько потерял талантливой, богато

одаренной для научной работы молодежи, что не-

обходимо вообще принять срочные меры для умень-

шения этого несчастья и для предоставления на-

стоящих условий работы оставшимся и нароста-

ющим. Таких людей всегда немного и создавать их

мы не умеем. Одаренная для научной работы мо-

лодежь есть величайшая сила и драгоценное досто-

яние человеческого общества, в котором она жи-

вет, требующая охраны и облегчения ее проявле-

ния. Надо учитывать это в каждом частном случае.

Имея таких людей [...] надо дать свободный про-

стор их работе [1].

...В выборах (в Академию — Ред.) этого года

выброшена почему то минералогия, несмотря на

все ее прикладное значение именно как раз теперь

(1943 г. — Ред.). А между тем Сталинскую премию

получил и судя по газетам выступал, как геолог

ІСТОРІЯ НАУКИ До 150-річчя від дня народження В.І. ВернадськогоTHE HISTORY OF SCIENCE On the 150th Anniversary of V.I. Vernadsky Birth

УДК 549 : 082.2

НАУКОВА СПАДЩИНА ВЕРНАДСЬКОГО В ЕПІСТОЛЯРНОМУ ЖАНРІ *

5. В.І. ВЕРНАДСЬКИЙ ПРО ПІДГОТОВКУ КАДРІВ, ОХОРОНУ ЗЕМНИХ НАДР І НАЦІОНАЛІЗМ В НАУЦІ

Окрім наукових праць, опублікованих за життя геніального вченого і пізніше, В. Вернадський залишив у спадок

нащадкам щоденники, бібліографічні записи, офіційні та приватні листи, в яких він торкається різних наукових

проблем. Продовжено публікацію цитат, що стосуються деяких питань геології та геохімії, мінералогії та кри-

сталографії, організації науки тощо, з листів вченого до дружини Наталії Єгорівни, а також відомих геологів —

В.В. Докучаєва, Б.Л. Лічкова, О.Є. Ферсмана, Д.П. Григор’єва та ін.

Ключові слова: листи Вернадського, організація науки, підготовка кадрів, мінералогічні колекції, патріотизм в науці.

* Закінчення. Початок у № 1, 3, 4 за 2012 р. і № 1 за

2013 р. Упо ряд ник Г. Кульчицька.

* The end. Beginning in No 1, 3, 4, 2012 and No 1, 2013.

Author H. Kulchytska.


НАУКОВА СПАДЩИНА ВЕРНАДСЬКОГО В ЕПІСТОЛЯРНОМУ ЖАНРІ. 5.

Гальперин, который никакого отношения к мине-

ралогии и к геологии не имеет. Я представил в

члены Академии по петрографии Лучицкого, ука-

зав, что он является в то же время и минералогом,

но конечно, он больше петрограф и не он должен

бы быть выбран как минералог. [...] Конечно, надо

было бы как нибудь вытащить А.К. Болдырева,

ученика Федорова [5, л. 7].

...Мне кажется, [...] что в учебнике для Высшей

школы важнее дать не формулы, которых мы для

очень многих силикатов и алюмосиликатов точно

не знаем, а дать понятие о характере наших знаний

[5, л. 3].

…Я лично так мало все это время думал о чтении

общего курса, а подготовлялся понемногу к чте-

нию отдела о силикатах или кристаллохимии, что

меня сильно смущает возможность чтения общего

курса. Мне кажутся мои знания еще очень не до-

статочными. С другой стороны, надо когда-нибудь

начать [6, л. 31].

…думаю [...] о [...] вступительной лекции […]. Две

темы вступительной лекции рисуются: о задачах и

методах минералоги и более близкая к теме — о

силикатах или и синтетическом методе. Лекции

будут трудноваты. Но ты знаешь — это всегда меня

подзадоривает [3, л. 257].

…если не будет какой-нибудь неожиданности, то я

наверное получу от факультета поручение читать

курс. […] Но какие это ужасные вещи — канцеля-

рии! В четверг были приняты мои лекции, и еще

вчера бумага не дошла из канцелярии факультета в

канцелярию совета (в двух рядом комнатах!). Тут

еще случилась история, которая сделала сильное

впечатление: на кафедру римского права (которую

раньше занимал Муромцев) министерство присла-

ло на днях приват-доцента с двойным, против

определенного законом, содержанием и не имею-

щего никакой ученой степени и не державшего

магистерского экзамена или лекций — некоего

Пассека, питомца Берлинской семинарии. Вещь,

соб ственно говоря, прямо противозаконная, так как

в новом уставе прямо сказано, что министр может

назначать только из лиц, имеющих ученые степе-

ни или выдержавших магистерское испытание и 2

пробные лекции. Факультет послал министру

просьбу разъяснить ему, как ему быть с этим про-

тиворечием […]. Идет настоящая каша. Вся уни-

верситетская жизнь до сих пор не улеглась после

1884 года — только разошлись подпольные интри-

ги. [...] А уж в экзаменах, зачетах и т. п. что-то тво-

рится удивительное. Ясно видишь и понимаешь

[…] как ужасно, когда может ломаться без должно-

го серьезного сознательного обдумывания то, что

создается в течение многих лет работой массы лю-

дей. К сожалению, минералогию новый устав весь-

ма подрезал: прежде читалась она в течение 2-х

лет — теперь количество лекций, а следовательно,

и объем оставлен тот же, но должна она читаться

в 1 год. Я решительно недоумеваю, как студенты

могут в 1/2 года переварить кристаллографию, соб-

ственно говоря, самый трудный предмет всего

естественного отделения, и как могут во 2-ю поло-

вину года слушать минералогию, не пройдя ос но-

ва тельно кристаллографии. Фактически это отра-

зилось на практических занятиях: они в 1/2 года

должны пройти практически то, что проходили

раньше в течение года, и употребить, конечно,

меньше времени, и пройти, понятно, поверхност-

но! Но ничего нельзя сделать, так как насчет этого

был приказ министерства вполне определенный и

ясный — и при раньше введенных полугодовых

испытаниях они по необходимости принуждены

были так уродовать курс [3, л. 233].

…Ежедневно мне приходится объяснятся со сту-

дентами, получившими 1 из физики и у меня 3.

Они хотят получить 4 и бегают с клянченьем к по-

печителю, декану, профессорам. Я лично согласен

переменить балл после переэкзаменовки, если они

мне ответят на 4, но переэкзаменовку им можно

дать лишь с разрешения декана. Я думаю, впрочем,

что беды большой не будет, если эти студенты не

перейдут на другой курс и выйдут из университета

или перейдут на другой факультет: послаблениями

здесь понижается уровень студенчества. А приемы

всех этих оставленных далеко не симпатичны. В

будущем году надеюсь поставить правильно прак-

тические работы и тогда буду иметь право отно-

ситься на экзамене строго. Мне не раз приходи-

лось в разговорах с этими "потерпевшими" перено-

сить вопрос на общую почву (у меня было их около

10), и меня поражало неуменье их мыслить вне

сферы узкой — практических [жизненных] интере-

сов или буржуазность, если не хуже, всех их инте-

ресов. Может быть, здесь снисходительность пря-

мо преступна [3, л. 253].

…Отвечали <студенты > сегодня мне очень сквер-

но — просто хуже нельзя: вообще никогда таких

ответов, как на государственных экзаменах, мне

слышать не приходилось. В голове у них каша —

они обязаны сдать все за все 4 года в 3 недели и

приноравливать свои требования к программам,

заранее напечатанным. Это последнее, по-моему,

ужасно, и раньше этот вред не приходил мне в го-

лову. Хороший студент всегда мог выбрать важное

и только его запомнить: в этом главным образом и

интерес экзамена — чтобы студент знал, почему он

выучил то-то и то-то. За немногими исключения-

ми, всякий профессор всегда входил в это положе-

ние; я сам помню из своего студенчества свой раз-

говор с Фан-дер-Флитом, когда я не знал подроб-

ности строения какой-то машины, потому что

считал лишним их учить, а знал принцип и цель

машины. Тут же он обязан вызубрить то, что тре-

бует программа, составленная, по крайней мере по

минералогии, невежественно [3, л. 308].


ІСТОРІЯ НАУКИ

…Я [...] чувствую себя плохо и потому, что пропус-

кал всех <студентов> без различия, несмотря на

полное незнание. А между тем резать учеников

Толстопятова я не мог, так как, по совести, не ве-

рю, чтобы Толстопятов знал минералогию, и знаю,

что он не мог (по средствам его учебных пособий)

дать ясного понятия об основных явлениях науки.

Как же я могу требовать с них? А между тем такой

экзамен — разврат, ложь — все, что хочешь. Как

тут быть, я не знаю, но никогда бы не поверил,

если бы сам не испытал, какое зло эти госу дар ст-

венные экзамены и как понизился уровень студен-

тов в них! Болит сердце, вдумываясь в это. Я много

[...] думал сам о постановке преподавания; через

год мы [...] попытаемся распределить иначе заня-

тия на своих курсах. Я думаю ввести практические

занятия, но для этого мне надо разбить курс на два

года, так как в один год получается лишь каша в

голове, не привыкшей к геометрическим представ-

лениям и к наблюдению. [...] Вместо лекций издам

в будущем году конспекты, таблицы, а преподава-

ние оживлю демонстрацией и опытом [3, л. 298].

Про збереження мінералогічних колекцій, охорону земних надр

і дбайливе ставлення до природи

...Совсем не затронуто коллекционерство — част-

ные минералогические коллекции, собиравшиеся

богатыми людьми (Разумовский, Голицын — на-

стоящие хорошие минералоги). Часть их коллек-

ций вошла в иностранные музеи и в них играет

очень видную роль — напр. в Мюнхене коллекция

герцога Лейхтенбергского — кажется Николая, от-

ца минералога — химика, и очень хорошего мине-

ралога. Мне рассказывал Грот, что она по ошибке

была продана вместе с его замком в Баварии, где

она хранилась. Она очень много дала ценного в

Мюнхенское собрание. Н.И. Кокшаров продал в

Лондон свое драгоценное собрание, которое он

по лучал даром по своему положению во время

разъездов по Уралу. Иенское собрание — в значи-

тельной части составилось пожертвованиями рус-

ских любителей-коллекционеров. Было бы жела-

тельно в этой области дать точные архивные даты

и собрать разбросанный материал [5, л. 5].

...Когда Вы (Григорьев Д.П. — Ред.) будете писать

историку Минералогического Об-ва, было бы хо-

рошо обратить внимание на историю русских кол-

лекционеров любителей, много сделавших в пер-

вые года 19 столетия, и в последние года 18-го для

минералогии [5, л. 4].

...Коллекция Гёте очень богата прекрасными рус-

скими образцами. В ней больше 16 000 экземпляров,

она хранится в Гётевском музее в Веймаре. [...]

Коллекция Иенского университета тоже богата

русскими минералами, но Гёте туда свою коллек-

цию не передал [5, л. 4].

...Гёте был прекрасным минералогом и собирал

всю жизнь минералы. В его коллекции поступали

превосходные образцы русских минералов. Я знаю,

что ему посылали минералы придворные лица,

благодаря тому, что он был близок в Веймаре к ве-

ликой княг. Марье Павловне, жене Веймарского

Герцога. Коллекция его сохранилась (больше 18

тыс. экземпляров), в ней очень много русских ми-

нералов. Должны быть в ней интересные русские

штуфы, доставленные через проф. Московского

Университета Лодера, друга Гёте (анатома) и графа

Канкрина и через русских собирателей минералов,

хороших минералогов графа Строганова, графа Ра-

зумовского и Кн. Голицына. Последние два были

ученые минералоги. Никто из русских минерало-

гов ее не видел. […] Через Гёте большая коллекция,

с 18 века, известного русского минералога Кн. Го-

лицына пожертвована была им в Иенское минера-

логическое общество и находится сейчас в Иен-

ском университете. К сожалению никто из русских

минералогов, знающих минералогию нашей стра-

ны, ее не осматривал [5, л. 1].

...Я просидел с ним все время над коллекцией ме-

теоритов, когда-то одной из лучших в Европе, —

частная коллекция Ауэрбаха, завещанная им в

Академию. Но в каком это все виде теперь! Кро-

вью обливается сердце при мысли, что это попадет

в руки и распоряжение вандалов, не понимающих

ни научного значения, ни философского интереса

этих коллекций. Коллекции метеоритов, такой,

как эта, нет ни в одном нашем университете, и она

одна из десяти лучших во всем мире, и вдруг это

народное достояние пропадет [3, л. 282].

...Та новая техника — американская техника, кото-

рая так много дала человечеству, имеет и свою тя-

желую сторону. Здесь мы ее видели во всю. Краси-

вая страна обезображена. Леса выжжены, часть —

на десятки верст страны — превращена в пустыню:

растительность отравлена и выжжена и всё для до-

стижения одной цели — быстрой добычи никеля.

Сейчас это мировой пункт — главная масса никеля

получается здесь, но навсегда часть страны превра-

щена в каменистую пустыню [4, л. 898].

...Урал производит тяжелое впечатление тем ужа-

сающим расхищением, какое здесь происходит, ог-

ромных богатств. Леса, копи дорогих камней, доро-

ги, строй жизни — все отражает все ту же неуряди-

цу, все то же допотопное государственное уст рой -

ство, анархию, какая царит кругом! Вы не можете

себе представить, что за варварство знаменитая

Мурзинка и ее окрестности! А между тем богатства

здесь и сейчас огромные. В 200 лет ни одной по-

рядочной дороги! Леса горят и на 2/3 гибнут даром!

Для добычи драгоценных камней чуть не половина

их истребляется, и будущая работа делается почти

невозможной. [...] Липовка кончена [...] не потому,

чтобы камней не было, но она испорчена варвар-



ской работой, взяты верха кое-как, и все надо на-

чинать сначала, снимая огромный мусор хищни-

ческой и невежественной добычи... И так кругом

[9, л. 14].

...."Куйбышев" (Куйбышевская гидроэлектро стан-

ция — Ред.), с которым мне приходилось только

случайно сталкиваться, возбуждал во мне все боль-

шее и большее сомнение, особенно после измене-

ния уровня Каспия, сказавшегося за эти последние

годы. Все-таки область молодых геологических

процессов при грандиозных технических сооруже-

ниях нашего времени может приносить нам такие

неожиданности, которые мы не имеем в областях

геологически более старых и установившихся. И с

общегосударственной точки зрения, мне кажется,

постройка более мелких станций средней мощнос-

ти, многочисленных правильнее; может быть сде-

лана быстрее и может дать стране большую энер гию,

чем грандиозная станция Куйбышева, успех кото-

рой более проникнут элементом риска [8, л. 236].

...Всюду, везде натыкаешься на одно и то же, на

какое-то бессмысленное, непонятное глумление

над людьми, ни для чего не нужное их угнетение,

их связывание. Точно у России так много хороших

работников и людей, что их можно давить, как

лишних, ненужных, негодных [2, л. 24].

...Сегодня в обстановке рудника, во всем окружа-

ющем устройстве видишь опять "американское ус-

тройство" работы — достижение возможно быс тро

результата, несмотря ни на что. Минимальная ох-

рана человеческой личности, значительное расхи-

щение вековых запасов природы для быстрого по-

лучения полезного действия. В конце концов мно-

гое теряется совершенно [4, л. 899].

Про ставлення влади до науки і науки до влади, про науковий патріотизм і націоналізм в науці

...Власть столь же мало может находиться в руках

правых как она не может — без опасности для го-

сударства — находиться в руках крайних левых. И

я думаю, это начинает пониматься очень широко и

глубоко [9, л. 64].

…Все это заставляет сильно задумываться над теми

формами местного управления […], какие могут и

должны быть даны для лучшей жизни страны. Те-

перь мы видим кругом какую-то кашу, подымаемую

самыми различными людьми, которым в руки по-

пала власть и которые ею пользуются невесть для

чего. Как-то сильнее чувствуешь необходимость не

держаться в стороне от текущих событий, не остав-

лять власть в руках лиц, которые завладевают ею,

когда другие ее не берут [2, л. 83].

