«ГЕОЛОГИЯ И ПОЛЕЗНЫЕ ИСКОПАЕМЫЕ КОЛЬСКОГО ПОЛУОСТРОВА Труды VII Всероссийской Ферсмановской научной сессии, посвящённой 80-летию Кольского научного центра РАН (2-5 мая 2010 г.) и Областной конференции, посвящённой ...»

Учреждение Российской академии наук

Геологический институт КНЦ РАН

Российский фонд фундаментальных исследований

Российское минералогическое общество

Кольское отделение

ГЕОЛОГИЯ И ПОЛЕЗНЫЕ ИСКОПАЕМЫЕ

КОЛЬСКОГО ПОЛУОСТРОВА

Труды VII Всероссийской Ферсмановской научной сессии,

посвящённой 80-летию Кольского научного центра РАН (2-5 мая 2010 г.) и Областной конференции, посвящённой 75-летию историко-краеведческого музея г. Кировска (22-23 апреля 2010 г.) Апатиты-Кировск, 2010 УДК 55 + 553 (470.21) ISSN 2074-2479 Геология и полезные ископаемые Кольского полуострова. Труды VII Всероссийской Ферсмановской научной сессии, посвящённой 80-летию Кольского НЦ РАН (Апатиты, 2-5 мая 2010 г.) и Областной конференции, посвящённой 75-летию историко-краеведческого музея г. Кировска (22-23 апреля 2010 г.) / Ред. Ю.Л. Войтеховский. Апатиты: изд-во K & M, 2010. 267 c.

В сборнике представлены Труды VII Всероссийской Ферсмановской научной сессии, ежегодно проводимой Геологическим институтом КНЦ РАН и Кольским отделением РМО. В соответствии с программой конференции, статьи объединены в разделы: доклады лауреатов премии им. акад.

А.Е. Ферсмана; минералогия месторождений Карело-Кольского региона; технологическая, техническая и экспериментальная минералогия; история освоения Карело-Кольского региона. В Труды включены доклады Областной конференции, посвящённой 75-летию Кировского историкокраеведческого музея, тематически близкие исторической секции Ферсмановской научной сессии.

Издание представляет интерес для геологов широкого профиля и историков науки, а также студентов соответствующих специальностей.

Электронная версия: http://geoksc.apatity.ru/print/files/f10.pdf Научный редактор: проф., д.г.-м.н. Ю.Л. Войтеховский Литературный редактор: Т.А. Багринцева Компьютерный дизайн: Л.Д. Чистякова, А.А. Тележкин, Н.А. Мансурова © Коллектив авторов, © Российское минералогическое общество, Кольское отделение, © Учреждение Российской академии наук Геологический институт Кольского научного центра РАН, © Российский фонд фундаментальных исследований, Geology and minerals of the Kola Peninsula. Proceedings of VII All-Russian Fersman Scientific Session dedicated to the 80th anniversary of the Kola SC RAS (Apatity, 2-5 May 2010) and Regional Conference dedicated to the 75th anniversary of the Kirovsk Museum of the Local History (22-23 April, 2010) / Edit. Yu.L. Voytekhovsky. Apatity: К & М, 2010. 267 p.

The Volume presents Proceedings of the VII All-Russian Fersman Scientific Session annually carried out by the Geological Institute KSC RAS and Kola Branch of the Russian Mineralogical Society. According to the conference program, the articles are compiled into the sections to follow: reports of laureates of Acad. A.E. Fersman’s Prize; mineralogy of the Karelia-Kola region deposits; technological, technical and experimental mineralogy, history of the Karelia-Kola region development. The Proceedings contain reports presented on the Regional Conference dedicated to the 75th anniversary of the Kirovsk Museum of the Local History, their topics corresponding with of these the historical section of the Fersman Scientific Session. The publication is intended for broad sections of geologists, science historians and students of respective qualifications.

See on-line: http://geoksc.apatity.ru/print/files/f10.pdf Scientific Editor: Prof., Dr. Yury L. Voytekhovsky Literary Editor: T.A. Bagrintseva Computer Design: L.D. Chistyakova, A.A. Telezhkin, N.A. Mansurova © Authors, © Kola Branch of Russian Mineralogical Society, © Institution of Russian Academy of Sciences Geological Institute of Kola Science Centre RAS, © Russian Fund of Basic Reasearch, Открытие VII Всероссийской Ферсмановской научной сессии, посвящённой 80-летию Кольского НЦ РАН Глубокоуважаемые коллеги! Приветствую вас и объявляю VII Всероссийскую Ферсмановскую научную сессию, посвящённую 80-летию Кольского НЦ РАН, открытой! Научная сессия проводится Геологическим институтом КНЦ РАН и Кольским отделением РМО при поддержке Российского фонда фундаментальных исследований, грант 10-05-06021-г.

Ферсмановская научная сессия стала частью истории Геологического института КНЦ РАН.

Она была задумана в память о I Полярной конференции, проходившей в Хибиногорске, Нивастрое и Кандалакше 9-12 апреля 1932 г. и определившей основные направления научного изучения и хозяйственного освоения Кольского п-ова. Открывая конференцию, акад. А.Е. Ферсман сказал: «Разрешите открыть занятия 1-й Полярной конференции научно-исследовательских институтов, входящих в состав и работающих под эгидой НИСа Наркомтяжа. Мы собрались здесь для того, чтобы в деловой обстановке вместе с работниками мест общими силами проработать те большие проблемы, которые стоят на очереди в развитии как Хибинской проблемы, так и связанных с ней округов Кольского п-ва и северной Карелии. Такая конференция, которую мы открываемсегодня здесь, собирается, наверное, впервые во всём мире. Это первая Полярная конференция, где собираются работники научно-исследовательских институтов вместе с учреждениями и практическими работниками с мест. Наша Полярная конференция собирается на том месте, где два года тому назад стоял сплошной лес. Это первая конференция, которая намечает в плановом порядке новые овладения полярным севером, и мы надеемся, что наша конференция проработает и установит ту связь работников мест с работниками центральных учреждений, которая так необходима, и создаст новые стимулы для углубления нашей общей работы, чем мы ещё больше укрепим и усилим энтузиазм строителей, работающих над созданием новых строек в условиях полярной тундры». Объединение академических, отраслевых институтов и производственных организаций в освещении результатов геологического изучения региона стало принципом Ферсмановских научных сессий.

ФНС I состоялась 22-23 апреля 2004 г. в честь 120-летия со дня рождения акад. А.Е. Ферсмана и А.Н. Лабунцова. ФНС II прошла 18-19 апреля 2005 г. в честь 140-летия со дня рождения иностранного чл.-корр. РАН В. Рамзая. ФНС III состоялась 27-28 апреля 2006 г. в честь 50-летия Кольского отделения РМО. ФНС IV прошла 4-6 июня 2007 г. в честь 90-летия со дня рождения акад. АН СССР А.В. Сидоренко и д.г.-м.н. И.В. Белькова. ФНС V состоялась 14-15 апреля 2008 г.

в честь д.г.-м.н. Е.К. Козлова. ФНС VI прошла 18-19 мая 2009 г. в честь 80-летия ОАО «Апатит».

Структура ФНС менялась, что подчёркивает её живой характер. С ФНС II возникла и набрала силу секция по истории геологического изучения региона. Сегодня в рамках этой секции нас ожидает истинный подарок. Постоянная участница наших сессий к.г.-м.н. Е.Б. Халезова, которая провела детство на исследовательской станции «Тиетта», не только поделится воспоминаниями об акад. А.Е. Ферсмане, но и подарит Геологическому институту КНЦ РАН его печатную машинку «Continental». Отныне этот экспонат будет связывать нас с «Тиеттой», не сохранившейся в годы войны. На днях исполнилось 75 лет Кировскому историко-краеведческому музею, чему была посвящена конференция, созвучная исторической секции ФНС. Её материалы будут включены в Труды нашей научной сессии. С ФНС V стала постоянной секция лауреатов премии им. акад.

А.Е. Ферсмана. В этом году в ней выступят д.г.-м.н. О.Б. Дудкин и д.г.-м.н. А.П. Хомяков. География российских участников постоянно ширилась и перевалила за Урал. В разные годы в ФНС принимали участие наши коллеги из Англии, Германии, Дании, Индии, Канады и Финляндии.

Почётный президиум VII Ферсмановской научной сессии: акад. РАН В.Т. Калинников – председатель КНЦ РАН, акад. РАН Ф.П. Митрофанов – советник РАН, акад. РАН Д.В. Рундквист – президент РМО. В наш адрес поступило приветствие от вице-президента РМО акад. РАН Н.П. Юшкина, связанного с Хибинами «онтогенически». Все они желают нам успешной работы.