…Так и чувствуется, что хотя торжественно "наука"

встречается, а все-таки она должна заискивать пе-

ред силою, что власть не в ее руках и что она все-

таки только терпима. Масса рукоплесканий, фи-

миаму опять-таки как-то вызывала некоторую

тошноту, и только горячая, совсем отличная от та-

ких рукоплесканий встреча Менделеева несколько

сгладила впечатление. А все-таки чувствуется, что,

мол, ты пресмыкайся! Что хотят многие, очень мно-

гие крикнуть, что другие мы — и не могут! Среди

возгласов рабского, сознательного или бессозна-

тельного ликования раздаются указания на благо-

дарность земству, личной преданности науке и

т. п., но что-то совсем не связанное со словами.

Тон другой [2, л. 181].

…Расовый вопрос, русская эмиграционная волна в

Америку, оригинальное и чрезвычайно широкое

развитие университетов и высшей школы в Аме-

рике, организация научной работы — может быть

больше всего сейчас интересуют меня. По сравне-

нию с Америкой я чувствую себя представителем

старого света. В то время когда в России шла на-

учная работа, Америка была еще провинцией Ев-

ропы, отдаленной и в идейном смысле, захудалой.

Той высокой мировой ступени, какой достигла

Рос сия в своей литературе и, думаю, в искусстве —

нет не только в Канаде, но и в Штатах до сих пор

[4, л. 898].

…Именно здесь чувствуется та сила умственной

работы новой демократии, которая составляет за-

лог будущего развития человечества. За 10 послед-

них лет Соединенные Штаты в научном отноше-

нии сделали огромные успехи: сейчас Америка об-

ходится без той помощи немецких университетов,

которая еще недавно являлась неизбежной. Когда

я невольно сравниваю эти годы в России, [...] —

всю ту патологию, которую представляет из себя

наше Министерство народного просвещения, мне

делается не только грустно, но жутко. Ведь так или

иначе нам приходится считаться с нациями, у

которых государственная власть исполняет свое

дело и у которых научная творческая работа идет

не вопреки сознанию государственных деятелей.

Американские ученые жалуются на свое положе-

ние в обществе, считают, что их труд недостаточно

оплачивается по сравнению с всё увеличивающей-

ся здесь дороговизной жизни, что их положение в

обществе — широком — недостаточно почетно

[...]. Но все это ничтожно по сравнению с теми

условиями, при каких приходится работать у нас

[4, л. 904].

…Здесь (в Новом Свете — Ред.) очень тяжело чув-

ствуешь — может быть, более тяжело, чем даже у

себя на родине — всё безумие правительственной

политики в России [4, л. 899].

...Дело в том, что сейчас центр тяжести научной

работы у англосаксов. Роль и значение американ-

ской научной мысли и научной работы только что

начинает сказываться. Заморские внеевропейские

страны приобретают огромное значение. Там нем-

цы потеряли почву. Подымаются славяне. […] Я


ІСТОРІЯ НАУКИ

очень боюсь ориентации русской науки к немцам

и считаю это огромной ошибкой [7, л. 17].

...Мне кажется, сейчас переживается такой момент,

равного которому не было в истории мысли. Но

впереди всех англосаксы [7, л. 16].

...Деятельность Американского геологического ко-

митета колоссальна, и характер их геологических и

минералогических обобщений и изысканий очень

интересен. Сейчас я слежу больше за минералоги-

ческими работами — они подавляют массой ново-

го материала, который они дают и который прихо-

дится перерабатывать [7, л. 17].

…с минералого-кристаллографической точки зре-

ния мы несравненно впереди. И по характеру ра-

боты и по методам и по количеству работающих —

никакого сравнения. В своеобразной научной ра-

боте французской мне кажется они берут лишь

большей вековой талантливостью, своеобразной

традицией, создавшей им положение в мировом

научном мире. [...] Недостаток средств и людей те-

перь чувствуется здесь (во Франции — Ред.) очень

сильно [4, л. 810].

....При развитии национализма в науке сейчас пред-

приятия научные для иностранца всюду затруд не-

ны, а между тем ясно, что такая политика — вели-

чайшая ошибка. Немцы и французы непримиримы,

и обе стороны; мне кажется даже, что немцы агрес-

сивнее [7, л. 17].

…Как-то здесь, за границей, еще все больше чув-

ствуется важность того, чтобы лучше и больше оце-

нивали русскую науку — развивается какое-то чув-

ство и сознание национальной научной гордости

[6, л. 20].

...перед нами все время стоит угроза русской куль-

туре с Запада, но я очень верю в то, что мы пере-

живем этот период. Очень все-таки сильна русская

культура, и она, несмотря ни на что, растет полным

темпом. Это иногда кажется удивительным [9, л.

84].

...Много, конечно, мешает то, что я печатаю глав-

ные свои работы по-русски. А между тем другого

выхода не вижу [4, л. 904].

...Здесь с немцами опять длинные объяснения, что

пишем по-русски. Действительно, может быть сле-

довало бы помещать хотя бы краткое резюме на

иностранных языках! Но нам надо завоевать само-

стоятельность [4, л. 852].

...Я вижу единственное спасение в росте русской

культуры [9, л. 82].

...Сейчас украинское правительство борется за

Крым, который может перейти или к немцам, или

к туркам. В Киеве образован Геологический коми-

тет (Лучицкий с Киевского университета), Украин-

ское горно-геологическое общество, Гидрогеоло-

гический отдел при министерстве земледелия [...].

Все эти организации находятся в руках русских, и

вообще русская культура и ее широчайший рост —

единственное наше спасение [9, л. 81].

...Здесь (в Украине — Ред.) положение очень труд-

ное и сложное […]. А между тем нам, людям науки,

приходится среди людского катаклизма вести борь-

бу и искать правильного выхода для организации

дела, большинству чуждого. Гинзбург вошел в Гео-

логический комитет здесь, и я ему очень сочув-

ствую. Я считаю, что на Украине дело идет о борь-

бе двух культур: русской и немецкой, и мы не дол-

жны оставлять ни одной позиции [9, л. 83].

…Украинское движение еще в начале своего разви-

тия — огромные сложности и трудности ему впе-

реди, и мне кажется, при искреннем сожительстве

с ним русского здешнего населения течения шови-

нистического, зоологического национализма в нем

не будут преобладать [4, л. 944].

…я не могу быть исключительно великорусским

деятелем, как не могу быть исключительно мало-

русским — я считаю вредным для образованного

интеллигента основывать свою деятельность ис-клю чительно на почве одной народности, какая бы

она ни была; особенно скверна здесь господствую-

щая народность. Я думаю, что это опять не осо-

бенно ясно мною высказано, но в настоящую ми-

нуту я не в расположении писать подробно. Я не

хочу, чтобы нашим детям передалась та националь-

ная узость, которая порядочно сильна во всех вас и

которая разовьется еще сильней, если мы посе-

лимся в исключительно великорусской северной

стороне; с этой точки зрения для меня является

наиболее желательной деятельность в стране сме-

шанной [2, л. 83].

...Капица — очень подходящий человек, к тому же

его мать полька (Стебницкая). Очень хорошо, что

возобновили членов-иностранцев. Важно — сла-

вян. Это надо восстановить по-настоящему, а не в

виде исключения. Сейчас набрасываю для Всесла-

вянского комитета статью "Мысли натуралиста об

организации славянской научной работы на фоне

мировой науки". Обратите внимание кого нужно,

что нужно выбрать славянских ученых в члены-

корреспонденты [9, л. 184].


1. Вернадский В.И. О необходимости создания научно-

мощного Всесоюзного Радиевого института в сроч-

ном порядке. Записка В.И. Вернадского в Главнау-

ку (1932 г.) // Бюл. комис. по разработке научного

наследия академика В.И. Вернадского. — Л. : Нау-

ка, 1988. — № 3. — С. 22—28.

2. Вернадский В.И. Письма Н.Е. Вернадской (1886—

1889) / Сост. Н.В. Филиппова. — М. : Наука,

1988. — 304 с.




1892) / Сост. Н.В. Филиппова. — М. : Наука, 1991. —

320 с.


1940) / Сост. Н.В. Филиппова, В.С. Чесноков. —

М. : Наука, 2007. — 299 с.

5. Григорьев Д.П. Из писем В.И. Вернадского // Зап.

ВМО. — 1988. — Ч. 67, вып. 1. — С. 116—121.

6. В.В. Докучаев и В.И. Вернадский // Научное насле-

дие. — М. : Изд-во АН СССР, 1951. — Т. 2. — С. 745—

842.

7. Переписка В.И. Вернадского с Б.Л. Личковым (1918—

1939) / Сост. В.С. Неаполитанская. — М. : Наука,

1979. — 270 с.

8. Переписка В.И. Вернадского с Б.Л. Личковым (1940—

1944) / Сост. В.С. Неаполитанская. — М. : Наука,

1980. — 224 с.

9. Письма В.И. Вернадского А.Е. Ферсману / Сост.

Н.В. Филиппова. — М. : Наука, 1985. — 272 с.


НАУЧНОЕ НАСЛЕДИЕ ВЕРНАДСКОГО

В ЭПИСТОЛЯРНОМ ЖАНРЕ.

5. В.И. ВЕРНАДСКИЙ О ПОДГОТОВКЕ

КАДРОВ, ОХРАНЕ ЗЕМНЫХ НЕДР

И НАЦИОНАЛИЗМЕ В НАУКЕ

Кроме научных трудов, опубликованных при жизни

гениального ученого и позже, научное наследие В. Вер-

надского состоит из дневников, библиографических

заметок, официальных и личных писем, в которых он

затрагивает различные научные вопросы. Продолжена

публикация цитат из писем ученого жене Наталье Его-

ровне, а также известным геологам В.В. Доку чае ву,

Б.Л. Личкову, А.Е. Ферсману, Д.П. Григорьеву и др., в

которых раскрываются взгляды В. Вернадского на

некоторые проблемы геологии и геохимии, минерало-

гии и кристаллографии, организации науки в целом.

Ключевые слова: письма Вернадского, организация на-

уки, подготовка кадров, минералогические коллек-

ции, патриотизм в науке.

SCIENTIFIC LEGACY OF VERNADSKY

IN EPISTOLARY GENRE.

5. V.I. VERNADSKY ABOUT PERSONNEL

TRAINING, PROTECTION OF THE EARTH

BOWEL AND NATIONALISM IN SCIENCE

Vernadskiy’s scientific heritage, besides the scientific works,

published inter vivos of the brilliant scientist and later, also

consists of diaries, bibliographical notes, official and per-

so nal letters that open various scientific subjects. Publi ca-

tion of V. Vernadskiy’s quotations from the letters to his

wife Natalia Egorovna, to the geologists V.V. Dokuchaev,

B.L. Lichkov, A.E. Fersman, D.P. Grigoryev and others is

continued. These quotations reveal Vernadskiy’s point of view

on some problems of geology and geochemistry, mi ne ra-

logy and crystallography, the organization of science in

general.

Keywords: Vernadsky’s letters, research engineering, trai-

ning the personnel, mineralogical collections, scientific

patrio tism.


ДИСКУСІЇ, КРИТИКА, БІБЛІОГРАФІЯDISCUSSIONS, CRITICISM AND BIBLIOGRAPHY

Вступление. Идея о том, что горные породы

сложены не только минеральными зернами,

но и минимальными по размеру законо мер-

ными их агрегатами, трансляцией которых

при помощи симметрийных операций можно

полностью воспроизвести строение породы

("элементарными ячейками"), была высказана

в конце 1970-х гг. (Драгунов [10]; Васильев,

© М.Ю. ПОВАРЕННЫХ, Е.Н. МАТВИЕНКО,

В.А. РАССУЛОВ, 2014


УДК 552.12

М.Ю. Поваренных 1, Е.Н. Матвиенко 2, В.А. Рассулов 3

1 Федеральное государственное бюджетное учреждение науки "Институт истории естествознания и техники им. С.И. Вавилова РАН" 117861, г. Москва, Россия, ул. Обручева, 30а, корп. В E-mail: [email protected] Минералогический музей им. А.Е. Ферсмана РАН 117071, г. Москва, Россия, Ленинский пр., 18, корп. 2 E-mail: [email protected] Федеральное государственное унитарное предприятие "Всероссийский научно-исследовательский институт минерального сырья им. Н.М. Федоровского" 119017, г. Москва, Россия, Старомонетный пер., 31 E-mail: [email protected]

О СКРЫТОЙ ТЕКСТУРЕ (ФРУСТУМАЦИИ) ПРОСТЫХ ПО МИНЕРАЛЬНОМУ СОСТАВУ ГОРНЫХ ПОРОД

Развитие в синергетическом смысле идей В.И. Драгунова и академика Д.В. Рундквиста об элементарных ячейках

горных пород и академика М.А. Садовского о дискретности геофизической среды ("естественной кусковатос-

ти") привело к установлению нового макроскопического горнопородного явления — первичной кусковатости

или фрустумации (лат. "фрустум" — кусок), сначала для простых по минеральному составу и генезису, а затем и

для полиминеральных и сложных по генезису горных пород. Предпосылки этого содержатся в работах С.М. Бес-

кина, А.Г. Жабина, И.С. Делицина, А.Н. Никитина, О.А. Суставова, Н.З. Евзиковой, В.В. Индутного, М.Ю. По-

варенных, а еще ранее в статье Д.С. Коржинского о локальном ("мозаичном") равновесии в неравновесных гео-

логических процессах и в работах В.Ф. Левинсон-Лессинга. Для выявления петрологической сущности фрусту-

мации горных пород проведен комплекс разномасштабных исследований (от нано- до дециметрового уровня)

наиболее простых по минеральному составу и генезису пород с использованием традиционных минералого-

петрографических методов и нейтронографического изучения текстур (метод малоуглового рассеяния нейтро-

нов SANS), лазерно-ультразвуковой спектроскопии, УФ-люминесценции и сканирующей электронной микро-

скопии. Предполагается, что изучение этого нового макроскопического свойства горных пород даст возмож-

ность по-новому рассмотреть проблему их дробимости и обогатимости (включая крупнокусковую) связанных с

ними металлических руд и неметаллических полезных ископаемых.

Ключевые слова: элементарная ячейка горных пород, фрустум, кусок, агрегат минеральных зерен, УФ-люми нес-

ценция, лазерно-ультразвуковая спектроскопия, метод малоуглового рассеяния нейтронов, сканирующая элек-

тронная микроскопия.

Драгунов, Рундквист [5]). К выводу о сущ-

ностном значении при классификации редко-

металльных гранитов их макрооблика ("струк-

турной формулы") пришли С.М. Бескин,

В.И. Ларин и Ю.Б. Марин [2, 32]. Они фено-

менологически установили закономерную при-

уроченность разнотипного редкометалльного

ору денения к гранитам трех макрофизиографи-

ческих типов (так называемым, А-, Б- и В-

гранитам). Закономерную агрегативность зе рен

кварца в мономинеральных кварцевых поро-



дах (наличие устойчивых их ансамблей, со-

держащих не менее 25 минеральных зерен),

начиная от осадочных несцементированных пес-

ков и песчаников до метаморфогенных квар-

цито-песчаников, установил И.С. Делицин [7,

8]. Результаты наблюдений взаимной ориен-

тировки кварцевых зерен и образования за ко-

номерных агрегатов в мономинеральных квар-

цевых жилах приведены в статьях А.Н. Ни-

китина [21] и О.А. Суставова [37]. Попытки

визуализировать пространственную регуляр-

ность в гранитах и ряде других горных пород

с помощью дифракции субмиллиметрового

радиоволнового излучения предпринимались

Р.Л. Бродской и др. [3, 4]. В работах В.В. Ин-

дутного и его коллег [15, 16] по структурной

петрологии описана примечательная макро-

физиография ("каркасное строение") кальци-

фиров Завалья, карбонатитов Черниговской

зоны Украинского щита (Приазовье), а также

апатит-карбонат-магнетитовых руд Ковдор-

ского месторождения (Кольский п-ов).

В более общем плане академиком М.А. Са-

довским [33—36] высказана идея о дискрет-

ности геофизической среды ("естественной кус-

коватости"). Для горных пород суть ее со-

стоит в установленном квантовании размера

продуктов их разрушения путем взрыва. Им же

установлена так называемая иерархическая

шкала кусковатости с "преимущественными"

размерами кусков. Подобные выводы об ие-

рар хичности структурной организации гео-

логических тел сделали Н.З. Евзикова [11],

Н.П. Юшкин и А.Г. Жабин — о разноуровне-

вом квантовании геологического пространст-

ва — времени (Жабин [13]; Жабин, Юшкин

[14]). Д.С. Коржинским [17] выдвинуто по-

ложение (не конкретизированное в мине раль-

но-структурном плане и без указаний на воз-

можность его визуализации в горных породах)

о "локально-мозаичном" равновесии в нерав-

новесных природных геологических процессах.

Нам с помощью минералого-петро графи чес-

ких методов изучения вещества удалось уста-

новить ранее не известное макроскопическое

горнопородное явление — первичную кускова-

тость (или скрытую текстуру) сначала для

простых по минеральному составу и генезису,

а затем и для полиминеральных и слож ных по

генезису визуально однородных и не тре щи но-

ватых горных пород [22, 27, 52]. В отличие от

установленного дробления гор ных пород на

дискретные гранулометрические фрак ции (это

явление названо "естественной кусковатос-

тью — блочностью) (Садовский [35— 37]; Са-

довский и др. [38]), нами в не раз ру шенных

горных породах обнаружена первичная куско-

ватость — скрытая текстура, существующая до

разрушения и, возможно, регулирующая его.

Поэтому установленное явление предлагается

называть фрустумацией (от лат. frustum — ку-

сок) (М.Ю. Поваренных [23], М.Ю. Пова-

ренных, Бескин [27], Pova rennykh et al. [52],

М.Ю. Поваренных [24]). Способы обнаруже-

ния этого явления описаны нами ранее [22].

Фрустумация, в отличие от текстуры горных

пород, которая наблюдается невоору женным

глазом, — это в большинстве случаев скрытое

(неочевидное) их свойство, выявля емое спе-

ци альными методами. По масштабу проявле-

ния (от долей миллиметра до деци метра—по-

лутора) она меньше или равна текстуре. При-

рода фрустумации в породах различного

генезиса в настоящее время изучается и, по-

видимому, может быть связана с такими явле-

ниями, как ликвация, синнезис (Жабин [10,

11]; Жабин, Юшкин [12, 13]), трибо-эф фект

(Делицин [7]), образование ячеек Бенара (ви-

хрей) (Nicolis, Prigogine [51] и др. [45, 49]),

природными электрогмагнитными эф фек тами

(М.Ю. Поваренных [22] и вследствие теории

ДЛФО для коллоидных систем), а также с внеш-

ними стрессовыми напряжениями.

Методика исследований. Фрустумация гор-

ных пород была нами впервые выявлена при

воздействии коротковолнового (SWUV ) уль-

трафиолетового (УФ) излучения (λ = 254 нм)

на некоторые образцы каррарского статуарно-

го мрамора и другие горные породы различ-

ного генезиса. Люминесцентные исследова-

ния бы ли проведены с использованием ртутно-

квар цевой лампы высокого давления СВД120

(λ = 365 нм) как источника возбуждения. Фрус-

тумы в каррарском (Тоскана, Италия) и ки-

бик-кордонском (Башкирия, Россия) каль цит-

доломитовых мраморах, большетагнин ском

кальцитовом карбонатите (Россия) и ама зо-

нит-альбитовом этыкинском танталоносном

гра ните (Восточное Забайкалье, Россия) были

ви зуализированы по ярко-голубому свечению

люминесценции с полосой в районе 490 нм,

которое может быть приписано [47] излу че-

нию дефектных кислородных комплексов

(рис. 1).

Интенсивность люминесценции в соседних

фрустумах (темно-фиолетового цвета) в этих


М.Ю. ПОВАРЕННЫХ, Е.Н. МАТВИЕНКО, В.А. РАССУЛОВ

образцах горных пород была в два–три раза

меньше, чем у фрустумов, визуализированных

по их ярко-голубому свечению (рис. 1). Фрус-

тумы в датолитовом скарне Дальнегорского

(Россия) борного месторождения визуализи-

ро ваны по светло-желтому свечению Мn2+ c

максимумом в районе 580 нм, люминесцен-

ции Eu2+ с полосой в районе 445 нм и Ce3+ с

двумя полосами в районе 350 и 370 нм.

На дериватографах Q1000 (ИГЕМ РАН) и

SТА449 С "Jupiter" (МИСИС) в диапазоне тем-

пературы 100—900 °С получены диффе рен ци-

ально-термические характеристики вещества

фрустумов, составляющих визуали зи рованные

ранее в жестком УФ-излучении образцы ки-

бик-кордонского (КК) кальцит-до ломитового

и каррарского (К) доломит-каль цитового мра-

моров. Отмечена неэквива лен тность минераль-

ного вещества разных фрус тумов, составляю-

щих КК- и К-мрамор: установлены значимые

отличия в потере веса вещества из люминес-

цировавших голубым цве том фрустумов КК-

мрамора от люминесци ровавших темно-фио-

летовым цветом: 43,3 и 45,1 % соответственно

и 48,1 и 46,3 %, соответственно, для К-мрамора

(рис. 2).

Порошковые образцы фрустумов, составля-

ющих КК- и К-мрамор, исследованы на диф-

рактометрах ДРОН-3М (НПО "Буревестник")

и "Rigaku" (химфак МГУ). При совмещении

дифрактограмм вещества люминесцировавших

светло-голубым и темно-фиолетовым цве том

фрустумов отмечена идентичность по положе-

нию основных отражений доломита (как пре-

обладающей минеральной фазы) и отличие их

относительной интенсивности (наиболее яв-

ст венные на дальних углах по 2θ как для ба-

зальных, так и для hkl-отражений), что свиде-

тельствует о разном содержании изомор ф ных

между собой Ca2+ и Mg2+ [44] (рис. 3).

С помощью метода лазерной ультразвуко-

вой эхоскопии (ультразвуковой импульсный

ме тод отраженных волн) (Черепецкая, Шку-

ратник [39]) на установке, смонтированной в

Международном лазерном центре МГУ им.

М.В. Ломоносова, просканировано 26 отшли-

фованных внешне нетрещиноватых и одно-

родных образцов горных пород дециметрово-

го размера. В качестве источника возбуждения

использовано излучение импульсного твердо-

тельного Nd: YAG-лазера. По акустическому

треку, полученному от образцов в режиме эхо-

скопии, и значению их толщины с учетом

плоскопараллельности вычислена скорость рас-

пространения в них продольных упругих волн

и глубины залегания дефектов, картина распо-

ложения которых в обработанном с помощью

компьютерной программы виде вы во дилась на

дисплей (рис. 4). Для всех иссле дованных об-

разцов наблюдались разные кар тины неодно-

Рис. 1. Фрустумация: а — в каррарском доломит-

кальцитовом мраморе (Тоскана, Италия) и b — эты-

кинском мелкозернистом равномернозернистом ама-

зо нит-альбитовом редкометалльном граните (Восточ-

ное Забайкалье, Россия). Два типа фрустумов, вы явлен-

ных при жестком УФ-облучении: светящийся ярко-

голубым и темно-фиолетовым цветом люминесценции.

Длина короткой грани образца на левом снимке —

3 см. Верхний спектр люминесценции на каждом гра-

фике относится к светло-голубому фрустуму, нижний —

к темно-фиолетовому

Fig. 1. Frustumation in the Karrara dolomite-calcite mar-

ble (Toskana, Italy) (a) and Aetyka (Eastern Trans baikalia,

Russia) fine-grained equal-grained amazonite-albitic gra-

nite (b). Frustums of two types revealed through SWUV

irradiation: bright blue and dark violet colours of lumi nes-

cence. Scale of the left photo: length of the sample edge —

3 cm. Upper spectrum of luminescence at both figures

shows the bright blue frustum and lower one — dark violet


Рис. 2. Кривые ДТА вещества светло-

голубого (a) и темно-фиолетового

(b) фрустумов каррарского доло мит-

кальцитового мрамора

Fig. 2. Differential-termic analysis cur-

ves of the mineral matter belonging to

the bright blue (a) and dark violet (b)

frustums of the Karrara (Italy) dolo-

mite-calcite marble


родного внутреннего строения, интер пре-

тируемые как наличие закономерных агрега-

тов минеральных зерен (фрустумов), раз гра-

ниченных между собой системами макро ско-

пической трещиноватости (рис. 4).

Изучение разномасштабной трещиноватос-

ти проведено в образцах разных горных по-

род на малоугловом нейтронном спектрометре

ЮМО реактора ИБР-2 (Дубна, Россия) с по-

мощью метода SANS (малоуглового рассеяния

нейтронов) в двухдетекторном варианте. В ка-

честве дальнего использован новый пози ци-

онно-чувствительный детектор. Измерения про -

ведены в стандартной геометрии. Образцы за-

крепляли в держателе, который помещали в

бокс с контролируемой температурой. Обра-

ботка данных проведена с помощью пакета

программ SAS (Куклин и др. [18]). Рассеяние

нейтронов идет на пористо-трещиноватых струк-

турах внутри вещества изученных об разцов гор-

Рис. 3. Дифрактограммы двух типов

фрустумов: свет ло-голубого (1 ) и

темно-фиолетового (2 ) (по данным

коротковолнового УФ-люминес цен т-

ного исследования) из образца кар-

рарского доломит-кальцитового мра-

мора

Fig. 3. Diffraction patterns of two types

of frustums: bright blue (1 ) and dark

violet (2 ) (according to the results of

SWUV-luminescence investigation) from

the sample of the Carrara dolomite-

calcitic marble



ных пород. Такой сценарий под сказывает, прав-

да косвенным образом, наличие как массово-

го, так и поверхностного фрактала.

Наличие разных коэффициентов массовых

фракталов свидетельствует о разной внутрен-

ней структуре минерального вещества на раз-

мерном уровне приблизительно от 4 до 60 нм

для двух типов мрамора, но одном типе (мас-

совом) фракталов (рис. 5; табл. 1).

Результаты исследований и их обсуждение.

Вывод об обнаружении фрактальности (в об-

ласти размеров ~ 4—60 нм) внутреннего строе-

ния исследованных внешне однородных не-

тре щиноватых равномерно- и мелкозернистых

горных пород может быть интерпретирован

следующим образом. Система первичной рос-товой зеренной нанотрещиноватости (в облас-

ти размеров ~4 нм), возникающая в при по-

верхностных частях зерен минералов внутри

фрустумов в результате структурных напряже-

ний из-за совместного и синхронного (так

называемого стесненного, с индукционными

поверхностями) роста, наследуется на другом

масштабном уровне (в области размеров ~60 нм)

системой первичной ростовой агрегатной (фрус-

тумационной) субмикротрещиноватости, связан-

ной с соприкосновением минеральных зерен,

составляющих разные фрустумы.

Характерные размеры и форма фрустумов в

исследованных горных породах существенно

различаются. Наименьшие по числу их со-

ставляющих минеральных зерен фрустумы из

мономинеральных горных пород (в частности,

из силицитового кварцевого ядра танталонос-

ного гранитного пегматита Калбы, Цент раль-

ный Казахстан): около 20—30 зерен в сечении

(площадь 1—2 см2) и 70—110 зерен в объеме.

Фрустумы в исследованных полиминеральных

танталоносных гранитах (этыкинском амазо-

нит-альбитовом и зашихинском щелочном)

содержат более 1000 минеральных зерен кали-

евого полевого шпата, кварца, альбита, литие-

вой слюды и акцессорных минералов. Соот но-

Таблица 1. Фрактальная размерность образцов горных пород по данным SANS (метод малоуглового рассеяния нейтронов)Table 1. Fractal dimension of rock samples according to the results of the SANS (small-angle neutron scattering) investigation

Номер

п/пОбразец горной породы и месторождение

Толщина

образца, мм

Фрактальная

размерность (± 0,1)

Тип

фрактала

1 1A p1 (мрамор, Кибик-Кордон, Россия) 6,2 2,5 Массовый

2 1A p2 (мрамор, Кибик-Кордон, Россия) 6,2 2,4 "

3 1V (мрамор, Кибик-Кордон, Россия) 11,2 2,9 "

4 4B p1 (кварцит, Овруч, Украина) 10,35 2,3 Поверхностный

5 4B p2 (кварцит, Овруч, Украина) 11,8 2,4 "

6 6A (обсидиан, оз. Севан, Армения) 14,15 1,6 Линейно-поверхностный

7 2B (мрамор, Каррара, Тоскана, Италия) 12,4 2,7 Поверхностный

8 3A (мрамор, Светлинское, Россия) 5,85 2,7 Массовый

Рис. 4. Визуализация скрытой тек стуры (фрустумации)

простых по минеральному составу горных пород: a —

кибик-кордонского мелко-среднезернистого кальцит-

доломи то вого мрамора (Башкирия, Россия), b — кыш-

тымского (Урал, Рос сия) мелко-средне зер нистого

гра ну лированного кварцита. Толщина образцов: 13 и

12 мм соответственно. Верхняя часть каждого рисун-

ка — исходная картина, нижняя — ретушированная

Fig. 4. Visualization of cryptic structure (frustumation) of

rock samples simple in mineralogical composition: a —

Ki bik-Kordonsky fine-medium-grained calcite-dolomite

marble (Bashkiria, Russia), b — Kyshtymsky (Ural, Russia)

fine-medium-grained granulated quartzite. Sample thick-

nesses: 13 and 12 mm, respectively. Upper part of each

figure shows the real picture and the low one — retouched


Рис. 5. Результаты иссле-

дования образцов кибик-

кор донского (Башкирия,

Россия) кальцит-доло ми то-

во го, каррарского (Тоскана,

Италия) кальцит-доломи то-

вого и светлинского (Урал,

Россия) доломитового мра-

моров (метод SANS — ма-

лоугловое рассеяние ней-

тронов)

Fig. 5. Comparative data on

the results of the SANS in-

ves tigation of Kibik-Kor don-

sky calcite-dolomite (Bashki-

ria, Russia), Carrara (Tosca-

na, Italy) calcite-dolomite

and Svet linsky (Ural, Russia)

dolomite marble samples


шение между усредненными размерами фрус-

тумов ("элементарных ячеек" горных пород) и

выполняющих их минеральных зерен (эле мен-

тарных компонентов) для большинства из ис-

следованных наиболее простых по минераль-

ному составу и генезису пород составляет

Кфруст = 100—150 ("иерархический шаг"). Мор-

фология фрустумов и способ вы пол нения ими

горнопородных тел, судя по ис следованным

об разцам, весьма прихотливая (рис. 6) и для

ее описания, возможно, придется применять

теорию фракталов (Mandelbrot [50], Шумков и

др. [42]) и высшую симмет рию — гомологию

(Михеев [20], Шафрановский [40]).

Нами показано, что наиболее благопри ят-

ными модельными горными породами для изу-

чения явления фрустумации будут такие су-

пер тонкозернистые их представители, как опо-

ки, мергели и опалы (включая благо род ные)

(М.Ю. Поваренных и др. [25, 26, 28, 29], Де-

нискина и др. [9], Кульчицкая и др. [19], Тиш-

кина [38], Sanders [43, 54] и другие [46]). С по-

мощью просвечивающей и сканирующей элек-

тронной микроскопии выяснено, что бла го-

родные опалы из осадочных и вулканогенных

пород сложены однородными по размеру час-

тицами кремнезема почти сферической фор-

мы диаметром 150—450 нм. Сферы эти по

внутреннему строению не однородны, а сло-

жены мелкими глобулами, т. е. являются вто-

ричными образованиями.