Председатель оргкомитета ФНС VII директор Геологического института КНЦ РАН председатель Кольского отделения РМО, проф., д.г.-м.н. Ю.Л. Войтеховский Доклады лауреатов премии им. акад. А.Е. Ферсмана Reports of Acad. A.E. Fersman's Геологический институт КНЦ РАН, Апатиты, [email protected] Обсуждается вопрос об уникальности многих минералов Хибинского щелочного массива, в котором открыто более 80 новых минеральных видов, и открытие их продолжается. В качестве определяющих природных факторов признаётся геолого-структурная позиция массива и проявление в его формировании трёх типов щелочного магматизма: щелочно-ультраосновного с карбонатитами, калиевого щелочного и ультращелочного (агпаитового). Ключевая роль в открытиях новых минералов принадлежит развитию методов исследования. Переход от макро- и микроскопических исследований к изучению наноразмерных природных частиц позволяет надеяться на расшифровку в пределах Хибин ранее не известных уникальных природных процессов.

Discussed is the unique nature of most minerals of the Khibiny alkaline massif, where more than 80 new mineral species have been discovered and finding these is going on.The geological-structural position of the massif with three types of the alkaline magmatism affecting its formation are considered as governing natural factors. The three types are the alkaline-ultrabasic with carbonatites, K-alkaline and ultra-alkaline (agpaitic) ones. Developing new methods of investigation plays the key role in discovering new minerals. Proceeding from macro- and microscopic investigations to the study of nano-size particles gives hope on earlier unknown natural processes being decoded within the Khibiny boundaries.

Хибинский массив с первых лет его систематического изучения привлекает внимание разнообразием и уникальностью минеральных ассоциаций. С начала 1930-х гг. число открытий новых минералов здесь постоянно увеличивалось. Сегодня по числу открытых минеральных видов Хибинский массив уже нельзя считать абсолютно уникальным объектом: установлено большое разнообразие минералов в месторождениях платиноидов, золота, серебра, редких и рассеянных Рис. 1. Схема Хибинского массива в центральной и восточной частях ийолит-уртитовой дуги, по [10] с добавлениями автора. 1 – планировавшееся место заложения сверхглубокой скважины; 2 – метаморфизованные нефелиновые сиениты; 3 – трахитоидные арфедсонит-эгириновые фойяиты; 4 – трахитоидные арфедсонитовые фойяиты; 5 – трахитоидные хибиниты (фойяиты внешней дуги); 6 – массивные хибиниты;

7 – лявочорриты – среднезернистые эгириновые сиениты; 8 – трахитоидные ийолиты; 9 – рисчорриты и ювиты; 10 – массивные полевошпатовые уртиты и ийолиты; 11 – апатит-нефелиновые тела; 12 – предполагаемый разлом по ийолит-уртитовой дуге; 13 – среднезернистые трахитоидные полевошпатовые малиньиты и ийолиты; 14 – область интенсивного развития луявритовых жил и агпаитовой минерализации;

15 – ксенолиты вмещающих пород (PZ?); 16 – гнейсы (AR). Месторождения: 1 – Кукисвумчорр-Юкспор;

2 – Расвумчорр; 3 – Коашва; 4 – Ньорпахк; 5 – Олений ручей.

металлов, открываются группы минералов с ранее неизвестными кристаллохимическими особенностями [12]. Но по химическому составу и кристаллическим структурам открываемых минералов Хибинскому массиву близок только Ловозёрский массив.

УникальностьминеральногомираХибинобусловлена,преждевсего,егогеологоструктурной позицией и сочетанием в нём пород, возникших в результате внедрения щелочных магм разного состава. Массив расположен на пересечении региональных разломов в СВ части Балтийского щита и до настоящего времени является крупнейшим среди щелочных интрузивов мира. Но он приурочен и к региональной структуре, близкой линейной, в которой оказывается в одном ряду с ультраосновными щелочными массивами, включающими карбонатиты. Основной объём Хибинского массива слагают нефелиновые сиениты, но он несёт в себе и крупнейшее в мире тело ийолитов и уртитов. Присутствуют в нём и карбонатиты. Как и многие ультраосновные щелочные массивы [4, 16], Хибинский массив обнаруживает влияние калиевого щелочного магматизма [3, 13], результатом чего стало присутствие пойкилитовых нефелиновых сиенитов с кальсилитом (рисчорритов, ювитов), пуласкитов (лейкократовых щелочных сиенитов), тингуаитов и калиевых пикритов [1, 6, 9]. Максимальная сложность минерального состава пород массива определяется присутствием щелочных редкометальных силикатов – так называемой агпаитовой минерализации, которая присутствует почти во всех слагающих его породах: фойяитах, фойдолитах и кальсилит-нефелиновых пойкилитовых сиенитах.

Наиболее интенсивно агпаитовая минерализация проявлена в области разлома вдоль висячего бока рудных тел Кукисвумчорр-Юкспора и Расвумчорра, а затем в пределах НьорпахкСуолуайвскогоместорожденияинаиболееярковруднойзонеОленьегоручья(рис.1).

В 1960-1970 гг. ему уделялось много внимания в связи с его более крутым падением по отношению к залеганию апатит-нефелиновых тел [2]. В 1987 г. готовилось предложение о бурении глубокой (до 5 км) скважины (рис. 1), в задачи которой включался и анализ присутствия на глубине сброшенных блоков апатит-нефелиновых тел. Разлом трассируется среднезернистыми трахитоидными полевошпатовыми ийолитами и малиньитами (рис. 2), которые в висячем боку апатитовых тел сопровождаются дайками луявритов. Они насыщены редкометальными силикатами – эвдиалитовые и астрофиллитовые луявриты содержат мурманит, лампрофиллит, энигматит и другие минералы, типичные для луявритов Ловозера. В зоне апатитовых месторождений строение массива наиболее сложно (рис. 1). Здесь имеет место тесное взаимодействие фойдолитов, калиевых нефелиновых сиенитов и луявритов жильной серии. Именно эта зона наиболее богата щелочными пегматитами и поздними жильными образованиями с большим разнообразием минеральных видов.

Трудно представить, что А.Е. Ферсман, А.Н. Лабунцов, Е.Е. Костылёва, Э.М. Бонштедт и Н.Н. Гуткова, изучавшие Хибины в 1930-40 гг., были менее наблюдательны, чем последующие поколения минералогов. Но они не могли представить, что можно доказать новизну минерала, зёрна которого различимы только под микроскопом. Даже в 1950-е гг. доказательство новизны видимых глазом канасита и фенаксита стоило М.Д. Дорфману [5] большого труда и времени.

Прорывом в диагностике минералов Хибин и Ловозера стало создание Ю.П. Меньшиковым банка их дебаеграмм [8, 15]. В 1973-1984 гг. им открыты 16 новых минералов. А.П. Хомяков [16] расширил применение аппаратурных методов и использовал в полевых условиях бинокулярный микроскоп. Это позволяло за полевой сезон исследовать сотни метров свежего керна с глубин до 2 км. К 1990 г. А.П. Хомяковым [16] в список минералов Хибинского и Ловозёрского массивов добавлено 50 минеральных видов.

Таблица 1. Изотопный состав природных карбонатов [14].

Принципиальное значение имело открытие [16] большого числа водорастворимых минералов. Их присутствие в пегматитах и «гидротермальных» жилах говорит о том, что локализация флюидно-магматических дифференциатов на заключительных стадиях кристаллизации расплавов сопровождалась концентрацией CO2, F2, Cl2PO4, H2O. Изотопный анализ углерода натрита Na2CO3 из крупного мономинерального выделения (1024 см) в ядре астрофиллит-эгириновой линзы показал (табл. 1), что он имеет мантийное происхождение [7]. Существующая поверхность Хибинского массива по ряду признаков [3, 13, 1, 6, 9, 11] могла находиться на глубинах 2-2.5 км несколько миллионов лет. Перекристаллизация ранее возникших минералов и кристаллизация низкотемпературных фаз могли продолжаться на локальных участках длительное время. Кроме сложного состава и сложной кристаллизации магм Хибинского массива немалое значение могло иметь и их взаимодействие с ксенолитами вмещающих пород. К таковым многие геологи относили содержащие молибденит жилы г. Тахтарвумчорр и концентрации ловчоррита г. Юкспор.

В истории изучения минерального мира Хибин немалую роль играли факторы производства. В начальный период изучения минералогии хибинских пород сказалась популярность массива в связи с открытием огромных эндогенных месторождений фосфора. В дальнейшем положительное значение имел широкий фронт горных и разведочных работ. Ключевую роль сыграло развитие аппаратурных исследований на микроскопическом уровне. Но определяющим фактором уникальности химического состава и кристаллических структур большого числа минералов Хибин остаются геологические условия его формирования. Открытия новых минералов продолжались в Хибинах и Ловозере в 1990-е гг. [17, 18] и совершаются в настоящее время.

Как и всё естествознание, геология, пройдя периоды исследования макро- и микромира, вошла в период изучения наномира. Интервенцию физиков в наномир, новые возможности получения фактических данных используют не только минералоги, но и петрологи, литологи, палеонтологи. Задачи минералогии в этом направлении сформулированы ещё в 1970-х гг. [14] Это образование зародышей кристаллов, причины торможения и искажения роста кристаллов, выявление примесей в минералообразующей среде. К этому можно добавить определение характера наночастиц природных коллоидов, рентгеноаморфных минералов и скрытокристаллических фаз. Кадастр минералов как кристаллических природных химических соединений будет расширяться. Будет ли создан кадастр природных наночастиц без кристаллической структуры?

Их число может быть огромным, а значение будет зависеть от целей исследования.

Уникальность минерального мира Хибин даёт основание ожидать интересных открытий в результате минералогических исследований в области наноразмерных частиц. На примере формирования коры выветривания по коренным породам известно, что в атмосферной среде медленные процессы на нано- и элементарном уровнях могут приводить в течение сотен тысяч и миллионов лет к образованию мощных тел нового минерального состава. Исследование границ кристаллов и наноразмерных включений в пегматитах и поздних эндогенных жилах Хибин могут раскрыть медленные процессы минералообразования, протекавшие в условиях катазоны на протяжении сотен и тысяч лет. Возможно, уникальный мир хибинских минералов позволит раскрыть новые природные процессы в недрах Земли.

Список литературы 1. Арзамасцев А.А., Федотов Ж.А., Арзамасцева Л.В. Дайковый магматизм северовосточной части Балтийского щита. СПб.: Наука, 2000. 383 с.

2. Вировлянский Г.М., Благодетелева Ю.М., Онохин Ф.М. и др. Главнейшие черты структуры Хибинских апатитовых месторождений и их поисковое значение // Хибинские апатитовые месторождения. М.: Наука, 1965. С. 127-145.

3. Галахов А.В. Петрология Хибинского щелочного массива. Л.: Наука, 1975. 256 с.

4. Гергелчев В.Н., Пятков И.Н., Панов Т.С. и др. Общая геолого-геофизическая и металлогеническая характеристика рифтовых зон Балканского п-ова // Роль рифтогенеза в геологической истории Земли. М.: Наука, 1977. С. 148-170.

5. Дорфман М.Д. Минералогия пегматитов и зон выветривания в ийолит-уртитах горы Юкспор Хибинского массива. М.-Л.: изд-во АН СССР, 1962. 157 с.

6. Дудкин О.Б., Савицкий А.В. Поздние ортоклазиты Ловозёрского массива и его обрамления // Докл. АН СССР. 1979. Т. 247. № 6. С. 1441-1444.

7. Дудкин О.Б., Кулаков А.Н., Поляков К.И. Типоморфизм минералов щелочных пород в связи с их апатитоносностью. Матер. XI съезда ММА. Научные основы и практическое значение типоморфизма минералов. М.: Наука, 1980. С. 117-124.

8. Дудкин О.Б., Меньшиков Ю.П. Минералогическое изучение Кольских щелочных массивов и его практическое значение // Зап. ВМО. 1983. № 5. С. 513-519.

9. Дудкин О.Б., Минаков Ф.В., Полежаева Л.И. и др. Карбонатиты Хибин. Апатиты: изд-во КФ АН СССР, 1984. 98 с.

10. Зак С.И., Каменев Е.А., Минаков Ф.В. и др. Хибинский щелочной массив. Л.: Недра, 1972. 176 с.

11. Когарко Л.Н. Проблемы генезиса агпаитовых магм. М.: Наука, 1977. 294 с.

12. Кривовичев С.В., Филатов С.К. Кристаллография минералов и неорганических соединений с комплексами анионоцентрированных тетраэдров. СПб.: изд-во СПб гос. ун-та, 2001. 200 с.

13. Куплетский Б.М. Петрографический очерк Хибинских тундр. Минералы Хибинских и Ловозерских тундр. М.-Л.: изд-во АН СССР, 1937. С. 13-48.

14. Лодиз Р., Паркер Р. Рост кристаллов. М.: Мир, 1974. 540 с.

15. Федотова М.Г. Кадастр минералов Кольского полуострова. Апатиты: изд-во КФ АН СССР, 1984. 115 с.

16. Свешникова Е.В. Калиевые щелочные магматические серии // Магматические горные породы. М.: Наука, 1984. С. 185-213.

17. Хомяков А.П. Минералогия агпаитовых щелочных пород. М.: Наука, 1990. 195 с.

18. Яковенчук В.Н., Иванюк Г.Ю., Пахомовский Я.А. и др. Минералы Хибинского массива.

М.: Оушен-Пресс, 1999. 328 с.

19. Pekov I.V. Minerals first discovered on the territory of the former Soviet Union. Moscow:

Ocean pictures Ltd, 1998. 369 p.

Кубо-триклинная инверсия общей системы минеральных видов и её связь со структурно-симметрийными особенностями минералов щелочных пород Институт минералогии, геохимии и кристаллохимии редких элементов, Москва, [email protected] Cubic-triclinic inversion of the overall mineral system and its relation to structural Обобщение новейших данных по симметрийной статистике минералов показало, что период 1995-2008 гг. ознаменовался переходом общей системы минеральных видов от эры доминирования в ней кубических минералов над триклинными к эре доминирования триклинных минералов над кубическими, чему в значительной мере способствовали недавние открытия рекордного числа новых низкосимметричных минералов в щелочных массивах агпаитовой формации. В результате произошло перестроение последовательности сингоний в ряду снижения их статистической процентной доли в общем минеральном фонде от зафиксированной ранее к современной, в которой порядок смены сингоний гораздо ближе соответствует общепринятой «классической» последовательности.

Synthesis of recent data on symmetry statistics of minerals showed that the period between 1995 and was marked with a transition of the overall mineral system from cubic minerals dominating over triclinic ones to vice versa, with a significant contributing factor being the recent discovery of a record number of new lowsymmetry minerals in agpaitic alkaline massifs. This resulted in rearrangement of the series of crystal systems ranked in order of their decreasing statistical percentage in the overall mineral kingdom from the past to the present, in which the order of the change in crystal systems is much closer in line with the generally accepted «classical» series.

Вторая половина XX в. ознаменована существенным ускорением темпов открытий новых минералов. Наиболее продуктивным стал период 1970-2010 гг., за который общий фонд известных науке минералов расширился с ~2000 до ~4300 минеральных видов (МВ), что соответствует ежегодному увеличению в среднем на 50-60 видов. В XVIII в. среднегодовой прирост составлял около 0.5 минерала, в XIX в. – 3-4 минерала и в первой половине XX в. 10-20 минералов [21]. Но сопровождался ли рост минерального фонда его качественным изменением, менялись ли с ростом числа МВ представления о структуре минерального мира? Н.П. Юшкин пришёл к заключению, что на рубеже XVIII-XIX вв. имевшийся фонд около 100 МВ уже обеспечивал достоверное знание о кристаллосимметрийной структуре минерального мира на уровне сингоний.

Подобные представления о структуре минерального мира развивал И.И. Шафрановский [19], показавший, что статистическое распределение МВ по сингониям, классам симметрии и другим рангам симметрийной систематики подчиняется устойчивым закономерностям, которые сохраняются почти неизменными на протяжении десятилетий, несмотря на интенсивный прирост числа минералов. Выявленные закономерности обобщены им в «законе сохранения количественных отношений минералов по их симметрии». Он же предложил рассматривать статистические симметрийные характеристики минерального мира как минералого-кристаллографические кларки и использовать их как источник генетической информации при анализе минеральных сообществ различных провинций и типов месторождений. Плодотворность такого анализа нашла отражение в работах Н.П. Юшкина [20, 21] и В.В. Доливо-Добровольского [1], обосновавших представления об эволюции «кубического» или «кубо-ромбического» минерального мира в «моноклинный» от ранних этапов развития Земли к современному и о последовательном снижении симметрии вещества земных оболочек по мере продвижения из глубины к поверхности планеты.

На сходной основе Ю.Б. Мариным [4] показана отчётливая тенденция снижения симметрии акцессорных минералов в гранидоидах на уровне формаций, серий и отдельных массивов от ранних стадий эволюции к поздним.

Утверждениюпредставленийосравнительномпостоянствекристаллосимметрийной структуры минерального мира способствовала концепция ограниченности числа МВ в природе, господствовавшая на протяжении почти всего XX в. [6, 7]. Автору удалось показать, что она справедлива лишь применительно к наиболее стабильной части минерального мира, охватывающей породы и руды с минералами относительно простого состава и структуры, образующими кристаллы и зёрна сравнительно крупных размеров. В качестве альтернативы нами обоснована концепция неограниченности числа минеральных видов [8-11, 16-18, 26-28, 30], охватывающая также уникальные типы пород и руд с минералами сложного состава и структуры, размером до нанометров. В соответствии с ней, на современном этапе развития науки и техники основным источником открытий новых МВ являются уникальные месторождения, условия образования которых в планетарном масштабе охватывают почти весь доступный эксперименту диапазон температур, давлений, концентраций различных компонентов, а также кислотно-щелочного и окислительновосстановительного потенциалов. Это снимает многие барьеры, ограничивающие разнообразие природных минералов и, как показано ниже на примере симметрийных особенностей минералов высокощелочных комплексов, удовлетворительно объясняет ярко проявленную тенденцию к снижению средней симметрии общей системы МВ по мере её пополнения новыми видами.