Укладка первичных глобул внутри вторич-

ных может быть как нерегулярной, хаотичной,

так и правильной, закономерной. Известно,

что "в осадочных бла го родных опалах пер вич-

ные глобулы имеют раз мер около 50 нм и ук-

ладываются внутри вто ричной сферы пра виль-

ными концен три ческими слоями (таких слоев

в сфере может на счи тываться до шести). В бла-

городных опалах из вулканических пород пер-

вичные глобулы име ют размеры около 10 нм и

расположены внутри вторичной сфе ры беспо-

рядочно" [9]. А уже эти вторичные сферо по-

добные частицы кремнезема слагают участки

(кластеры, фрус тумы) с однородным по объе-

му (моно дис персным) распределением их по

размеру. Свет дифрагирует в соответствии с

преобладающим размером вторичных сфер и

расстояниями между соседними интерстици-

ями на своеобразной ди фракционной решетке

(при ~ 400—550 нм — цвета в хо лодных тонах,

при ~ 555—770 нм — в теплых). Эти фрустумы,

Рис. 6. Фрустумы в гранит-пегматите, состоящие из

микроклина и дымчатого кварца (Корнинский гра-

нитный массив, Украина), визуализируемые при

обычном освещении. Длина образца — 7 см. Фото

В.В. Морошкина (ФГУП "ВИМС", Москва, Россия)

Fig. 6. Frustums in granite-pegmatite consisting of micro-

cline and smoky quartz (Korninsky granitic massif, Ukra-

ine) visible under common light. Length of the sample —

7 cm. Photo by V.V. Moroshkin (FSUE "VIMS", Moscow,

Russia)



однородно дифрагирующие свет и дающие,

таким образом, иризацию однородного цвета

(игру цвета — "play of colour"), могут варьиро-

вать в широких пределах как по своим разме-

рам (0,05—5,5 мм), так и по форме (от сферо-

подобной, "грануломорфной" до прихотливой

амебовидной и перистой, рис. 7). Соответст-

венно, будут назы ваться "структуры и тек сту-

ры" (pat terns) разных благородных опа лов: pin-

fire (мелкие разно цвет ные точечные цветовые

пятна, по размеру похожие на була вочные уко-

лы), harlequin (более крупные цве товые пятна,

как лоскутное одеяло), rolling flash (цветовые

сполохи, как бы пере каты ваю щиеся по телу

опала). Вариации размеров и форм фрустумов

зависят, возможно, от условий консервации и

"созревания" ге ля кремнезема (периоды без

сильных землетрясений и локальных перепа-

дов давления). Для искус ственных благо род-

ных опалов (при готов лен ных по технологии

"Накадзуми", Япо ния) размер фрустумов, ви-

зуа лизи ро ван ных с помощью длинноволново-

го (LWUV ) УФ- из лу чения, варьировал в плане

от 0,3 до 1,3 мм, а их форма была прихотливой

в плане и столбчатой в поперечном сечении

(рис. 8, 9).

Отмечено, что наложенные процессы (аль-

битизация и окварцевание в гранитах, а также

развитие рудной минерализации — колумбит-

танталита, пирохлора и торита — в щелочном

граните Зашихинского месторождения) насле-

дуют границы фрустумов в качестве ослаб лен-

ных зон в них и в какой-то степени подчерки-

вают их своим преимущественным распро-

странением, в отличие от распространения

цир кона. Это свидетельствует о синхронном с

фрустумацией в гранитах образовании цирко-

на и более позднем и, возможно, постмагма-

тическом и автометасоматическом — тантало-

ниобатов и торита (рис. 10).

Эти закономерности фрустумационного стро-

ения горных пород и руд могут быть ис поль-

зованы после их соответствующего предвари-

тельного исследования как при прогнозе дро-

бимости, так и для возможного крупнокус-

кового обогащения (табл. 2) и изменения схем

технологического передела руд из этих место-

рождений (М.Ю. Поваренных [23, 25, 26];

М.Ю. Поваренных, Рассулов, Иньков, Ко ва-

ленко, Вересов [30]; М.Ю. Поваренных, Мат-

виенко, Рассулов [29]).

В рамках вещественно-структурного подхо-

да для горнопородного уровня организации

ве щества (УОВ), где исходным элементом (ком-

понентом) — объектом предыдущего, мине-

рального, УОВ служит минерал, а видом — па-

рагенезис минералов (закономерный агрегат —

"горнопородный индивид", по А.И. Белоусову [1]),

или первичный кусок — фрустум (по М.Ю. По-

варенных [23—26]), возникает настоятельная

необходимость употребить помимо структур-

ной характеристики еще и текстурную, вне за-

висимости от того, имеем ли мы дело с моно-

или полиминеральной горной породой (Геоло-

гический словарь, 1973 [6], Ша хов [41]). Тогда

текстура будет опи сываться на языке тополо-

гии парагенезисов минераль ных зерен — фрус-

тумов (их формы, размеров, связности, эле-

мен тов высшей симметрии — гомологии за-

полняемого пространства) (Жабин, Юшкин

[14] и др.; М.Ю. По ва ренных, Жабин [26]).

В этой связи получает новое подтверждение

известное ранее положение о большей мо-

бильности структурных рисунков агрегатов и

значительно большей инертности (консерва-

тивности при метаморфизме) текстур и их

Таблица 2. Гранулометрический фракционный состав руд Зашихинского редкометалльно-гранитового и Большетагнинского редкометалльно-карбонатитового месторождений и преобладающий размер фрустумов в нихTable 2. Granulometric fraction analysis of the ores with the most abundant frustum dimension in it of the Zashikhinskoye rare-metal granitic and Bol`shetagninsky rare-metal carbonatitic deposits

Граниты Зашихинского месторождения

(после дробления в щековой дробилке до 10 см, средний размер фрустумов 45—75 мм)

Класс, мм 100 + 75 75 + 50 50 + 30 30 + 20 20 Сумма

Выход, % 0 59,9 29,8 7,0 6.3 100

Кальцитовые карбонатиты Большетагнинского месторождения

(после дробления в щековой дробилке до 50 мм, преобладающий размер фрустумов 25—45 мм)

Класс, мм +50 50 + 25 25 Сумма

Выход, % 8,01 61,02 30,97 100


Рис. 8. Фрустумация в образце искусственного благо-

родного опала ИБО-Я-1/13: a1 — иризация (игра цве-

та) при естественном освещении; a2 — ретуши ро-

ванные границы разных фрустумов в УФ-излучении

(белые контуры); b — фрустумы, выявленные в опа-

лах при УФ-излучении. Длина кабошонов — 3 мм.

Форма фрустумов прихотливая в плане, их размер в

плане — от 0,3 до 1,3 мм, форма в разрезе столбчатая.

Фото В.В. Морошкина (ФГУП "ВИМС", Москва,

Россия). Oтличающиеся друг от друга спектры УФ-

лю ми несценции темно-фиолетового (Dark Frus tum) и

свет ло-голубого (Light Frustum) фрустумов

Fig. 8. Frustumation in the sample of synthetic precious

opal ИБО-Я-1/13: a1 — irisation (play of colors) under

common light; a2 — retouched bounda ries of different

frus tums in UV-irradiation (white con tours); b — frustums

revealed in opals in UV-irra diation. Cabochon lengths —

3 mm. Frustum form is capricious in plane, their di men-

sions in plane vary from 0.3 to 1.3 mm, and their form in

cross-section is columnar. Photo by V.V. Moroshkin (FSUE

"VIMS", Moscow, Russia). Spectra of UV-lumi nes cence

of dark violet (Dark Frustum) and bright blue (Light Frus-

tum) differ significantly


Рис. 7. Игра цвета (иризация) — естественная визуа-

лизация фрустумационного внутреннего строения

благородного опала из месторождения Кубер-Педи,

штат Южная Австралия. Размер фрустумов варьирует-

ся от 0,4 до 4,5 мм в диаметре. Длина необрабо танного

образца (a) — 2,3—2,9 см и кабошона (b) — 1,5 см;

c — две генерации опала (ранняя — обык но венный,

серовато-голубого цвета и поздняя — бла го родный, с

иризацией в го лубовато-синей гамме). Фрагмент опа-

лизированной раковины двустворчатого моллюска,

длина — 2,4 см. Сбор одного из авторов (МЮП).

Фото А.А. Евсеева (Минералогический музей им.

А.Е. Ферсмана РАН); d — нижняя граница I порядка

прожилка благородного опала в обыкно венном опале

(рис. 7, c) (ретуширована белым пунктиром). Раст-

ровый электронный микроскоп LEO SUPRA 50VP в

режиме низкого вакуума (40 Па азота) во вторичных

электронах при ускоряющем напряжении 20 кВ. По-

верхность образца протравлена в 15%-м растворе HF

в течение 60 с. Фото А.В. Кнотько (химический фа-

культет МГУ)

Fig. 7. Play of colours (irisation) — natural visuali za tion of

the frustumational inner fabric of precious opal (Coober

Pedy deposit, state South Australia). Frustum dimensions —

0.4—4.5 mm. Unprocessed sample (a) — 2.3—2.9 cm;

length of cabochon (b) — 1.5 cm; с — two generations of

opal (common gray ish-blue colored — earlier and precious

with iri sation in blue-green tone — later). Fragment of

completely opalized shell. Length — 2.4 cm. Gathered by

one of the authors (MYP). Photo by A.A. Evseyev (Fer s-

man Mine ra logical Museum RAS); d — lower I-st rank

boundary of the precious opal veinlet within the com mon

opal (see Fig. 7, с), retouched with white dotted line.

Scanning electron microscope LEO SUPRA 50VP in low

(40 Pa of nitrogen) vacuum, secondary electrons, acce le-

rating ten sion 20 kV. Sample etched with HF (15 % so-

lution) during 1 min. Photo by A.V. Knot`ko (Chemical

fa culty, Moscow State Univer sity)



сос тавляющих еди ниц парагенезисов минера-

лов (фрустумов).

Объяснение описанного явления возможно,

по нашему мнению, лишь при использовании

синергетического подхода в науке о гор ных по-

родах и представлении их как резуль тата воз-

никновения фрустумов (первич ных ан сам б лей,

парагенезисов минеральных зерен) и их коо-

перативного поведения, в отличие от пред-

ставления о горной породе как о простом на-

боре минеральных зерен. Рассмотрение фрус-

тумации горных пород как их синерге тического

свойства, по сути, может способствовать вклю-

чению теории Д.С. Кор жинского в более об-

щую теорию диссипатив ных структур И.Р. При-

гожина [51] и теорию Ф.Л. Рамсея [48].

Фрустумация, возможно, — это макроско-

пическая визуализация так называемого ло каль-

но-мозаичного равновесия в заведомо не рав-

новесных горных породах. Она дает представ-

ление не только о нижнем размерном пределе

этих отдельных элементов "мозаики", но и о

форме и характере границ этих сво е образных

горнопородных фаз. Аналогом (из неравновес-

ной термодинамики) первично возникших ан-

самблей минеральных зерен, т. е. фрустумов, в

горных породах служат ячейки (вихри) Бенара

с их когерентным скорре ли рованным поведе-

нием миллионов молекул жид кости, охва ты ва-

ющим макроскопические расстояния и объем

в несколько сантиметров, с чувствительнос-

тью к пространственным гра ничным условиям.

Авторы выражают свою глубокую признатель-

ность за помощь в инструментальном изучении осо-

бенностей минерального вещества образцов горных

пород О.Г. Пилояну (ИГЕМ РАН), А.Г. Вересову и

Рис. 9. Отличие в 3D расположении и размере моно дисперсных сла бо грануломорфных вторич ных глобул крем-

незема по разные стороны от границы II порядка (между фрустумами, иризирующими синим и зеленым цве-

том) — "гексагональная" упаковка (а не "квадратная") и их размер (242 против 230 нм): а — расстояние между

соседними интерстициями (221 нм) соответствует в оптическом диапазоне синему цвету (λ = 440—485 нм); b —

расстояние между соседними интерстициями (примерно 248 нм) соответствует зеленому цвету (λ = 495—565 нм).

Образец искусственного благородного опала ИБО-Я-1/13. Растровый электронный микроскоп LEO SUPRA 50VP,

режим низкого вакуума (40 Па азота), вторичные элек троны, ускоряющее напряжение 20 кВ. Поверхность об-

разца протравлена (15 %-й раствор HF в течение 60 с). Фото А.В. Кнотько (химический факультет МГУ)

Fig. 9. Difference in 3D arrangement and dimensions of monodisperse slightly granulomorphic secondary silica globules

from different sides in relation to the II-nd rank boundary (between the frustums with irisation in blue and green color

tone): "hexagonal" arrangement (and not "square") and their dimension (242 nm against 230 nm): а — distance between

the voids (221 nm) corresponds in the optical range to the blue color (λ = 440—485 nm); b — distance between the voids

(248 nm) corresponds in the optical range to the green color (λ = 495—565 nm). A sample of synthetic precious opal

ИБО-Я-1/13. Scanning electron microscope LEO SUPRA 50VP in low (40 Pa of nitrogen) vacuum, secondary electrons,

accelerating tension 20 kV. Sample etched with HF (15 % solution) during 1 min. Photo by A.V. Knot`ko (Chemical

faculty, Moscow State University)

Рис. 10. Равномерное распределение циркона (яркие

светлые мелкие точки) и резко неравномерное — тан-

тало-ниобатов и торита в образце щелочного гранита

Зашихинского Ta-Nb месторождения. Фото М.Ю. По-

варенных в жестком ультрафиолетовом излучении

Fig. 10. Uniform distribution of zircon (bright light fine

dots) and sharply uneven distribution of tantalo-niobates

and thorite in the sample of alkaline granite of the Zashi-

khinskoye Ta-Nb deposit. Photo made under SWUV-

irradiation by M.Yu. Povarennykh



А.В. Кнотько (химфак МГУ им. М.В. Ломоносова),

С.А. Коваленко и В.Н. Инь кову (МГГУ), А.Н. Ни ки-

тину и А.И. Куклину (ОИЯИ, Дубна) и доброжела-

тельное обсуждение — академикам РАН Н.П. Юш-

кину (ИГ НЦ Коми НЦ УрО РАН), В.А. Ярмолюку

(ИГЕМ РАН) и Д.В. Рундквисту (ГГМ им. В.И. Вер-

над ского РАН), профессорам А.Г. Жабину и С.М. Бес-

кину (ИМГРЭ), А.Ф. Белоусову (Новосибирск),

Н.З. Ев зиковой (Санкт-Петербург), И.Ф. Зубкову

(РУДН), В.Н. Ларину (ГИН РАН), В.И. Старостину

и А.А. Бурмистрову (геологический факультет МГУ),

В.А. Дрицу (ГИН РАН), Р.В. Галиулину (ИКАН

РАН), В.М. Крочуку и В.В. Индутному (Киев, Ук-

раина), А.Т. Айруни (ИПКОН РАН), И.А. Зотову,

В.Л. Русинову и Н.Д. Са мо тоину (ИГЕМ РАН),

В.В. Морошкину (ВИМС), Ю.А. Урманцеву (БИН

РАН), Станиславу Еленю (Словацкий го су дар ст-

венный университет).

Рекомендація рецензента. Стаття підсумовує

результати дослідження різних авторів і влас-

них досліджень, які стосуються періодичної

будови порід на рівні розмірності, більшої ніж

нанометр. Іншими словами, мова йде про сту-

пінь прихованої впорядкованості текстури по-

рід, яка, на мою думку, є функцією умов утво-

рення (перетворення), але, на жаль, у статті не

висвітлена. На загал стаття цікава, в певній

частині оригінальна, однак через переванта-

ження термінами сприймається важко і неод-

нозначно. Тому рекомендую опублікувати її у

розділі "Дискусії".