Среди дериватов щелочных массивов агпаитовой формации1 особый научный и практический интерес в последние десятилетия приобрели пересыщенные щелочными, летучими и редкими элементами пегматоидные породы (уссингитовые, содалитовые и др.), выделяемые как ультраагпаитовые [8, 27, 30]. Содержащие их глубоко дифференцированные массивы нефелиновых сиенитов представляют собой минералогические уникумы, превосходящие по разнообразию МВ любые другие месторождения мира. Наиболее известные представители – Хибинский и Ловозёрский на Кольском п-ове, Илимауссак в Гренландии и Монт Сент-Илер в Канаде. Только за 1970-2000 гг. в них установлено и утверждено в ММА около 150 новых минералов. Всего в них описано около 300 таких минералов [3, 5, 8, 15, 25, 30, 31]. В основном это сложные по составу гипернатриевые соединения, разнообразие которых определяется способностью атомов Na распределяться по многим позициям кристаллической структуры и формировать различные по форме и размеру полиэдры с уникальным набором координационных чисел от 4 до 12. Другая их особенность – доминирование низкосимметричных структур и значительное преобладание триклинных видов над кубическими.

Кратко остановимся на анализе симметрийных особенностей минералов названных массивов, опираясь на опубликованные результаты по симметрии 173 новых минералов, описанных на их территории, и 250 минералов, отнесённых нами к характерным для них [30]. Вторая выборка, наряду с первой, включает главные породо- и рудообразующие минералы, все водорастворимые минералы, характерные для ультраагпаитовых пород, залегающих ниже зоны выветривания, и другие высокощелочные минералы, встречающиеся более чем в одном из четырёх массивов. Все прочие минералы, встречающиеся в них, но более характерные для образований других генетических типов, а также «сквозные» для многих типов природных объектов, не учитывались, чтобы ярче оттенить симметрийные особенности минералов, специфичных для данных массивов.

Из табл. 1 следует, что минералы, типоморфные для ультраагпаитовых пород, резко выделяются на фоне общей системы МВ относительным дефицитом кубических представителей и избытком ромбических, моноклинных и особенно триклинных. Если минеральный мир в целом на современном этапе изученности характеризуется равным соотношением видов кубической и триклинной сингоний, то для ультраагпаитовых пород устанавливается трёхкратное преобладание триклинных над кубическими. Столь разительное смещение доли минералов в направлении высокоупорядоченных низкосимметричных структур можно объяснить спецификой пересыщенных щелочными и летучими компонентами низковязких расплавов-растворов, которые стимулируют формирование дальнего порядка атомов в «кристаллизационном дворике» растущих кристаллов, а также обеспечивают снижение температуры и резкое расширение температурновременного интервала кристаллизации агпаитовых магм и их конечных дифференциатов.

Другая причина столь значительного сдвига в сторону понижения симметрии – резкое преобладание в исследованных выборках силикатов: 170 из 250 в большой выборке и 122 из 173 в К «агпаитовым» относятся очень редкие высокощелочные магматические породы, которые противопоставляются менее щелочным «миаскитовым», относительно широко распространённым в земной коре. В мире выявлено 10-15 крупных массивов 1-го типа, но именно с ними, а не с сотнями мелких интрузий миаскитовых нефелиновых сиенитов связаны месторождения почти половины элементов таблицы Менделеева: P, Al, Nb, Ta, Zr, Ce и Y редких земель, Sr, Ga и др.

малой [29]. Они существенно отличаются от минералов прочих классов усложнённым составом и пониженной симметрией в соответствии с законом Фёдорова-Грота. Чтобы оценить роль этого фактора, в табл. 2 сопоставлены данные, аналогичные табл. 1, но относящиеся к силикатам. Обращает внимание почти двадцатикратное преобладание триклинных минералов над кубическими в выборке из 122 новых силикатов, открытых на территории рассматриваемых массивов. Но, как следует из табл. 1 и 2, для силикатов ультраагпаитовых пород характерны те же симметрийные отличия от силикатов в целом (относительный дефицит кубических представителей при избытке представителей низших сингоний), что и для совокупностей минералов всех химических классов.

Как уже подчёркивалось [8-11, 14-18, 26-28, 30 и др.], дифференцированные нефелинсиенитовые комплексы с ультраагпаитовыми породами занимают особое место среди минералогически уникальных объектов и представляют собой практически неисчерпаемый источник новых минералов. В будущем их вклад в расширение общей системы МВ будет увеличиваться, способствуя снижению симметрии минерального мира в целом. Этому же в соответствии с законом Фёдорова-Грота будет способствовать и постепенное увеличение в расширяющемся минеральном фонде относительной доли минералов более сложного состава и структуры. На важную роль этого фактора в эволюции средней симметрии минералов одним из первых указал В.В. Доливо-Добровольский [2], по подсчётам которого в выборке из 395 новых минералов, описанных с 1980 по 1984 гг., соотношение процентных долей МВ триклинной (11.6) и кубичской (9.4) сингоний оказалось обратным по отношению к долям МВ тех же сингоний в общем фонде минеральных видов.

Таблица 1. Распределение минералов ультраагпаитовых пород по категориям и сингониям.

Категория Сингония * Рассчитано по [22]. ** Заимствовано из [30]. Здесь и в табл. 2 первая цифра относится к 250 характерным минералам Хибин, Ловозера, Илимаусака и Сент-Илера; вторая (в скобках) – к 173 минералам, описанным в них в качестве новых минеральных видов.

Таблица 2. Распределение силикатов ультраагпаитовых пород по категориям и сингониям.

* Рассчитано по [24]. ** Заимствовано из [29, 30].

Таблица 3. Относительные количества минералов триклинной и кубической сингоний к разным годам. * * На первом месте – числа минералов, на втором – проценты; в скобках – общее число учтённых минералов.

Очевидно, в дальнейшем независимо от генетических типов изучаемых объектов среди новооткрываемых представителей минерального мира будет непрерывно увеличиваться доля микро- и наноминералов, которые в основной своей массе кристаллизуются после макроминералов и как более низкотемпературные, являются в среднем более низкосимметричными. В этом плане показательны данные о характере эволюции отношения триклинных минералов к кубическим для всей совокупности изученных минералов за минувшие полтора столетия, обобщённые в табл. 3, в которой цифры за период 1860-1966 гг. заимствованы из [2, 19], а за период 1980-2008 гг.

подсчитаны нами на основе информации о сингониях минералов из третьего, седьмого и десятого изданий авторитетного в мировом сообществе минералогов справочника «Glossary of Mineral Species» [22-24].

Анализ данных показывает, что если во второй половине XIX в. (в «эпоху крупных кристаллов») отношение числа триклинных минералов к кубическим равнялось 0.3, то в следующем столетии, по мере включения в сферу детальных исследований всё более мелких минеральных объектов, оно неуклонно возрастало, достигнув 0.5 к 1966 г. и увеличившись от 0.97 до 1.06 между 1995 и 2008 гг. Хотя этот рост за последний период оказался не слишком значительным, сам факт перехода этого отношения через значение 1.0 многозначителен, поскольку символизирует переход общей системы МВ от эры доминирования в ней кубических минералов над триклинными к эре доминирования триклинных минералов над кубическими. Как результат мы наблюдаем перестроение последовательности сингоний в ряду снижения их статистической процентной доли от зафиксированной в 1983 г. [19] (моноклинная – ромбическая – кубическая – тригональная – тетрагональная – гексагональная – триклинная) к современной, в которой (табл. 1) триклинная сингония располагается левее кубической, а порядок сингоний (моноклинная – ромбическая – тригональная – триклинная – кубическая – гексагональная – тетрагональная) гораздо ближе к порядку сингоний в их «классической» последовательности: триклинная – моноклинная – ромбическая – тригональная – тетрагональная – гексагональная – кубическая.

Таким образом, речь идёт если не о симметрийной революции в минеральном мире, то по крайней мере о его качественном изменении, обозначенном ранее [12, 13, 27] как «кубо-триклинная инверсия общей системы минеральных видов», которое с полным основанием можно квалифицировать как одно из важнейших событий в истории познания законов эволюционной диссимметризации минерального мира. Его приуроченность к середине первой декады нового столетия довольно точно спрогнозирована нами в указанных работах. Там же сделан прогноз, согласно которому число выявленных на Земле минералов к середине XXI в. достигнет ~10000, относительная доля триклинных представителей повысится от современных 10 до ~14.5 %, а кубических понизится от 9 до ~5 %. Общая система МВ, существенно расширившаяся за счёт микроминералов, по симметрийной структуре ещё больше приблизится к «классической» последовательности сингоний и, в соответствии со статистическим законом Фёдорова-Грота, будет характеризоваться значительно более резким, чем современная система, преобладанием сложных по составу и структуре минералов над минералами с простой конституцией.

Список литературы 1. Доливо-Добровольский В.В. К кристаллографии земных оболочек // Зап. ВМО. 1984. № 5.