1. Белоусов А.Ф. К общей концепции горной по ро ды.—

Новосибирск : ИГГ СО АН СССР, 1987. — 52 с.

2. Бескин С.М., Ларин В.Н., Марин Ю.Б. Редко ме талль-

ные гранитовые формации. — Л. : Недра, 1979. — 280 с.

3. Бродская Р.Л. Онтогенический анализ магматичес-

ких горных пород // Минерал. журн. — 1989. — 11,

№ 5. — С. 3—10.

4. Бродская Р.Л., Виноградов Е.А., Голованов В.И. и др.

Обнаружение пространственной периодичности в

структуре горных пород методами дифракции и ра-

диовидения / АН СССР. Ин-т общей физики. —

Препр. 19. — М., 1991. — 7 с.

5. Васильев В.И., Драгунов В.И., Рундквист Д.В. "Пара-

генезис минералов" и "формация" в ряду образова-

ний различных уровней организации // Зап.

ВМО. — 1972. — Ч. СI, вып. 3. — C. 281—289.

6. Геологический словарь : В 2 т. — М. : Недра, 1973.

7. Делицин И.С. Структурообразование кварцевых по-

род. — М. : Наука, 1985. — 191 с.

8. Делицин И.С. Элементарная ячейка горных пород и

механизм их самоорганизации // Идея развития в

геологии: Вещественный и структурный аспек ты. —

Новосибирск, 1990. — С. 273—280.

9. Денискина Н.Д., Калинин Д.В., Казанцева Л.К. Бла-

городные опалы (природные и синтетические). —

Новосибирск : Наука, 1987. — 173 с.

10. Драгунов В.И. Онтологические аспекты геологии //

Проблемы развития советской геологии. — Л.,

1971. — С. 48—69. — (Тр. ВСЕГЕИ. Нов. серия ;

Т. 177).

11. Евзикова Н.З. Общие принципы структурной орга-

низации геологических тел // Тр. Конгр. 98 "Фун-

даментальные проблемы естествознания". Т. II. —

СПб., 2000. — С. 24—38.

12. Жабин А.Г. Синнезис и дифференциация течения

в магматических расплавах // Зап. ВМО. —

1971. — Ч. 100, № 5. — С. 578—589.

13. Жабин А.Г. Диагностика синхронности продуктов

минералообразования // Минерал. журн. — 1979. —

1, № 1. — С. 42—56.

14. Жабин А.Г., Юшкин Н.П. Синтез и квантование

пространства — времени в процессах природного

минералообразования // Докл. АН. — 1991. — 318,

№ 1. — С. 164—168.

15. Индутный В.В. Существуют ли минеральные ин-

ди виды произвольных геометрических очерта-

ний? // Минерал. журн. — 1991. — 13, № 2. —

С. 24—28.

16. Индутный В.В., Кулик Д.А. Пространственное стро-

ение минеральных фаз в горных породах // Докл.

АН УССР. — 1982. — Вып. 10. — С. 10—13.

17. Коржинский Д.С. О равновесии при процессах ми-

нералообразования // Изв. АН СССР. Сер. геол. —

1965. — № 2. — С. 128—131.

18. Куклин А.И., Исламов А.Х., Ковалев Ю.С. и др. Оп-

тимизация двухдетекторной системы малоугло-

вого нейтронного спектрометра ЮМО для иссле-

дования нанообъектов // Поверхность. — 2006. —

№ 6. — С. 74—83.

19. Кульчицкая А.А., Возняк Д.К., Калиниченко А.М.,

Пав лишин В.И. О природе воды в опале // Мине-

рал. журн. — 1995. — 17, № 1. — С. 56—70.

20. Михеев В.И. Гомология кристаллов. — М. : Гостоп-

техиздат, 1961. — 208 с.

21. Никитин А.Н. Образование пьезоэлектрических

тек стур в кварцсодержащих горных породах //

Физика Земли. — 1996. — № 10. — С. 15—21.

22. Поваренных М.Ю. О пространственной регуляр-

ности ("элементарной ячейке") горных пород //

Биохимические карбонаты антропогенных озер и

источников. — Пермь, 1989. — С. 138—151.

23. Поваренных М.Ю. О фрустумации (свойстве пер-

вичной кусковатости, фрагментации) горных по-

род и ее влиянии на их дробимость и возможность

крупнокускового обогащения // Тр. Годич. собр.

Рос. Минерал. об-ва. — СПб., 2006. — С. 168—176.

24. Поваренных М.Ю. Об установлении нового свой-

ства горных пород — скрытой текстуры // Докл.

АН. — 2008. — 419, № 2. — С. 233—236.

25. Поваренных М.Ю., Бескин С.М. Применение совре-

менных технических и аналитических средств

выявления первичной кусковатости (фрустумации

или образования "элементарной ячейки") горных

пород // Тр. I Всерос. сем. по технологической

минералогии. — Петрозаводск, 2006. — С. 138—145.



26. Поваренных М.Ю., Жабин А.Г. Фрустумация (пер-

вичная кусковатость) горных пород как прояв-

ление квантования–зернистости горнопородного

уров ня проствремени // Урал. геол. журн. —

2007. — № 5 (59). — С. 51—60.

27. Поваренных М.Ю., Куликова И.М., Дякин В.И., По-

гибельный А.А. О составе, физических свойствах,

особенностях распределения и взаимоотношениях

танталит-колумбита и вольфрамита в разных фа-

циях массива редкометалльных гранитов // Докл.

АН СССР. — 1990. — 314, № 2. — С. 463—467.

28. Поваренных М.Ю., Матвиенко Е.Н., Кнотько А.В.

О фрустумационном (кусковатом) внутреннем стро -

ении благородного и обыкновенного опала как

супертонкозернистых горных пород (месторожде-

ние благородного опала Кубер-Педи, штат Южная

Австралия) // Материалы 14-й Междунар. конф.

"Физико-химические и петрофизические ис сле-

до ва ния в науках о Земле" (7—10 окт. 2013 г.). —

Москва-Ярославль, 2013. — С. 218—221.

29. Поваренных М.Ю., Матвиенко Е.Н., Рассулов В.А.

О фрустумации наиболее простых по минерально-

му составу и генезису горных пород на примере

благородных опалов // Материалы минерал. сем. с

междунар. участием "Современные проблемы тео-

ретической, экспериментальной и прикладной

ми нералогии" (Юшкинские чтения-2013) (ИГ Ко-

ми НЦ УрО РАН, Сыктывкар, Россия, 19—22 мая

2013). — Сыктывкар : Геопринт, 2013. — С. 363—

366.

30. Поваренных М.Ю., Рассулов В.А., Иньков В.Н. и др.

Выявление первичной кусковатости (фрустумации)

горных пород с помощью лазерной ультразвуко-

вой эхоскопии, фотолюминесценции и ряда дру-

гих методов изучения вещества // Горн. ин форм.-

аналит. бюл. — 2008. — № 6. — С. 223—232.

31. Поваренных М.Ю., Финкельштейн М.Я. Сравнение

пород по данным минералогического анализа об-

разцов керна и штуфов Этыкинского гранитного

массива // Автоматизированные системы в геоло-

гии. Вып. № 1 (67). — М. : ВИЭМС, 1988. —

С. 36—46.

32. Принципы расчленения и картирования грани то-

идных интрузий и выделения петролого-метал ло-

генических вариантов гранитоидных серий / Ред.

Ю.Б. Марин. — СПб. : Изд-во ВСЕГЕИ, 2007. — 80 с.

33. Садовский М.А. Естественная кусковатость горной

породы // Докл. АН СССР. — 1979. — 247,

вып. 4. — С. 829—831.

34. Садовский М.А. О распределении размеров твер дых

отдельностей // Там же. — 1983. — 269, № 1. —

С. 69—72.

35. Садовский М.А. Геофизика и физика взрыва : Избр.

тр. — М. : Наука, 1999. — 349.с.

36. Садовский М.А., Болховитинов Л.Г., Писаренко В.Ф.

О свойствах дискретности горных пород // АН СССР.

ИФЗ. — Препр. — 1981. — Вып. 1. — С. 15—28.

37. Суставов О.А. Структуры кристаллизации кварца в

жильных полостях // Тр. Урал. минерал. шк. —

Екатеринбург : Изд-во УГГУ, 2005. — 93 с.

38. Тишкина В.Б. Генезис благородного опала в вулка-

нитах северянской свиты (Приморский край) : Ав-

тореф. дис. … канд. геол.-минерал. наук. — Влади-

восток, 2006. — 27 с.

39. Черепецкая Е.Б., Шкуратник В.Л. Методика оцен-

ки структуры и свойств горных пород на образцах

методом лазерной ультразвуковой спектроскопии:

Отдельные статьи Горного информационно-ана-

ли тического бюллетеня. (2004. — № 11). — М. :

Изд-во Моск. гос. горн. ун-та, 2005. — 24 с.

40. Шафрановский И.И. Симметрия в природе. — Л. :

Недра, 1985. — 168 с.

41. Шахов Ф.И. Текстуры руд. — М. : Изд-во АН СССР,

1961. — 180 с.

42. Шумков С.И., Бунин И.Ж., Терехова С.Е. и др. Фрак-

тальная природа процесса дезинтеграции частиц

угля при взаимодействии с метаногенной ассоци-

ацией микроорганизмов // Докл. АН России. —

1998. — 360, № 5. — С. 652—654.

43. Darragh P.J., Gaskin A.J., Terrell B.C., Sanders J.V.

Origin of precious opals // Nature. — 1966. —

No 209. — P. 13—16.

44. Drits V.A., McCarty D.K., Sakharov B., Milliken K.L.

New Insight into Srtuctural and Compositional Va-

riability in Some Ancient Excess-Ca Dolomite // Can.

Miner. — 2005. — P. 1255—1290.

45. Ebeling W., Engel A., Feistel R. Physik der Evolution-

sprozesse. — Berlin : Akad.-Verlag, 1990.

46. Eyles W.C. The book of opals. — 7th ed. — Tokyo,

1976. — 225 p.

47. Gotze J., Plotze D., Fuchs H., Habermann D. Defect

structure and luminescence behaviour of agate — re-

sults of electron paramagnetic resonance (EPR) and

cathodoluminescence (CL) studies // Miner. Mag. —

1999. — 63. — P. 149—163.

48. Graham R.L., Rothschild B.L., Spenser J.H. Ramsey

Theory / 2nd ed. Second. — London : John Willey &

Sons, 1990. — 420 p.

49. Karpov E., Ordonez G., Petrosky T., Prigogine I. Mic ro-

scopic Entropy and Nonlocality. Proc. Workshop on

Quantum Physics and Communication. — Dubna,

2002. — P. 31—45 (Russia).

50. Mandelbrot B.B. The fractal geometry of Nature. —

San-Francisco : Freeman, 1982. — 461 p.

51. Nicolis G., Prigogine I. Self-Organization in Non-

Equilib rium Systems: From Dissipative Structures to

Order Through Fluctuations. — NY : J. Willey & Sons,

1977. — 345 p.

52. Povarennykh M.Yu., Rassulov V.S., Lobzova R.V. Frus-

tumation (Fragmentation, Lumpiness, "Rock Unit Cells"

Formation) — the First Discovery of the Rock Uni-

versal Property // Proc. XI Int. Congr. Mathematic.

Geology (Liege, Belgium, Sept. 38, 2006). — CD-

ROM D/2006/0480/31.

53. Ray P. Opalisation of the Great Artesian Basin (central

Australia): an Australian story with a Martian twist //

Austral. J. Earth Sci. : Int. Geosci. J. Geol. Soc. Aus-

tral. — 2013. — 60, Is. 3. — P. 291 — 314.

54. Sanders J.V. Colour of Precious Opal // Nature. —

1964. — Nо 204. — P. 1151—1153.

55. Segnit E.R., Anderson C.A., Jones J.B. A scanning mic-

roscope study of the morphology of opal // Search. —

1970. — 1, Nо 1. — P. 349—351.




REFERENCES

1. Belousov, A.F. (1979), IGG SO AN SSSR, Novosibirsk,

1987, 52 p.

2. Beskin, S.M., Larin, V.N. and Marin, Ju.B. (1979),

Nedra, Leningrad, 280 p.

3. Brodskaja, R.L. (1989), Mineralogicheskij zhurnal (Uk-

raine), Vol. 11 No 5, Kiev, pp. 3-10.

4. Brodskaja, R.L., Vinogradov, E.A., Golovanov, V.I., Iri-

sova, N.A. and Cherepanov, V.A., (1991), Preprint 19,

In-t Obshhej fiziki AN SSSR, Moskow, 7 p.

5. Vasil'ev, V.I., Dragunov, V.I. and Rundkvist, D.V. (1972),

Zap. VMO, Chast' SI Vyp. 3, Moskow, pp. 281-289.

6. Geologicheskij slovar' (1973), Vol. 2, Nedra, Moskow.

7. Delicin, I.S. (1985), Nauka, Moskow, 191 p.

8. Delicin, I.S. (1990), Ideja razvitija v geologii, Vesh hes-

tvennyj i strukturnyj aspekty, Novosibirsk, pp. 273-280.

9. Deniskina, N.D., Kalinin, D.V. and Kazanceva, L.K.

(1987), Nauka, Novosibirsk, 173 p.

10. Dragunov, V.I. (1971), Problemy razvitija sovetskoj

geo logii, Tr. VSEGEI, Nov. serija, Vol. 177, Leningrad,

pp. 48-69.

11. Evzikova, N.Z. (2000), Trudy Kongr. 98 "Funda men-

tal'nye problemy estestvoznanija", Vol. II, S.Peterburg,

pp. 24-38.

12. Zhabin, A.G. (1971), Zap. VMO, Ch. 100 No 5,

Moskow, pp. 578-589.

13. Zhabin, A.G. (1979), Mineralogicheskij zhurnal (Uk-


14. Zhabin, A.G. and Jushkin, N.P. (1991), DAN, Vol. 318

No 1, Moskow, pp. 164-168.

15. Indutnyj, V.V. (1991), Mineralogicheskij zhurnal (Uk-


16. Indutnyj, V.V. and Kulik, D.A. (1982), Doklady AN

USSR, Vyp. 10, Kiev, pp. 10-13.

17. Korzhinskij, D.S. (1965), Izv. AN SSSR, Ser. Geol., No

2, Moskow, pp. 128-131.

18. Kuklin, A.I., Islamov, A.N., Kovalev, Ju.S., Utrobin, P.K.

and Gordelij, V.I. (2006), Poverhnost ', No 6, pp. 74-

83.

19. Kul'chickaja, A.A., Voznjak, D.K., Kalinichenko, A.M.

and Pavlishin, V.I. (1995), Mineralogicheskij zhurnal

(Uk raine), Vol. 17 No 1, Kiev, pp. 56-70.

20. Miheev, V.I. (1961), Gostoptehizdat, Moskow, 208 p.

21. Nikitin, A.N. (1996), Fizika Zemli, No 10, pp. 15-21.

22. Povarennyh, M.Ju. (1989), Biohimich. karbonaty an-

tro pogenovyh ozer i istochnikov, Perm', pp. 138-151.

23. Povarennyh, M.Ju. (2006), Trudy Godichnogo sobr.

Rossijskogo Mineralogicheskogo obshhestva, S.Peter-

burg, pp. 168-176.

24. Povarennyh, M.Ju. (2008), Doklady AN, Vol. 419 No 2,

Moskow, pp. 233-236.

25. Povarennyh, M.Ju. and Beskin, S.M. (2006), Trudy I

Vserossijskogo seminara po tehnologicheskoj minera-

logii, Petrozavodsk, pp. 138-145.