С. 586-590.

2. Доливо-Добровольский В.В. О так называемых «законах статистической минералогии»

// Зап. ВМО. 1988. № 3. С. 387-393.

3. Костылёва-Лабунцова Е.Е., Боруцкий Б.Е., Соколова М.Н. и др. Минералогия Хибинского массива. Т. 1. М.: Наука, 1978. 228 с.

4. Марин Ю.Б. Ассоциации акцессорных минералов и особенности их эволюции на разных уровнях образования гранитоидных серий // Зап. ВМО. 1973. № 5. С. 572-590.

5. Пеков И.В. Ловозёрский массив: история исследования, пегматиты, минералы. М.: Земля, 2001. 432 с.

6. Урусов В.С. Почему их только две тысячи? // Природа. 1983. № 10. С. 82-88.

7. Ферсман А.Е. О числе минеральных видов // Докл. АН СССР. 1938. Т. 19. № 4. С. 271-274.

8. Хомяков А.П. Минералогия ультраагпаитовых щелочных пород. М.: Наука, 1990. 196 с.

9. Хомяков А.П. Ультращелочное состояние природного вещества: минералогические критерии и роль в формировании уникальных месторождений // 1-й Межд. симп. «Крупные и уникальные месторождения редких и благородных металлов в литосфере: проблемы генезиса и освоения». СПб. 1996. С. 234-235.

10. Хомяков А.П. Почему их больше чем две тысячи? // Природа. 1996. № 5. С. 62-74.

11. Хомяков А.П. Новейшие минералогические открытия и пересмотр концепции ограниченности числа минеральных видов // Структура и эволюция минерального мира. Межд. минерал. семинар. Сыктывкар: Геопринт, 1997. С. 98-99.

12. Хомяков А.П. Новые минералы и симметрия минерального мира // Минералогические музеи. Матер. межд. симп. по истории минералогии и минералогических музеев, геммологии, кристаллохимии и классификации минералов. СПб.: изд-во СПбГУ, 1998. С. 136.

13. Хомяков А.П. Размер индивидов и эволюция представлений об общей системе минеральных видов // Минерал. об-во и минерал. наука на пороге XXI в. Тез. докл. к IX съезду Минерал.

об-ва при РАН. СПб. 1999. С. 29-30.

14. Хомяков А.П. Структурно-симметрийный типоморфизм минералов уникальных месторождений щелочного ряда // XIX семинар «Геохимия магматических пород». М.: ГЕОХИ, 2000. С. 154-155.

15. Хомяков А.П. Рекордный вклад Кольского региона в общую систему минеральных видов // Тр. III Ферсмановской науч. сессии. Апатиты: изд-во K & M, 2006. С. 96-98.

16. Хомяков А.П. Принцип неограниченности числа минеральных видов в структурном и культурологическом аспектах // III Межд. симп. «Минеральное разнообразие. Исследование и сохранение». София: Земята и хората, 2007. С. 265-271.

17. Хомяков А.П. Ограничено ли число минеральных видов в природе? // Тр. V Всерос.

Ферсмановской научн. сессии. Апатиты: изд-во K & M, 2008. С. 98-101.

18. Хомяков А.П. Современная система природных минералов и перспективы её расширения // Рос. хим. журн. 2010. Т. 54. № 2 (в печати).

19. Шафрановский И.И. Статистические закономерности и обобщающий закон в распределении минералов по их симметрии // Зап. ВМО. 1983. № 2. С. 177-184.

20. Юшкин Н.П. Эволюционные представления в современной минералогии // Зап. ВМО.

1982. № 4. С. 432-442.

21. Юшкин Н.П. История минералогии и эволюция фундаментальных минералогических идей. Сыктывкар. 1984. 52 с.

22. Back M.E., Mandarino J.A. Fleischer's Glossary of mineral species. Tucson: The Mineral.

Record Inc., 2008. 344 p.

23. Fleischer M. Glossary of mineral species. Tucson: Mineral. Record, 1980. 192 p.

24. Fleischer M., Mandarino J.A. Glossary of mineral species. Tucson: The Mineral. Record Inc., 1995. 280 p.

25. Horvth L., Gault, R.A. The mineralogy of Mont Saint-Hilaire, Qubec // Mineral. Rec. 1990.

V 21. P 284-359.

26. Khomyakov A.P. Diversity of alkaline rock minerals and the problem of quantity of mineral species // 14th IMA Gen. Meet. Stanford, California, 1986. P 140.

27. Khomyakov A.P. Mineralogy of hyperalkaline rocks: advances and prospects // 17th IMA Gen.

Meet. Toronto, 1998. P A108.

28. Khomyakov A.P. Recent mineral discoveries and the number of mineral species: a reconsideration // 17th IMA Gen. Meet. Toronto, 1998. P A156.

29. Khomyakov A.P. Symmetry anomaly of new minerals from four unique localities: Khibina, Lovozero, Ilimaussaq and Mont St.-Hilaire // 31th Int. Geol. Congr. Rio de Gineiro, 2000. CD.

30. Khomyakov A.P. The distribution of minerals in hyper-agpaitic rocks in terms of symmetry:

evolution of views on the number and symmetry of minerals // Geol. Greenland Surv. Bull. 2001. V 190.

P 73-82.

31. Petersen O.V., Secher K. The minerals of Greenland // Mineral. Rec. 1993. V 24. P 1-65.

Минералогия месторождений Карело-Кольского региона Mineralogy of the Karelia-Kola region deposits Геологический институт КНЦ РАН, Апатиты, [email protected] Представлены данные по РЗЭ в цирконах из карбонатитов Ковдорского массива, Кольский п-ов, отражающие особенности его генезиса. По высоким значениям Eu/Eu* = 0.91-1.10 фиксируется мантийное происхождение исходного расплава. По низким величинам циркониевого буфера Ce+4 /Ce+3 = 1.51-0. определяется резко восстановительный характер флюида, что тождественно петрологическому буферу FMQ от -1.48 до -1.63. Оба кислородных буфера свидетельствуют о глубинных источниках, аналогичных кимберлитовым трубкам, по режиму летучих. Близкие генетические параметры получены для карбонатитов Mud Tank, Австралия: Ce+4 /Ce+3 = 9.13- 0.002, MFQ от -0.63 до -1.65. Главное различие между обоими типами карбонатитов состоит в большем диапазоне вариаций фугитивности кислорода для австралийских разностей.

Presented are data on REE in zircons from carbonatites of the Kovdor massif, Kola Peninsula. The data reflect the genesis peculiarities of the massif. High values of Eu/Eu* = 0.91-1.10 testify to the mantle origin of the primary substance. Low values of the zircon buffer Ce+4 / Ce+3 = 1.51-0.14 indicate the fluid reducing dramatically, which is similar to the petrological buffer FMQ from -1.48 up to -1.63. Both oxygen buffers testify to the deep-located sources being analogous to kimberlitic pipes. Genetically relative parameters are obtained for carbonatites of the Mud Tank, Australia: Ce+4 / Ce+3 = 9.13- 0.002, MFQ from -0.63 up to -1.65. The major difference between the two types of carbonatites is a greater number of variations of the oxygen fugacity for the Australian varieties.

Рис. 1. Корреляция вариаций фугитивности кисло- соотношения должны соответствовать петророда FMQ = logO2 мантийных и коровых пород и логическим буферам кислорода, среди которых при оценке фугитивности кислорода в изменений Ce+4/Ce+3 в цирконах этих пород.

шпинелевый и ильменитовый MFQ [2-6]. Мы сопоставили с ними вариации Ce+4 /Ce+3 цирконов перидотитовых ксенолитов и мантийных магм разного состава (рис. 1).

Использование регрессионного анализа дало следующее. Зависимость описывается моделью y = 14.742 + 8.954x (y – Ce+4/Ce+3, x – значение для буфера FMQ) и значима на уровне 0.01.

Для верхней мантии данные по Ce+4/Ce+3 охва- нитоидов разных возрастов, в т.ч. для детритовых цирконов хадея.

(рис. 2, 3). Общее для всех типов цирконов – преобладание тяжёлых РЗЭ из-за уменьшения анализов, чем для австралийских. Это касаРис. 2. Вариации РЗЭ в цирконах Ковдора.

ется и вариаций Eu+3/Eu+2 – ковдорские цирконы имеют более стабильное отношение Рис. 3. Вариации РЗЭ в цирконах массива Муд Танк.

0. Рис. 4. Вариации Ce+4/Ce+3 в цирконах из карбонатипредставлены доказательства резко восстанотов Ковдора и Муд Танка.

Vladykin N.V. et al. Plum integration and evoluРис. 5. Приуроченность ковдорских карбонатитов к tion of continental mantle lithosphere // Deepнаиболее восстановительной зоне мантийной фуги- seated magmatism, its sources and plumes. Proc.

тивности кислорода.

magmatism, its sources and plumes. Ulan-Ude. 2004. P 194-208.

4. Ballhaus C. Redox states of lithospheric and asthenospheric upper mantle // Contrib. Mineral.

Petrol. 1993. V 114. P 331-348.