26. Povarennyh, M.Ju. and Zhabin, A.G. (2007), Ural'skij

geologicheskij zhurnal, No 5 (59), pp. 51-60.

27. Povarennyh, M.Ju., Kulikova, I.M., Djakin, V.I. and

Pogibel'nyj, A.A. (1990), Doklady AN SSSR, Vol. 314

No 2, pp. 463-467.

28. Povarennyh, M.Ju., Matvienko, E.N. and Knot'ko, A.V.

(2013), Materialy 14-oj Mezhd. konf. "Fiziko-himich.

i petrofizicheskie issledovanija v naukah o Zemle", Oc-

tober 7-10, Moskva-Jaroslavl', pp. 218-221.

29. Povarennyh, M.Ju., Matvienko, E.N. and Rassulov, V.A.

(2013), Materialy Mezhd. miner. konf. "Jushkinskie

chtenija", Мaj 19-22, 2013, Syktyvkar, pp. 363-369.

30. Povarennyh, M.Ju., Rassulov, V.A., In'kov, V.N., Kova-

lenko, S.A. and Veresov, A.G. (2008), Gornyj informac.-

analiticheskij bjulleten', No 6, pp. 223-232.

31. Povarennyh, M.Ju. and Finkel'shtejn, M.Ja. (1988),

Avtomatizirovannye sistemy v geologii, No 1 (67),

VIJeMS, Moskow, pp. 36-46.

32. (2007) Principy raschlenenija i kartirovanija granito-

idnyh intruzij i vydelenija petrologo-metallogenicheskih

variantov granitoidnyh serij, Marin, Ju.B. (Red.), Izd-

vo VSEGEI, S. Peterburg, 80 p.

33. Sadovskij, M.A. (1979), Doklady AN SSSR, Vol. 247,

No. 4, Moskow, pp. 829-831.

34. Sadovskij, M.A. (1983), Doklady AN SSSR, Vol. 269

No 1, Moskow, pp. 69-72.

35. Sadovskij, M.A. (1999), Izbr. Trudy, Nauka, Moskow,

349 p.

36. Sadovskij, M.A., Bolhovitinov, L.G. and Pisarenko, V.F.

(1981), Preprint IFZ AN SSSR, Vyp. 1, pp. 15-28.

37. Sustavov, O.A. (2005), Trudy Ural'skoj mineralo gi-

cheskoj shkoly, Izd-vo UGGU, Ekaterinburg, 93 p.

38. Tishkina, V.B. (2006), Avtoreferat dissertacii na soiska-

nie kand. geol.-min. nauk, Vladivostok, 27 p.

39. Cherepeckaja, E.B. and Shkuratnik, V.L. (2004), Me-

todika ocenki struktury i svojstv gornyh porod na ob-

razcah metodom lazernoj ul'trazvukovoj spektroskopii,

Otdel'nye stat'i Gornogo informacionno-analitiches-

kogo bjulletenja, No 11, Izd-vo Mosk. gornogo un-ta,

Moskow, 24 p.

40. Shafranovskij, I.I. (1985), Nedra, Leningrad, 168 p.

41. Shahov, F.I. (1961), Izd-vo AN SSSR, Moskow, 180 p.

42. Shumkov, S.I., Bunin, I.Zh., Terehova, S.E., Zverev, I.V.

and Dolgova, M.O. (1998), Doklady AN Rossii, Vol. 360

No 5, Moskow, pp. 652-654.

43. Darragh, P.J., Gaskin, A.J., Terrell, B.C. and San-

ders, J.V. (1966), Nature, No 209, pp. 13-16.

44. Drits, V.A., McCarty, D.K., Sakharov, B. and Milli-

ken, K.L. (2005), Canadian Mineralogist, pp. 1255-1290.

45. Ebeling, W., Engel, A. and Feistel, R. (1990), Akade-

mie Verlag, Berlin.

46. Eyles, W.C. (1976), Tokyo, 225 p.

47. Gotze, J., Plotze, D., Fuchs, H. and Habermann, D.

(1999), Miner. Mag., Vol. 63, pp. 149-163.

48. Graham, R.L., Rothschild, B.L. and Spenser, J.H.

(1990), John Willey & Sons, London, 420 p.

49. Karpov, E., Ordonez, G., Petrosky, T. and Prigogine, I.

(2002), Microscopic Entropy and Nonlocality, Proc.,

Workshop on Quantum Physics and Communication,

Dubna, Russia, pp. 31-45.

50. Mandelbrot, V.V. (1982), Freeman, San-Francisco, 461 p.

51. Nicolis, G. and Prigogine, I. (1977), J. Willey & Sons,

NY, 345 p.

52. Povarennykh, M.Yu., Rassulov, V.S. and Lobzova, R.V.

(2006), Frustumation (Fragmentation, Lumpiness,

"Rock Unit Cells" Formation) - the First Discovery of

the Rock Universal Property", Proc. XI Intern. Con-

gress Mathematic. Geology Proc. XI Int. Congress


Б.Г. ШАБАЛІН, Ю.О. ТІТОВМ.Ю. ПОВАРЕННЫХ, Е.Н. МАТВИЕНКО, В.А. РАССУЛОВ

Ключові слова: елементарний осередок гірських порід,

фрустум, шматок, агрегат мінеральних зерен, УФ-лю-

мінесценція, лазерно-ультразвукова спектроскопія, ме-

тод малокутового розсіяння нейтронів, сканувальна

електронна мікроскопія.

M.Yu. Povarennykh 1,

E.N. Matvienko 2, V.A.Rassulov 3

1 S.I. Vavilov Institute for the History of Science

and Technology of the Russian Academy of Sciences

30а, build. В, Оbruchev St., 117861, Moscow, Russia

E-mail: [email protected] Fersman Mineralogical Museum

of the Russian Academy of Sciences 18, build. 2,

Leninskiy Pr., 117071, Moscow, Russia

E-mail: [email protected] Federal State Unitary Enterprise "N.M. Fedorovsky

All-Russian Scientific-Research

Institute of Mineral Resources"

31, Staromonetnyi Lane, 119017, Moscow, Russia


ON THE CRYPTIC STRUCTURE

(FRUSTUMATION) OF ROCKS SIMPLEST

IN MINERAL COMPOSITION AND ORIGIN

It was shown that the primary element of the object-sys-

tem: "rock as essentially natural mineral paragenesis" one

should consider not only a mineral grain (even for the mo-

nomineral rock!) but some primary mineral grains aggre-

gate or their ensemble in the synergetic and Mikhail Sa-

dovsky`s with Dmitry Rundqvist sense. It was predicted

that such phenomenon should be revealed with the help of

various spectroscopic methods of rocks treating (M.Yu. Po-

varennykh, 1988). The natural phenomenon discussed

(cryptic structure or primary lumpiness) was named "frus-

tumation" from the frustum — lump, in Latin. In several

rock samples especially chosen the simplest in genesis and

mineral composition frustums were discovered and revealed

with the help of UV-irradiation and laser-ultrasonic echo-

spectroscopy. In order to reveal the petrophysical essence

of the rock frustumation (cryptic structure or primary lum-

piness), a complex of different scale investigations (from

nano- to decimeter levels) of rocks with simplest mineral

composition was conducted with the help of traditional

mineralogical-petrographical methods (optical microscopy,

XRD-analyses) as well as rock thermal resistance deter-

mination method, laser-ultrasonic spectroscopy, small-an-

gle neutron scattering (SANS), scanning electron micro-

scopy and UV-luminescence. Features of this firstly dis-

covered macroscopic stereological rock phenomenon and

its possible implications to rock crushing and ore dressing

are discussed.

Keywords: primary element of the object-system: "rock as

essen tially natural mineral paragenesis", frustum, lump,

ag gre gate of mineral grains, UV-luminescence, laser-ul-

trasonic echo-spectroscopy, small-angle neutron scattering,

scanning electron microscopy.

Mathematic, Geology, Liege, Belgium, September 3-

8, 2006, CD-ROM D/2006/0480/31.

53. Ray, P. (2013), Australian Journal of Earth Science, an

International Geoscience Journal of the Geological Socie-

ty of Australia, Vol. 60 Is. 3, pp. 291-314.

54. Sanders, J.V. (1964), Nature, No 204, pp. 1151-1153.

55. Segnit, E.R., Anderson, C.A. and Jones, J.B. (1970),

Search, Vol. 1 No 1, pp. 349-351.

Received 23.10.2013

М.Ю. Поваренних 1, О.М. Матвієнко 2, В.А. Рассулов 3

1 Федеральна державна бюджетна установа науки

"Інститут історії природознавства і техніки

ім. С.І. Вавілова РАН"

117861, м. Москва, Росія, вул. Обручева, 30а, корп. В

E-mail: [email protected] Мінералогічний музей ім. О.Є. Ферсмана РАН

117071, м. Москва, Росія, Ленінський пр., 18, корп. 2

E-mail: [email protected] Федеральне державне унітарне підприємство

"Всеросійський науково-дослідний інститут

мінеральної сировини ім. М.М. Федоровського"

119017, м. Москва, Росія, Старомонетний пров., 31


ПРО ПРИХОВАНУ ТЕКСТУРУ (ФРУСТУМАЦІЮ)

ПРОСТИХ ЗА МІНЕРАЛЬНИМ СКЛАДОМ

ГІРСЬКИХ ПОРІД

Розвиток ідей В.І. Драгунова в синергетичному зна-

ченні, академіка Д.В. Рундквіста про елементарні осе-

редки гірських порід і академіка М.О. Садовського про

дискретність геофізичного середовища ("природну кус-

куватість") призвів до встановлення нового макроско-

пічного гірничопородного явища — первинної куску-

ватості або фрустумації (лат. "фрустум" — шматок)

спочатку для простих за мінеральним складом і гене-

зисом, а потім і для полімінеральних і складних за ге-

незисом гірських порід. Передумови цього є в роботах

С.М. Бескіна, А.Г. Жабіна, І.С. Деліцина, А.М. Ні кі -

тіна, О.А. Суставова, Н.З. Евзікової, В.В. Індутного,

М.Ю. Поваренних, а ще раніше у статті Д.С. Кор жин-

ського про локальну ("мозаїчну") рівновагу в нерівно-

важних геологічних процесах та у роботах В.Ф. Ле-

вінсон-Лессінга. Для виявлення петрологічної суті

фрустумації гірських порід виконано комплекс різно-

масштабних досліджень (від нано- до дециметрового

рівня) найпростіших за мінеральним складом і гене-

зисом порід з використанням традиційних мінерало-

го-петрографічних методів і нейтронографічного ви-

вчення текстур (метод малокутового роз сіювання

нейтронів SANS ), лазерно-ультразвукової спектроско-

пії, УФ-люмінесценції та сканувальної електронної

мікроскопії. Вірогідно, що дослідження цієї нової ма-

кроскопічної властивості гірських порід надасть мож-

ливість по-новому розглянути проблему їх подрібнен-

ня та збагачення (у т. ч. крупнокускове) пов’язаних з

ними металевих руд і неметалевих корисних копалин.


ОРИГІНАЛЬНА ПРАЦЯ З ІСТОРІЇ КРИСТАЛОГРАФІЇ "КРИСТАЛЛОГРАФИЯ В ЛИЦАХ. ЭТЮДЫ ПО ИСТОРИИ НАУКИ"

У 2013 р. в Києві опублікована оригінальна праця з історії кристалографії "Кристаллография в лицах. Этюды по

истории науки" (автори Ю.В. Ворошилов, С.А. Довгий, В.И. Павлишин). У ній наведено стислі біографічні на-

риси про вчених, науковими роботами або діяльністю яких закладено фундамент кристалографії та створено

основи для розвитку сучасної кристалографічної науки. Книга обсягом 398 сторінок добре ілюстрована портре-

тами вчених, кольоровими фотографіями природних кристалів мінералів та їх зростків.


Інститутом телекомунікацій і глобального ін-

формаційного простору НАН України та Ки-

ївським національним університетом імені Та-

раса Шевченка опублікована оригінальна пра-

ця з історії кристалографії "Кристаллография

в лицах. Этюды по истории науки" (Ю.В. Во-

рошилов, С.А. Довгий, В.И. Павлишин, 2013).

У ній наведено стислі біографічні нариси про

вчених, науковими роботами або діяльністю

яких закладено фундамент кристалографії та

створено основи для розвитку сучасної кри-

сталографічної науки. Книга рекомендована

студентам, науковим працівникам, педагогам

та всім, хто цікавиться історією кристалогра-

фії, внеском кристалографів у розвиток знан-

ня про природу.

Починається вище названа праця зі вступ-

ного слова авторів і складається з п’яти голов-

них частин, іменного, алфавітного та хроноло-

гічного покажчиків, списку літератури та двох

додатків. У вступному слові справедливо від-

значено багатогранність кристалографії й на-

голошено "… что трудно найти область зна-

ния, не соприкосающуюся или каким-то образом

не кон тактирующую с ней. Ведь весь окружаю-

щий нас твердотельный материальный мир на

99 % состоит из кристаллов в виде объектов

бесконечно разнообразного внешнего представ-

ления и назначения". Ця багатогранність кри-

сталографії ілюструється рисунком (правда

без підпису і посилання), на якому є біологія,

геологія, математика, фізика, хімія, фізична

хімія, матеріалознавство, але чомусь немає

кристалографії. Автори відзначають, що в по-

чаткові періоди існування кристалографія

знаходилася в центрі трикутника, вершинами

якого є мінералогія, фізика і хімія. За останні

100 років з неї виокремились самостійні нау-

ки: крис талохімія, кристалофізика, вчення про

ріст крис талів, структурна кристалографія, фо-

тоніка, фі зика напівпровідників, нанотехно-

ло гія та ін. У ХХ ст. кристалографія утверди-

лася як самостійна багатопрофільна наукова

дисципліна.

Основними в книзі є п’ять частин: 1. Перед-

історія кристалографії: від грецьких мудреців

до М. Стенона; 2. Становлення кристалографії

як науки; 3. Розвиток уявлень про симет рію,

внутрішню будову, морфологію і властивості

кристалів; 4. Сучасний період. Становлення тех-

нічної кристалографії; 5. Діючі класики крис-

талографії СНД.

Перша частина включає біографічні дані про

25 вчених, які заклали основи кристалографії.

Її відкриває "батько філософії" Фалес Мілет-

ський, за яким — як добре відомі, так і мало-

відомі постаті: Піфагор Самоський, Геракліт

Ефеський, Фідій, Зенон Елейський, Демокріт,

Платон, Аристотель, Теофраст, Пліній Стар-

ший, Аль-Біруні, Георгій Агрікола, Джирола-

мо Кардано та ін. Вони, звичайно, не були і

не могли бути кристалографами, але кожен із

них зробив вагомий внесок у натурфілософію,

в погляди на стан матерії та її складові, їх

співвідношення, ступені заповнення просто-

ру, фор ми такого заповнення тощо. Це був

період зародження кристалографії як науки, —

від VII ст. до нашої ери до І ст. нашої ери. Він

завершується Миколою Стеноном (Нільс Стен-

сен), з іменем яко го пов’язане відкриття основ-


ДИСКУСІЇ, КРИТИКА, БІБЛІОГРАФІЯ

ного закону кристалографії — закону сталос-

ті кутів.

Друга частина невелика за обсягом. Вона

включає біографічні відомості про 13 науков-

ців. Серед них Ісаак Ньютон, який у своїх

працях розглядає і питання будови кристалів,

Моріц Антон Капелер, який в 1723 р. видав

"Вступ до кристалографії. Про так звані крис-

тали", Михайло Васильович Ломоносов, з ім’ям

якого пов’язана розробка корпускулярно-ша-

рової теорії будови кристалів, її зв’язок з мор-

фологією, Торберн Улаф Бергман, автор кни-

ги "Про різні кристалічні форми шпату …"

(1773), Жан Батист Луї Роме де Ліль, якому

належить чотиритомна "Кристалографія або

опис форм, властивих всім тілам мінерально-

го царства", Рене Жюст Гаюї, який 1801 р.

опублікував чотиритомний фундаментальний

"Курс мінералогії", а 1822 р. — двотомний

"Курс кристалографії". Це був період епохи Від-

родження в Європі, час до початку ХІХ ст.,

який, за І.І. Шафрановським, названо періо-

дом становлення науки кристалографії.

Досить великою за обсягом є третя частина

книги, яка містить біографічні відомості про

53 вчених, з якими пов’язаний період розвит-

ку класичної кристалографії. Перелік відкри-

ває Авраам Готліб Вернер, якого, за словами

авторів книги, можна вважати одним з пред-

ставників сучасної мінералогічної кристало-

графії та онтогенії мінералів, і завершує бать-

ко російської кристалографії Євграф Степа-

нович Федоров, який вважав кристалографію

фундаментом всіх наук про неорганічну при-

роду. Варто відзначити й згадану працю Йога-

на Фрідріха Христіана Гесселя "Кристаломет-

рія або кристалономія і кристалографія, роз-

роблена оригінальним чином на основі нового

загального вчення власне про фігури, з пов-

ним оглядом важливих праць і методів інших

кристалографів" (1830), "Підручник чистої та

прикладної кристалографії (1830) Карла Фрід-

ріха Наумана, книгу "Елементи кристалогра-

фії" (1830) Густава Розе, "Мемуари про систе-

му точок, правильно розподілених на площині

або просторі" (1850) Огюста Браве (він вивів

14 типів просторових ґраток, які носять його

ім’я), знаменитий "Курс кристалографії" (1839)

Уїльяма Міллера, підручник "Основи криста-

лографії" (1857) і наукову працю "Вивід усіх

кристалографічних систем і їх підрозділів з

одного загального початку" (1867) Аксена

Вільгельмовича Гадоліна, "Загальний курс крис-

талографії" Михайла Васильовича Єрофє єва,

фундаментальну п’ятитомну працю "Хімічна

кристалографія" (1906—1916) Пауля Генріха

Гро та, дев’ятитомне видання "Атлас криста ло-

графічних форм" (1913—1923) Віктора Гольд-

шмідта.

Серед плеяди учених цього періоду особли-

ве місце посідає Вільгельм Конрад Рентген, з

ім’ям якого пов’язане відкриття променів не-

відомого походження, названих Х-променями,

а пізніше рентгенівськими. У зв’язку з цим від-

криттям кристалографічну науку часто ділять

на дві частини — до- і післярентгенівську. І

це, як зазначають автори книги, правильно, ос-

кільки рентгеноструктурний метод відіграв клю-

чову роль у розшифруванні кристалічних струк-

тур, кількість яких нині перевищує 300 000.

На жаль, у книзі не вміщено біографічні ві-

домості про українського фізика і електротех-

ніка Івана Пулюя. Адже історики науки, перш

за все України, дійшли висновку, що нині є

достатньо фактів, які свідчать про те, що пер-

шовідкривачем Х-променів був не В.К. Рент-

ген, а І. Пулюй. Автори книги обмежились

тільки інформацією у вступному слові щодо

того, чому пріоритет віддано В.К. Рентгену.

Відповідь на це, за їх твердженням, дав друг

І. Пулюя Альберт Ейнштейн — він неоднора-

зово навідував І. Пулюя, коли жив у Празі в

1911—1912 рр. Одну з реплік А. Ейнштейна у

діалозі з І. Пулюєм взято з роману Романа

Іваничука "Шрами на скелі": "Не можу Вас ні-

чим утішити: що сталося — не відстанеться.

Хай залишається при Вас сатисфакція, що й Ви

вкла ли свою частку в епохальне відкриття. Хіба

цьо го мало? А коли на тверезий розум, то все

має логіку. Хто стоїть за Вами рутенійцями, —

яка культура, які акції?... А за Рентгеном — уся

Європа".

Хотілось би відзначити, що досить ґрунтов-

ний аналіз цього питання здійснили відомі

українські фізики Роман Гайда і Роман Пляц-

ко у книзі "Іван Пулюй. 1845—1918. Життє-

писно-бібліографічний нарис" (Львів, 1998),

які в підсумку цього аналізу пишуть: "… якщо

говорити про становлення рентгенології як нау-

ки про Х-промені, то після Рентгена ми повинні

поставити Пулюя як ученого, що заклав під неї

міцний фундамент. Уже тільки ці заслуги да-

ють змогу вважати його науковцем найвищого

європейського рівня" (с. 123). "Підсумовуючи, слід

стверджувати, що автори, які велич Пулюя вба-

чають насамперед у приписуванні йому відкрит-



тя Х-променів, залишають в тіні його реальні

досягнення світового рівня в галузі фізики і тим

самим скептично применшують його видатний

внесок в науку ХІХ століття" (с. 138).

Найбільша кількість персоналій (98) сха-

рактеризована в четвертій частині. Її відкри-

ває найвидатніший французький математик,

фізик, філософ і теоретик науки Анрі Пуанка-

ре і завершує наймолодший за віком відомий

спеціаліст в галузі теорії симетрії кристалів,

математик і кристалограф Петро Львович Ду-

бов, який отримав освіту в Чернівецькому

університеті і навчався в аспірантурі в Ленін-

градському гірничому інституті у професора

І.І. Шафрановського.

Серед інших видатних персоналій тут виді-

ляються французький фізик П’єр Кюрі, який

сформулював принцип симетрії–дисиметрії,

що носить його ім’я; англійські фізики Віль-

гельм Генрі і Вільгельм Лоуренс Брегги, які

відкрили широку дорогу для фундаменталь-

ного вивчення структур кристалів природних

і синтетичних речовин і роз витку кристалохі-

мії; наш земляк Юрій Вік торович Вульф —

автор широковідомої в кристалографії сітки

Вульфа, формули Вуль фа–Брегга, закону Гіб-

са– Кюрі–Вульфа, нау ково-популярних книг

"Симетрія, її прояви в природі", "Кристали, їх

утворення, вид і будова", "Життя кристалів".

Згадана низка відомих радянських академіків,

серед яких три наші земляки: Володимир Іва-

нович Вернадський — геніальний учений, ав-

тор праць "Курс кристалографії" (1812) та

"Основи кристалографії" (1904), Микола Ва-

сильович Бєлов — видатний кристалограф,

кристалохімік, автор книг "Структура іонних

кристалів і металічних фаз" (1947), "Нарис зі

структурної мінералогії" (1976), "Нарис зі струк-

турної кристалографії" (1986) та Володимир

Степанович Со болєв — автор праці "Вступ до

мінералогії силікатів" (1949, 2011). Тут є нари-

си про Абрама Федоровича Йоффе — автора

монографії "Фізика кристалів" (1929), Олек-

сандра Євгеновича Ферсмана — співавтора

кристалографічної праці "Алмаз" (1911), Олек-

сія Васильовича Шубнікова, співавтора під-

ручника "Ос нови кристалографії" і популяр-

ного видання "Симетрія", Георгія Борисовича

Бокія — співавтора підручників "Основи кри-

сталографії" (1940) і "Рентгеноструктурний ана-

ліз" (1951) та автора підручника "Кристалохі-

мія" (третє видання, 1971), Анатолія Георгійо-

вича Бетехтіна — автора "Курсу мінералогії "

(1951, 1956, 2008), Бориса Костянтиновича

Вайн штейна — автора монографій "Струк-

турна електроно графія" (1956) і "Дифракція

рентгенівських променів на ланцюжкових мо-

лекулах" (1963), Миколу Павловича Юшкі-

на — автора книг "Теорія мікроблочного росту

крис талів у гетероген них розчинах" (1971) та

"Кристалосиметрійний ана ліз складних міне-

ральних систем" (1985).

У цій частині вміщено інформацію про та-

ких відомих професорів мінералогії та крис-

талографії, як Зігмунд Вейберг — засновник

1922 р. у Львівському університеті другої у сві-

ті кафедри кристалографії, Анатолій Капіто-

нович Болдирєв — автор підручників "Осно ви

кристалографії" (1926) і "Кристалографія" (1931)

та редактор праці "Визначник кристалів"

(1937, 1939), Осип Маркович Аншелес — ав-

тор праць "Обчислювальні і графічні методи

кристалографії" (1939), "Основні початки су-

часної кристалографії" (1946) і "Початки кри-

сталографії" (1952), Гуго Леонардович Піотров-

ський, який багато років завідував кафедрою

кристалографії у Львівському університеті, Ва-

дим Володимирович Доліво-Добро воль сь кий —

автор підручника "Курс кристалографії" і мо-

нографії "Геометрична кристалографія" (1956),

Іларіон Іларіонович Шафрановський — спів-

автор п’яти російськомовних видань підруч-

ника "Кристалографія" і одного україномов-

ного (перекладачі О.М. Винар і О.І. Матков-

ський) та автор фундаментальних класичних

праць "Кристали мінералів" (Ч. 1, 1957; Ч. 2,

1962), "Лекції з кристаломорфології" (1960), "На-

риси з мінералогічної кристалографії" (1974),

"Кристалографія в СРСР 1917—1996" та ін.,

Віталій Борисович Татарський — автор моно-

графії "Швидкісне вирощування однорідних

кристалів із розчинів" (1945) і методичного ви-

дання "Кристалооптика та імерсійний аналіз"

(1949), Дмитро Павлович Григор’єв — автор

праць "Онтогенія мінералів" (1961), "Онтоге-

нія мінералів. Індивіди" (1975), Карл Гуго

Штрунц — автор довідника "Мінералогічні таб-

лиці", що був перевиданий дев’ять разів, Вік-

тор Іванович Міхеєв — автор класичного до-

відника "Рентгенометричний визначник міне-

ралів" (1957) і монографії "Гомологія кристалів"

(1961), Вік тор Альбертович Франк-Каме нець-

кий — спів автор праць "Керівництво для ла-

бораторних занять з рентгенівського дослід-

ження мінералів" (1959) і автор книги "При-

рода структурних домішок і включень у міне-



ралах" (1964), Михайло Олександрович По рай-

Кошиць — автор праці "Рентгеноструктурний

аналіз" (Т. І, 1951) і "Практичний курс рентге-

ноструктурного аналізу" (Т. ІІ, 1960), Володи-

мир Андрійович Мокієвський — автор книги

"Морфологія кристалів" та ін.

Серед біографічних даних про українських

вчених — статті про академіків Євгена Кос-

тянтиновича Лазаренка і Олександра Сергі йо-

вича Поваренних, представників криста ло хі-

мічної школи Львівського університету — Єв-

гена Івановича Гладишевського, Петра Іва но -

вича Крип’якевича, Юрія Богдановича Кузьму,

Романа Володимировича Сколоздру, Ярослава

Петровича Яролюка, Оксану Іванівну Бодак,

а також професорів Збігнева Володимировича

Бартошинського, Ореста Григоровича Влоха,

Євгена Георгійовича Куковського, Володими-

ра Степановича Мельникова. Прикро, але від-

сутня інформація ще про двох відомих україн-

ських кристалографів — професора Київсько-

го університету Тетяну Миколаївну Агафонову

і доцента Волинського національного універ-

ситету Павла Кириловича Вовка.

П’ята частина книги, на жаль, не заверше-

на. Вона включає відомості тільки про трьох

учених, серед яких загальновідоме лише ім’я

Вадима Сергійовича Урусова — академіка РАН,

завідувача кафедри кристалографії геологіч-

ного факультету Московського університету,

дослідника в галузі теоретичної кристалохімії,

структурної мінералогії, історії кристалогра-

фії. Цю частину краще було б не друкувати,

або ж хоча б назвати імена найвідоміших дію-

чих класиків кристалографії.

Книгу доповнюють список літератури і два

дуже важливі додатки. У першому наведено

найбільш видатні історичні події в кристало-

графії (відкриття, винаходи, розробки, праці).

Перераховано понад 200 таких подій, для яких

вказані час, назва та ім’я автора відкриття чи

фундаментальної друкованої праці. Другий

додаток прикрашає книгу ілюстраціями форм

знаходження кристалів у природі. Він містить

88 рисунків окремих кристалів мінералів різ-

ного складу (кварц, халцедон, кальцит, барит,

гіпс, турмалін, берил, альбіт та ін.) і різнома-

нітних їхніх зростків (двійники, сфероліти,

друзи, дендрити тощо).

Список літератури із 43 найменувань є не-

повним. На жаль, у ньому відсутня низка праць,

в яких висвітлюються кристалографічні дослід-

ження і відомості про кристалогра фів в Укра-

їні. Серед них довідкові видання "Нариси з іс-

торії геологічних досліджень у Ки ївському

уні верситеті" (1999), "Геология в Одесском

уни верситете" (2009), "Геологічний факультет

Львівського національного універ ситету імені

Івана Франка" (2008, 2010). Проігноровано

нашу з З.В. Бартошинським публікацію "Шля-

хи розвитку мінералогічної кристалографії"

(Мінерал. журн. — 1998. — 20, № 2) і мій два-

надцятий розділ "Коротка історія розвитку

кристалографії" в українському виданні під-

ручника Г.М. Попова, І.І. Шафрановського

"Кристалографія" (переклад з третього росій-

ськомовного видання, Львів, 1959).

На завершення хотілось би відзначити важ-

ливість видання такої праці. Адже в ній наве-

дено короткі відомості про видатні постаті, а

інформацію взято не тільки з традиційних за-

гальнодоступних опублікованих джерел, її зі-

брано по крихтах, як зазначають автори, з рід-

кісних наукових видань. Книга дійсно, ок рім

науково-популярного спрямування, може бути

використана в навчальному процесі студента-

ми вишів різних спеціальностей (матема тич-

них, геологічних, фізичних, хімічних, біологіч-

них, матеріалознавчих тощо). Вона також буде

корисною для аспірантів і викладачів відпо-

відних дисциплін.

Орест МАТКОВСЬКИЙ


СВІТЛОЇ ПАМ’ЯТІ ОЛЕГА ВОЛОДИМИРОВИЧА ЗІНЧЕНКА


29 вересня 2013 р. пішов з життя доцент ка-

федри мінералогії, геохімії та петрографії геоло-

гічного факультету Київського національного

університету імені Тараса Шевченка, кан дидат

геолого-мінералогічних наук Олег Володими-

рович Зінченко.

Олег Володимирович народився 5 липня

1937 р. у с. Клавдієве Бородянського району

Київської області в сім’ї службовця. Батько —

Володимир Якович Зінченко (1888—1964) та ма-

ти — Анісія Аврамівна Кабанюк (1895—1982)

були уродженцями с. Прилуки Вінницької об-

ласті. Крім Олега Володимировича у сім’ї Зін-

ченків було ще четверо дітей. У 1940 р. уся ро-

дина переїхала до Києва, де зазнала лиха війни

та німецької окупації.

У 1954 р. Олег Володимирович закінчив се-

редню школу № 54 в м. Київ і з вересня 1954

по вересень 1955 р. працював препаратором

на кафедрі неорганічної хімії Київського дер-

жавного університету імені Тараса Шевченка.

У 1955 р. вступив на геологічний факультет

цього ж університету, який закінчив із відзна-

ХРОНІКАNEWS ITEMS

кою в 1960 р., присвятивши решту життя гео-

логії.

З 1960 по 1962 р. Олег Володимирович пра-

цював у Центрально-Казахстанській геофізич-

ній експедиції Центрально-Казахстанського

ге о логічного управління (м. Караганда), куди

був направлений за розподілом після закін-

чення університету. Був техніком-геологом, ін-

женером-геологом, старшим геологом.

У жовтні 1962 р. вступив до аспірантури при

Київському університеті на кафедру мінерало-

гії і геохімії геологічного факультету. Саме з

цього часу трудова діяльність та наукові досяг-

нення Олега Володимировича Зінченка пов’я-

зані з Київським державним (нині національ-

ним) університетом імені Тараса Шевченка.