5. Глебовицкий В.А., Никитина Л.П., Вревский А.Б. и др. Природа химической неоднородности континентальной литосферной мантии // Геохимия. 2009. № 9. С. 910-936.

6. Рябчиков И.Д., Когарко Л.Н. Окислительно-восстановительный потенциал Хибинской магматической системы и генезис абиогенных углеводородов в щелочных плутонах // Геология рудных месторождений. 2009. Т. 51. № 6. С. 475-491.

7. Belousova E.A., Griffin W.L., O’Reilly S. Y. et al. Igneous zircon: trace element composition as an indicator of source rock type // Contrib. Mineral. Petrol. 2002. V 143. P 602-622.

Новые поступления в музей Геологического института КНЦ РАН Геологический институт КНЦ РАН, Апатиты, [email protected], [email protected] New acquirements to the museum of the Geological Institute KSC RAS В 2009 г. коллекция Музея геологии и минералогии им. И.В. Белькова Геологического института КНЦ РАН пополнилась рекордным количеством образцов – 975, которые зарегистрированы в основном и научно-вспомогательном фондах. В пополнении коллекции участвовали сотрудники Института и других организаций. Поступления основного фонда представлены новыми минеральными видами Кольского п-ова, редкими минералами, коллекцией минералов Хибино-Ловозёрского щелочного комплекса, Кейв и других массивов.

In 2009 the collection of I.V. Bel’kov’s Museum of Geology and Mineralogy of the Geological Institute KSC RAS saw the bumper inflow of samples, 975 in number. These were registered in the major and scientificsupplementary funds. The samples were granted by employees of the Institute and other organizations. The major fund was expanded with new mineral species of the Kola Peninsula, rare minerals, collection of minerals of the Khibiny-Lovozero alkaline massif, Keivy and other massifs.

Для Музея геологии и минералогии им. И.В. Белькова Геологического института КНЦ РАН 2009 г. был рекордным – коллекция пополнилась на 975 образцов минералов и руд Кольского п-ова. В развитие музея внесли вклад сотрудники Института (Ю.Л. Войтеховский, В.Н. Яковенчук, Ю.П. Меньшиков, А.В. Мокрушин, С.М. Карпов, А.К. Шпаченко, С.В. Мудрук, В.В. Котляров), других организаций (И.В. Пеков, МГУ), С.Н. Бритвин (СПбГУ), И.С. Красоткин (АФ ПетрГУ) и коллекционер-любитель А.С. Подлесный (г. Апатиты). Образцы зарегистрированы в основном и научно-вспомогательном фондах. В основном фонде зарегистрировано 59 образцов минералов, из которых 46 наиболее редких и красочных образцов выставлены в экспозиции музея. Их можно разбить на группы: 1) новые минералы Кольского п-ова; 2) редкие минералы Кольского п-ова;

3) минералы Хибин и Ловозера; 4) минералы Кейв; 5) минералы других районов Кольского п-ова.

Новые минералы Кольского п-ова. Пополнение коллекции новых минералов – одна из важнейших задач музея. В 2009 г. в коллекцию поступило 15 новых минералов Кольского п-ова.

Некоторые открыты совсем недавно, другие – намного раньше, но отсутствовали в фондах музея или были в единичных образцах. По данным на 1 января 2010 г. число впервые открытых на Кольском п-ове минералов составляет 256. В музейной коллекции их 188.

Стронциофлюорит и полежаеваит, переданные В.Н. Яковенчуком, утверждены КНМНК ММА 31 мая 2009 г. Оба относятся к классу галогенидов (фторидов), находятся совместно и обнаружены в ортоклазсодержащих уртитах г. Коашва. В открытии минералов участвовал коллектив учёных Геологического института: В.Н. Яковенчук, Е.А. Селиванова, Г.Ю. Иванюк, Я.А. Пахомовский, Ю.А. Корчак, а также главный геолог Восточного рудника ОАО «Апатит»

А.П. Николаев. Стронциофлюорит получил название по составу (Sr аналог флюорита), полежаеваит – в честь Л.И. Полежаевой, специалиста в области рентгеноспектрального, в стинита он принимал непосредственное участие. Мегациклит, клинофосинаит, бериллит – из его личной коллекции. Красновит из рудника «Железный» Ковдорского массива передан через него первооткрывателем минерала С.Н. Бритвиным (СПбГУ). Волошинит [2] получил название в честь д.г.-м.н. А.В. Волошина, заведующего лабораторией минералогии Геологического института КНЦ РАН. Минерал представляет собой Rb аналог лепидолита и обнаружен в редкометальных пегматитах Вороньих тундр, изучению которых А.В. Волошин посвятил много лет.

Щелочной силикат егоровит [1] обнаружен в ультращелочном пегматите «Палитра» г. Кедыкверпахк. Название минерал получил в память о Ю.К. Егорове-Тисменко, выдающемся специалисте в области кристаллографии и кристаллохимии, в течение многих лет преподававшем эти дисциплины в МГУ. Кианоксалит [3] – минерал из группы канкринита с оксалатным дополнительным анионом, обнаружен в ультраагпаитовых пегматитах г. Аллуайв и уртитоподобной породе г.

Карнасурт. Название получил по голубоватому цвету. От А.С. Подлесного поступили образцы с цепинитом-K и комаровитом из Хибинского массива.

Редкие минералы Кольского п-ова. Впервые в коллекции музея появились образцы с фрейденбергитом из г. Каскасньюначорр (обр. Ю.П. Меньшикова), таканелитом г. Эвеслогчорр, рансьеитом г. Лепхе-Нельм и эйрикитом г. Аллуайв (обр. И.В. Пекова). Все они экспонируются в музее.

Минералы Хибин и Ловозера. Экспозицию обогатили 28 образцов. Среди них баритокальцит с ильменитом (рис. 1), мелкоигольчатый астрофиллит, кристаллы апатита, катаплеит, псевдоморфоза микроклина по натролиту (Хибины, обр. А.С. Подлесного), голубой дельхайелит (рис. 2), шабазит на почках карбонат-фторапатита, эвдиалит в оторочке умбита, филлипсит (Хибины, обр. Ю.П. Меньшикова); борнеманит (Ловозеро, обр. И.В. Буссен), неполная псевдоморфоза уссингита по крупному кристаллу анальцима, лоренценит, стенструпин-(Ce), псевдоморфозы альбита по кристаллам уссингита (Ловозеро, обр. И.В. Пекова). Витрину с апатитовыми рудами Хибин украсил оригинальный образец линзовидно-полосчатой руды с чёрным апатитом (А.С. Подлесный). Им же переданы образцы с кристаллами фторапатита, шабазит-Ca, натролит с амичитом и кристаллы циркона (Хибины), а также белянкинит с г. Кедыкверпахк (Ловозеро).

Минералы Кейв. Продолжающиеся работы Института в Кейвах позволяют обновлять музейную экспозицию по минералогии высокоглинозёмистых сланцев. Дополнением стала коллекция из 8 образцов, переданных Ю.Л. Войтеховским: 1 – кристалл альмандина 272620 см;

2 – красочные образцы гранат-слюдяных сланцев 312010 см (2 обр.); 3 – серебристо-белый волокнистый силлиманит (4 обр.); 4 – пластинчатый ильменит в серовато-зелёном хлоритоиде (201511 см).

А.В.Мокрушиным,С.М.Карповым, А.К.Шпаченко,И.С.Красоткиными В.В. Котляровым переданы красочные образцы ставролит-слюдяных сланцев с крестообразными двойниками ставролита.

Минералыдругихрайонов Кольскогоп-ова.Образец 10105 см с оранжево-коричневымклиногумитом из Флогопитового рудника, Ковдорский массив, подарен А.С. Подлесным. Он украсил экспозицию силикатов в систематической коллекции.

Научно-вспомогательныйфонд пополнился 916 образцами. Он используется в научных целях и для составле- Рис. 2. Голубой дельхайелит.

ния коллекций минералов Кольского п-ова по заявкам из различных уголков страны. Основной вклад в этот фонд сделал А.С. Подлесный, подаривший музею 806 образцов. Он уже более 25 лет сотрудничает с музеем. Здесь демонстрируются более 60 его образцов с редкими и красивыми минералами региона. На этот раз А.С. Подлесным переданы образцы из Хибинского, Ловозёрского и Ковдорского массивов.

Шесть образцов с перовскитом из Африкандского месторождения поступили от Ю.Л. Войтеховского. По результатам работ в Кейвах фонд пополнился образцами с высокоглинозёмистых минералов: параморфозами кианита по андалузиту (хиастолиту), кристаллами кианита и ставролита (84 обр., А.К. Шпаченко, И.С. Красоткин, В.В. Котляров); кианитом и ставролитом (2 обр., С.В. Мудрук, С.М. Карпов); крупными кристаллами ставролита из Семиостровья (5 обр.) и параморфическими кианитовыми сланцами г. Манюк (13 обр., А.В. Мокрушин).