Після закінчення аспірантури з жовтня 1965 р.

він працював викладачем кафедри мінерало-

гії та геохімії, обіймаючи посади асистента

(1965—1968), старшого викладача (1968—1969),

доцен та (1969—1978), завідувача кафедри (1978—

1980). У 1972—1974 рр. Міністерством вищої

та середньої спеціальної освіти СРСР був від-

ряд жений до Центрального університету м. Сан-

та- Клара (Куба), де працював викладачем-

кон суль тантом, одночасно вивчаючи міне ра-

ло гію родовищ глин на півдні провінції Лас

Війяс. За сумлінну працю нагороджений уря-

дом Куби медаллю "ХХ років штурму Монкади".

Працюючи на геологічному факультеті,

О.В. Зінченко всебічно розвивав геохімічний

нап рям, який раніше очолював його вчитель

Б.О. Гаврусевич. Протягом багатьох років він

викладав навчальні курси "Геохімія", "Геохімія

та мінералогія гіпергенезу", "Методи дослід-

ження мінеральної речовини". У 1967 р. Олег

Володимирович захистив кандидатську дисер-

тацію на тему "Рідкісні лужні елементи у по-

родах і мінералах північно-західної частини


ХРОНІКА

Ук раїнського щита". Цікавлячись формами

знаходження хімічних елементів у гірських по-

родах, О.В. Зінченко зробив низку мінерало-

гічних знахідок. Ще аспірантом, вивчаючи

гео хімію рідкісних лугів у породах Сущано-

Пержанської зони, він передбачив наявність

високолітієвих членів ізоморфного ряду сиде-

рофіліт — лепідоліт серед слюд пержанських

гранітів. Цей висновок згодом був підтвердже-

ний відкриттям у пержанських гранітах єдиної

на території СРСР унікальної структурної мо-

дифікації залізистого лепідоліту 2О. Згодом Олег

Володимирович виявив у змінених пержансь-

ких гранітах нову для України численну гру-

пу алюмофторидів (кріоліт, веберит, про зопіт,

ральстоніт, хіоліт та ін.). У грейзенізо ваних

гранітах Киселівського масиву на Житомир-

щині ним був знайдений фосфат літію — амб-

лігоніт, а також мінерали ряду чилдре ніт —

еосфорит, до цього невідомі на території Ук-

раїни. У метасоматично змінених гранітах

Коростенського плутону ним виявлені хризо-

берил, бертрандит та фенакіт, а в інших об’єк-

тах північно-західної частини Українського

щита (УЩ) — нові прояви колумбіту, тапіоліту

та каситериту. Використовуючи ідеї Б.О. Гав-

русевича, О.В. Зінченко показав на конкрет-

них геологічних об’єктах УЩ важливе значен-

ня індикаторного співвідношення K/Rb для

розчленування та кореляції магматичних і ме-

тасоматичних порід, виділення їх нових типів.

Зокрема, в 1976 р. О.В. Зінченко, спираючись

саме на величину цього співвідношення, виді-

лив невідомий до того часу в Україні тип цин-

вальдит-топазових рідкіснометалевих гранітів

магматичного походження у складі Коростен-

ського плутону.

Займаючись науковою діяльністю, О.В. Зін-

ченко тісно співпрацював з геологами-вироб-

ничниками. Так, у середині 1970-х рр. він

спільно з В.Ф. Грінченком та Р.М. Щербиною

здійснював комплексні мінералого-петрогра-

фічні та геохімічні дослідження на східному

контакті Володарськ-Волинського і північно-

му контакті Чоповицького габро-анортози то-

вого масивів, де в цей час геологи Житомир-

ської експедиції виконували геолого-знімальні

та пошукові роботи. Виконані дослідження до-

вели безперспективність пошуків у цих районах

промисловозначущих тіл пегматитів. При цьо-

му був одержаний багатий фактичний матері-

ал щодо геологічної будови районів пошуків.

Зокрема, уточнені характер контактів кислих

та основних порід, особливості їхнього складу

і взаємовідношень у середині кожної групи.

Деякі нові факти мали принципове зна чення

для розуміння історії формування Коростенсь-

кого плутону. Зокрема, саме у цей час в районі

селищ Ігнатпіль та Межирічка були вперше

виявлені еруптивні брекчії плагіопорфіритів з

ксенолітами анортозитів та пугачівських мета-

пісковиків, які й досі є об’єктами вив чення для

науковців геологічного факультету. Резуль тати

багаторічних комплексних дос лід жень Ко рос-

тенського плутону цього періоду були оп ри-

люд нені у фундаментальній праці "Анор тозит-

рапакивигранитная формация" (1978), одним

з авторів якої був О.В. Зінченко.

З 1980 по 1990 р. Олег Володимирович очо-

лював щойно об’єднану кафедру мінералогії,

геохімії та петрографії. У 1981 р. завдяки зусил-

лям завідувача кафедри в рамках геоло гічної

спеціальності відкривається геохімічна спе-

ціалізація. Під його керівництвом розви ва-

ють ся традиційні для колективу кафедри міне-

ралого-геохімічні та петрографічні дослід жен-

ня магматичних комплексів північно-за хідної

частини Українського щита (осницького, кі-

ро воградсько-житомирського, коростенського),

а також пов’язаних з ними пегматитів та мета-

соматичних утворень. Тоді ж за геохімічними

ознаками (розподілом бору та рідкісних луж-

них елементів) доведено існування у складі

Коростенського плутону древніх високо маг не-

зіальних анортозитів, з’ясовано природу і

фізико-хімічні умови формування своєрідних

за складом колумбітоносних метасоматич них

утворень (квальмітів) Луговського масиву, а

також визначено генезис відомих лізників-

ських гранітів і метасоматитів з рідкісномета-

левою мінералізацією, що їх супроводжують.

За участю О.В. Зінченка та інших співробіт-

ників кафедри на північному заході Українсь-

кого шита виконані прикладні геохімічні дос-

лідження під час групової геологічної зйомки

масштабу 1 : 50 000. Оцінено перспективи ру-

доносності на нікель трапової формації Во-

лино-Подолії (за петро- і геохімічними озна-

ками, спільно з Т.А. Бабінок), а потім у вели-

кій колективній статті "Геохімічні типи дайок

північно-західної частини УЩ …" (1986) Олег

Володимирович вперше висловив припущен-

ня щодо існування древньої (нижньопротеро-

зойської) трапової формації на УЩ і спрогно-

зував її перспективність на Cu-Ni зруденіння.

Разом з геологами Житомирської експедиції


ХРОНІКА

та науковцями з Академії наук він вивчає мі-

нералогію нового типу поліметалічного зруде-

ніння у докембрійських карбонатних породах

Волині. О.В. Зінченком та Р.М. Щербиною тут

вперше діагностовано гринокіт і гейкіліт. Пер-

ший з них до цього був відомий лише у фа-

нерозойських родовищах України, а другий

зрідка фіксували у пухких відкладах, що пере-

кривають УЩ, корінне джерело залишалося

невідомим.

Узагальнюючи великий фактичний матеріал

щодо розподілу у гірських породах Волині ак-

цесорних мінералів, О.В. Зінченко у співав-

торстві з В.Т. Латишем і Р.М. Щербиною впер-

ше для такої великої території, як УЩ, розра-

хував середній вміст акцесорних мінералів у

ме таморфічних, магматичних і метасоматичних

утвореннях регіону. Одержані оцінки середньо-

го вмісту мінералів (тобто своєрідні кларки мі-

нералів) можуть бути використані у подальшій

пошуково-оціночній практиці, особ ливо рід-

кіснометалевого зруденіння.

У 1990 р. під керівництвом О.В. Зінченка за-

вершено роботу з розробки мінералого-гео хі-

мічних і пошукових критеріїв рідкісноме та ле-

вого зруденіння у межах північно-західної час-

тини УЩ, виявлено значне поширення в гір -

ських породах регіону канцерогенного елемен ту

кадмію, визначена форма його концентрації.

Результати багаторічних мінералого-геохі міч-

них досліджень гранітоїдів Північно-Західного

району УЩ складовою частиною увійшли до

колективної монографії "Петрология, геохи-

мия и рудоносность интрузивных гранитоидов

Ук раинского щита" (1990). У цій монографії

О.В. Зінченком написаний один з найбільших

розділів, що стосується гранітів Коростенсь-

кого плутону, вивченню якого він присвятив

більшу частину своєї наукової діяльності.

У 1990—2000 рр. О.В. Зінченко продовжує

працювати на кафедрі мінералогії, геохімії та

петрографії на посаді доцента. Після запо-

чаткування на геологічному факультеті нової

спеціальності "геохімія, мінералогія та петро-

графія" саме він став першим керівником нав-

чальної практики з цієї спеціальності, по лі-

гоном для якої й досі слугує Північно-За-

хідний район УЩ. Під час проведення цієї

практики він зробив низку нових мінералогіч-

них та петрографічних знахідок, дослідженню

яких приділяв значну увагу. Літій-фтористі

мікроклін-альбітові граніти та "рафіновані"

жиль ні альбітити с. Гранітне, сфероїди графіту

м. Малин, нові прояви апофіліту в пегматитах

с. Кам’яна Гірка та франклініту в метасомати-

тах Ігнатпільського кар’єру, гідротермально-

змінені габроїди коростенського комплексу з

пренітом, кліноцоїзитом, гідроксилапофілітом

та ломонтитом — ось лише деякі з цих знахі-

док. Дослідження Олега Володимировича ус-

пішно продовжують його учні: Л.В. Шумлян-

ський, О.В. Митрохин, І.І. Лазарева, С.П. Са-

венок та ін. Важливою подією стає публікація

у співавторстві з В.Г. Молявко відомої моно-

графії "Нариси з історії геологічних дослід-

жень в Київському університеті" (1999).

Після виходу на пенсію О.В. Зінченко до

останньої миті не полишає стін університету.

Він рецензує наукові публікації та звіти, кон-

сультує виконавців дипломних та дисертацій-

них робіт, бере участь у наукових конференці-

ях та семінарах. Крім того, активно продовжує

наукову діяльність, приділяючи багато уваги

регіонально-мінералогічним дослідженням. Зо-

кре ма, спільно з В.І. Павлишиним він працює

над створенням "Мінералогічної енцик лопедії

України". У циклі статей вони наводять уточ-

нений список мінеральних видів (901 назва),

зареєстрованих у надрах України. При цьому

здійснюється статистичний аналіз мінераль-

них видів України та світу, визначена симе-

трійна статистика мінералів України і зробле-

но висновок, що надра України є перспектив-

ними для відкриття нових мінералів і видів

мінеральної сировини.

Беззаперечний науковий авторитет О.В. Зін-

ченка визнають та високо цінують усі співро-

бітники геологічного факультету та керівни-

цтво університету. Він був багато років членом

Президії Українського мінералогічного това-

риства, геологічної секції Комітету з держав-

них премій УРСР у галузі науки і техніки, чле-

ном редколегії "Мінералогічного журналу".

За багаторічну сумлінну працю О.В. Зінчен-

ко нагороджений нагрудним знаком "Вища

школа" та медаллю "Ветеран труда".

Наукова та викладацька діяльність Олега

Во лодимировича, його працьовитість та людя-

ність заслуговують на довічну пам’ять та шану.

Редколегія "Мінералогічного журналу"

107

Бондаренко Сергій Миколайович — канд. геол. наук,

с. н. с. ІГМР ім. М.П. Семененка НАН України, Київ

Брик Олександр Борисович — д-р фіз.-мат. наук, чл.-

кор. НАН України, проф., зав. від. ІГМР ім. М.П. Се-

мененка НАН України, Київ

Вишневський Олексій Анатолійович — канд. геол.-мі-

нерал. наук, пров. н. с. ІГМР ім. М.П. Семененка

НАН України, Київ

Вовк Олександр Павлович — ст. викл. СНУ ім. Лесі

Українки, Луцьк

Гречанівський Олексій Євгенович — канд. фіз.-мат. наук,

н. с. ІГМР ім. М.П. Семененка НАН України, Київ

Гречановська Олена Євгеніївна — канд. геол. наук,


Дубина Олександр Володимирович — канд. геол. наук,


Еремин Николай Николаевич — д-р хим. наук, проф.,

зам. зав. каф. Федер. гос. бюджет. образоват. учреж-

дение высш. проф. образования "Моск. гос. ун-т

им. М.В. Ломоносова", Москва, Россия

Іванов Борис Наумович — канд. геол.-мінерал. наук,

пров. геолог. Держ. служба геології та надр України,

КП "Кіровгеологія", Пошук.-зйом. експедиція № 46,

Первомайськ

Кривдік Степан Григорович — д-р геол.-мінерал. наук,

проф., зав. від. ІГМР ім. М.П. Семененка НАН Ук-

раїни, Київ

Кульчицька Ганна Олександрівна — д-р геол. наук, пров.

н. с. ІГМР ім. М.П. Семененка НАН України, Київ

Матвиенко Елена Николаевна — канд. геол.-минерал.

наук, с. н. с. Минерал. музей им. А.Е. Ферсмана РАН,

Москва, Россия

НАШІ АВТОРИ

Матковський Орест Ілярович — д-р геол.-мінерал.

наук, проф., зав. каф. Львів. нац. ун-т ім. Івана Фран-

ка, Львів

Митрохин Олександр Валерійович — д-р геол. наук,

проф., доц. Київ. нац. ун-т ім. Тараса Шевченка, Київ

Наумко Ігор Михайлович — д-р геол. наук, зав. від.

ІГіГГК НАН України, Львів

Поваренных Михаил Юрьевич — канд. геол.-минерал.

наук, вед. н. с. ИИЕТ им. С.И. Вавилова РАН, Мос-

ква, Россия

Радчук Валентин Васильович — д-р геол. наук, зав.

від. ІТГІП НАН України, Київ

Рассулов Виктор Асафович — канд. геол.-минерал.

на ук, н. с. ФГУП "ВИМС им. Н.М. Федоровского",

Москва, Россия

Самборська Ірина Анатоліївна — канд. геол. наук, с. н. с.

ІГМР ім. М.П. Семененка НАН України, Київ

Силаев Валерий Иванович — д-р геол.-минерал. наук,

вед. н. с. Ин-т геологии Коми НЦ УрО РАН, Сыктыв-

кар, Россия

Соболєв Віктор Борисович — н. с. Техн. центр НАН

України, Київ

Трейвус Евгений Борисович — канд. геол.-минерал.

на ук, вед. н. с. Федер. гос. бюджет. образоват. учреж-

дение высш. проф. образования "С.-Петербург. гос.

ун-т", Санкт-Петербург, Россия

Урусов Вадим Сергеевич — д-р хим. наук, акад. РАН,

проф., зав. каф. Федер. гос. бюджет. образоват. учреж-

дение высш. проф. образования "Моск. гос. ун-т им.

М.В. Ломоносова", Москва, Россия

Шабалін Борис Григорович — д-р геол. наук, зав. від.

ДУ "ІГНС НАН України", Київ

На першій стор. обкладинки: закам’яніле дерево, зменшено.

На четвертій стор. обкладинки: кальцитовий онікс, зменшено.

Фото канд. геол. наук ІГМР ім. М.П. Семененка НАН України В.М. Бельського

Індекс

705

74IS

SN 0

204-

3548

. Мінерал

. жур

н. 2

014.

Т. 3

6, №

1, 1

-108

ISSN 0204-3548

МІН

ЕРАЛОГІЧНИЙ

ЖУРН

АЛ

• M

INER

ALO

GIC

AL

JOU

RN

AL

(UK

RA

INE)

• Том

(V

olum

e) 3

6 • №

1 •

201

4

36 томvolume

Date post:	24-Jun-2020
Category:	Documents
Upload:	others
View:	24 times
Download:	0 times

mineraljournal.org.ua › sites › default › files › sites › default › fil… · þ ó ò...

Documents