Благодаря пополнению научно-вспомогательного фонда в 2009 г. музеем отправлена коллекция из 50 образцов минералов (в том числе новых) и руд Кольского п-ова геологическому факультету Саратовского госуниверситета им. Н.Г. Чернышевского.

Список литературы 1. Пеков И.В., Зубкова Н.В., Чуканов Н.В. и др. Егоровит Na4[Si4O8(OH)4] · 7H2O – новый минерал из Ловозёрского щелочного массива, Кольский п-ов // Зап. РМО. 2009. № 3. С. 82-89.

2. Пеков И.В., Кононкова Н.Н., Агаханов А.А. и др. Волошинит – новая рубидиевая слюда из гранитных пегматитов Вороньих тундр, Кольский п-ов // Зап. РМО. 2009. № 3. С. 90-100.

3. Чуканов Н.В., Пеков И.В., Олысыч Л.В. и др. Кианоксалит – новый минерал группы канкринита с оксалатным внекаркасным анионом из Ловозёрского щелочного массива, Кольский п-ов // Зап. РМО. 2009. № 6. С. 18-35.

Типоморфные особенности ставролитов пялкъярвинской свиты и Хизоваарской структуры Институт геологии КарНЦ РАН, Петрозаводск, [email protected] Typomorphic peculiarities of staurolites from the Pyalkjarvy series and Khizovaara structure Приведены данные по минеральному составу ставролитсодержащих пород Карелии: типоморфные особенности ставролитов, их морфология и парагенетические ассоциации. Установлены различия по составу и степени метаморфизма ставролита.

The data on the mineral composition of staurolite-bearing rocks of Karelia are presented: typomorphic peculiarities of staurolites, their morphology and paragenetic associations. The differences in composition and metamorphism of staurolites are established.

Ставролит обычно рассматривается как коллекционный минерал, для него характерны крестообразные двойники, реже тройники и более сложные срастания. Его образование связано со среднетемпературным метаморфизмом. Он часто ассоциирует с парагонитом, кианитом и гранатом. Ставролиты широко распространены в России на территории Кольского п-ова и Ю. Урала.

В результате технологического изучения гранатовых руд Карелии на отдельных объектах (Высота 181, Зап. Плотина, Тербеостров) отмечены значительные содержания ставролита как попутного полезного компонента руд. Более детальные исследования проведены на участках Высота-181 и Ставролитовая горка в ЮЗ и центральной частях Хизоваарской структуры. В её северной части на нескольких участках общей площадью 3.5 км2 кианитовые руды образуют промышленное месторождение Хизоваара [1]. Структура представляет собой сложную складку с субширотной осевой поверхностью, погружающейся на юг, и является крайней СЗ частью Керетского зеленокаменного пояса [2].

Сложноскладчатая структура участка Высота-181 представлена вулканогенно-осадочным комплексом сильно дислоцированных пород, собранных в мелкие изоклинальные складки [3].

Ритмично-слоистая метаморфическая толща СВ простирания состоит из сланцев, рассланцованных гнейсов и амфиболитов с большим количеством высокоглинозёмистых минералов. Предположительно она была образована по алюмокремнистым осадкам, миндалины и реликты подушечной текстуры в амфиболитах свидетельствует об их вулканогенной природе.

Породы различаются по преобладанию того или иного компонента (слюдяные, двуслюдяные, роговообманковые, гранатовые и т.п.) и зачастую незаметно переходят одна в другую.

В гнейсах чередуются лейкократовые и меланоктратовые полосы, имеющие линейное расположение, благодаря чему порода приобретает сланцеватое сложение. Сланцеватая текстура характерна и для амфиболитов. Породы ЮЗ части проявления, помимо граната, обогащены ставролитом и кианитом, поэтому обособляются в отдельную разновидность. Их минеральный состав приведён в табл. 1.

Ставролит в породе распределён неравномерно. Часты переходы от бесставролитовых участков в обогащённые (до 13 %, рис. 1а). Образует изометричные зёрна часто с неясными контурами из-за большого количества кварца, зёрна дендритовидные, размер 0.5-3.5 мм. Иногда в виде растащенных оплавленных фрагментов зерна. Присутствует в виде включений в гранате (рис. 1б).

Ассоциация ставролит-мусковит-биотит-кварц указывает на температуру ~600 о С.

Рис. 1. Морфология ставролита в породах Хизоваарской структуры. Слева направо: а - ставролит-гранатбиотитовый гнейс проявления Высота 181, б – включения в гранате из ставролит-кианит-гранатового гнейса Высота 181, в – гранат-ставролитовый гнейс участка Ставролитовая горка. Сканирующий электронный микроскоп VEGA II LMU.

В 2008 г. на участке Ставролитовая горка (южный склон г. Хизоваара) со сложноскладчатым строением проведено детальное картирование ставролитсодержащих пород. В гранатовых метасоматитах наблюдается перемежаемость гранат-слюдистых, ставролит-гранат-слюдистых гнейсов и амфиболсодержащих гранатитов. Технологическая проба имеет следующий состав:

27 % ставролита, 15 % граната, 49 % кварца, 4 % плагиоклаза, 3 % мусковита. Ставролит мелкий, образует скелетные, неправильные формы (рис. 1в). Состав минералов определён на сканирующем электронном микроскопе VEGA II LSH с анализатором INCA Energy 350 (ускоряющее напряжение 20kV, ток зонда 350pA) (табл. 2). На обоих участках породообразующие ставролиты близки по составу.

Таблица 2. Состав ставролитов различных участков Хизоваарской структуры.

Высота Ставролитовая Ставролит-гранатовый С целью изучения высокоглинозёмистого сырья в 2009 г. сотрудниками ИГ КарНЦ РАН проведены рекогносцировочные работы в Сев. Приладожье. Высокоглинозёмистые породы в Ладожско-Ботнической зоне представлены турбидитами ладожской серии. Калевийские комплексы ладожской серии, претерпевшие интенсивные деформации, образуют мощный осадочный покров, перекрывающий сортавальскую серию. Породы калевия метаморфизованы в фации зелёных сланцев и ставролитовой субфации амфиболитовой фации и представлены филлитами, слюдяными, гранат-слюдяными и ставролит-, андалузит-, силлиманитсодержащими сланцами и кварцитами. Высокоглинозёмистые ставролитовые и андалузитовые сланцы верхов нижней толщи калевия получили наибольшее распространение на СВ фланге зоны. Исходным материалом служили глинистые отложения [2]. В р-не оз. Вахваярви, Янисярви и Суйстамо породы ладожской серии образую крупный сложноскладчатый синклинорий, протягивающийся в СЗ направлении более чем на 60 км при ширине около 25 км.

В пределах распространения пялкъярвинской свиты между посёлками Суйстамо и Леппясюрья мощность ставролитсодержащих сланцев более 1000 м. Проведённые работы позволили выделить три участка с повышенным содержанием ставролита, на которых отобраны технологические пробы. Средний минеральный состав: 8 % ставролита, 28 % биотита, 15 % мусковита, 49 % кварца. Анализ ставролитов выполнен на сканирующем электронном микроскопе VEGA II LSH (рис. 2, табл. 3). Ставролитсодержащие сланцы определённо относятся к низкотемпературной части амфиболитовой фации, представленной областью устойчивости ставролитовых ассоциаций [4]. В отличие от хизоваарских, приладожские ставролиты более глинозёмистые и менее магнезиальные.

Если принять во внимание близость физико-механических свойств граната и ставролита, можно рассматривать возможность использования последнего в качестве абразивного сырья.

Ставролитовые продукты подходят для удаления тяжёлых красок с плёнок и создания более глубокого профиля, чем с применением других абразивов. Это превосходный материал в производстве памятников. Положительный опыт использования ставролита демонстрирует Корпорация DuPont, разрабатывающая комплексное месторождение Старк, штат Флорида США [5].

Рис. 2. Морфология ставролита в сланцах пялкъярвинской свиты, где № 1-4 – точки определения состава ставролита. Изображение выполнено на сканирующем электронном микроскопе VEGA II LMU.

Список литературы 1. Хизоваарское кианитовое поле, Сев. Карелия. Петрозаводск: изд-во КарФАН СССР, 1988. С. 105.

2. Ранний докембрий Балтийского щита. СПб.: Наука, 2005. 711 с.

3. Гранатовые руды Карелии // В.В. Щипцов, Т.П. Бубнова, Л.С. Скамницкая и др. Петрозаводск: изд-во КарНЦ РАН, 2004. 208 с.

4. Бушмин С.А., Глебовицкий В.А. Схема минеральных фаций метаморфических пород // Зап. РМО. 2008. № 2. С. 1-13.

5. Режим доступа: www2.dupont.com.

Кварц золоторудных проявлений Пана-Куолаярвинской структуры Геологический институт КНЦ РАН, Апатиты, [email protected] Институт геологии Коми НЦ УрО РАН, Сыктывкар, [email protected] Quartz of the gold-bearing localities of the Pana-Kuolajarvi structure Приведены новые результаты исследований ЭПР золотоносного жильного кварца рудопроявлений Кайралы, Курсуярви и месторождения Майского, расположенных в Пана-Куолаярвинской структуре.

Установлено их общее сходство и тонкие различия. Сделан вывод о том, что в Пана-Куолаярвинской структуре возможно открытие новых кварцевожильных полей с золотым оруденением.

New EPR data on the gold-bearing vein quartz from the Kajraly and Kursujarvi localities and Mayskoye deposit located in the Pana-Kuolajarvi structure are suggested. Their general similarity and tiny peculiarities are found. It is concluded that some new gold-bearing quartz-vein fields can be found in the structure.

Пана-Куолаярвинская структура – едва ли не самая перспективная на обнаружение новых золоторудных объектов на Кольском п-ове. Это обосновывается её геотектонической позицией, составом слагающих пород и наличием в ней месторождения Майское. Поиски на участке Кайралы в 70 км к ССЗ, где ранее найдены кварцевые жилы, ориентировались на этот эталон.

Месторождение Майское и рудопроявление Кайралы приурочены к верхней части разреза вулканогено-осадочной хосиярвинской свиты, представленной основными вулканитами и углеродсодержащими туффитами [1].

Оруденение участка Кайралы отлично от такового месторождения Майское в нескольких аспектах. Принципиальное отличие состоит в том, что на месторождении Майское золотосульфидная минерализация явно наложена на кварц, тогда как на участке Кайралы они сингенетичны. Рудные минералы месторождения Майское представлены халькопиритом, пирротином, Со-пентландитом, магнетитом, галенитом и сфалеритом, в срастании с которыми находятся золото и редкие алтаит, цумоит, костибит, галеноклаусталит. Пирротин замещается агрегатом марказита и пирита. На участке Кайралы главный рудный минерал – пирит – сингенетичен кварцу и ассоциации золота, калаверита, мелонита, миллерита и кобальтина (рис. 1). При этом рудные ассоциации обоих объектов специализированы на Ni, Co и Te, что, очевидно, связано с их одинаковым положением в структуре, насыщенной вулканическими и интрузивными породами основного и ультраосновного состава.

Рис. 1. Вверху слева: серое – пирит, тёмно-серое – гематит, чёрное – кварц, мелкие светлые зёрна (сверху вниз) – пояснения да- Bm = 0.1 мТ, масса образца 100 мг).

лее. Вверху справа: верхнее светлое зерно в пирите, серое – меДля нормирования интенсивнолонит Ni0.96Fe0.12Co0.02Te2, белое (зерно справа и кайма вверху) серое – мелонит Ni0.97Fe0.21Co0.02Te2 и его тонкое срастание с золотом образца MgO на стенке резонаAu0.80Te0.11Fe0.05Ni0.04. Внизу справа: два нижних светлых зерна в гематите, вверху – мелонит Ni0.98Co0.06Te2, внизу – Au0.94Ag0.06. тора. В качестве мер концентрации взят набор отраслевых эталонов (ВИМС) и стандартный образец ДФПГ. Погрешности оценки абсолютной и относительной концентраций центров 25-30 и 10-15 %.

Перевод Al-, Ti-, Ge-дефектов в парамагнитные состояния [AlO4]0, [GeO4M+]0, [TiO4R+)+] (M = Li, Na; R = Li, Na, H) производился с помощью -излучения на установке МРХ--20 [изотоп 60Со, СПбГТИ(ТУ)] при комнатной температуре. Дозы облучения для обнаружения Ge- и Ti-центров – 0.5 Мрад (мощность 20 рад/c), Al-центров – 30 Мрад (мощность 70 рад/c), что приближается к условиям их насыщения. Облучались исходные и подвергнутые часовому отжигу при 520 и 1020 ° С образцы. Их предварительная прокалка способствует пошаговому переходу Al-дефектов в потенциально парамагнитные комплексы – алюмощелочные дефекты [AlO4M+]0, а также исключению влияния природного облучения на концентрацию парамагнитных центров после лабораторного облучения. Для определения концентрации E1’-центров использована их термоактивация при 300°С в течение 10 мин.

и нормированных естественных содержаний [AlO4]0-центров в кварце.

Рис. 4. Распределение Al-центров в кварце золото- Е-центры (табл. 1).

рудных проявлений.

хорошем соответствии с трендом (ppm): Сg = 1.0 + 2.5·C, где постоянный член в 1 ppm, видимо, соответствует радиационному федингу. Если перед облучением кварц отжечь при 520°С, то фиксируются более высокие концентрации [AlO4]0-центров, отражающие полное содержание их предцентров [AlO4M+]0. Нормированное естественное содержание [AlO4]0-центров на полное содержание предцентров [AlO4M+]0, определённое как C/C500g, коррелирует с концентрацией радиационных E-центров (рис. 2). Из-за высокой скорости фединга [AlO4]0-центры отражают мощность современного радиационного потока, Е-центры – суммарную палеодозу. Для кварца Кайралы значения обеих характеристик более высокие, чем для Майского (рис. 3).

После отжига при 520 ° С и облучения проб кварца дозой 30 Мрад концентрация [AlO4]0центров в среднем по выборке в 1.4 раза выше, чем в облучённых без отжига препаратах. Распределение концентраций этих центров при разных условиях радиационно-термической активации проб даны на рис. 4. Самые низкие значения зарегистрированы для кварца Майского. На диаграммах концентраций Cg, C500g, C1000g кварцы Майского и Кайралы формируют компактные поля в области низких и относительно высоких значений (рис. 5).

Приращениеконцентрации[AlO4]0-центров в результате отжига при 520 ° С, предваряющего облучение, можно связать с разрушением ассоциаций вакансий с [AlO4M+]0-комплексами, сформированными в ходе длительного облучения кварца в природе. Как видно из диаграммы С500g – Cg, Рис. 5. Соотношение концентраций Al-центров в кварце на разных этапах радиационнотермической активации.

примерно 1/3 [AlO4M+]0-комплексов имеет нарушенную структуру и выведена из состояния предцентров [AlO4]0. Значительное повышение концентрации [AlO4+]0-центров в предварительно отожжённом облучённом кварце – результат конверсии дефектов [AlO4H+]0 в предцентры [AlO4M+]0.

Таким образом, отношение С500g/С1000g соответствует доле Al-дефектов в ассоциации со щелочным компенсатором – [AlO4M+]0/([AlO4M+]0+[AlO4H+]0). Диаграмма С500g–C1000g показывает, что по этому отношению выделяются две серии: кварц Кайралы характеризуется пониженным вкладом [AlO4M+]0 (36 %) по сравнению с Майским (52 %).

Концентрация Al-центров в кварце после отжига служит мерой количества структурных примесей в решетке, в первую очередь – Al. Изученный кварц характеризуется их очень низким содержанием: Ge и Ti почти отсутствуют, Al не превышает 12.5 ppm. В особо чистом кварце Кузнечихинского месторождения они лежат в пределах 5-9 ppm, в концентрациях 0.1-0.3 и 0.05-0.15 ppm есть Ti и Ge. Кварц Майского может оказаться ещё более качественным, содержания Al в нём – 3.5-6 ppm. Низки содержания структурной примеси и в кварце Кайралы – 6-13 ppm.

Выводы. Изученные золоторудные кварцы в целом близки по составу и низким концентрациям парамагнитных центров, но отличимы по структурному состоянию Al-центров:

• концентрации Al-центров в кварце Кайралы несколько выше, чем в кварце Майского.

Кварц жилы 63-1 тяготеет к первому;

• кварц Кайралы характеризуется пониженным вкладом щелочных разновидностей Alдефектов. Этот типизирующий признак более значим, чем концентрация Al-центров.

Кварц жилы 63-1 по нему ближе к Майскому;

• подтверждена «золоторудность» кварца Кайралы – обогащённость такого кварца аналогичными примесными дефектами ранее отмечалась многими авторами;

• по результатам ЭПР-спектроскопии изученный кварц, особенно Майского, относится к особо чистым. Он является ценным сырьём для производства оптического стекла и солнечного кремния.

Список литературы 1. Ward P., Harkonen I., Nurmi P.A., Pankka H.S. Structural studies in the Lapland greenstone belt, northern Finland and their application to gold mineralization // Current Research 1988. Geol. Surv.

Finland. Espoo. 1989. P 71-77.

Y-REE минералы и минералы группы циркона из рудных зон Панареченской вулкано-тектонической структуры Волошин А.В., Чернявский А.В., Войтеховский Ю.Л., Савченко Е.Э.

Геологический институт КНЦ РАН, Апатиты, [email protected] Voloshin A.V., Chernyavsky A.V., Voytekhovsky Yu.L., Savchenko E.E.

В рудных зонах Панареченской вулкано-тектонической структуры (ПРВТС) установлены Y-REE минералы: ксенотим-(Y), монацит-(Ce), карбонаты REE и Са, циркон, торит и хаттонит.

По отношению к рудной сульфидной, в т. ч. золоторудной, минерализации они могут быть прото- и сингенетическими.

In ore areas of the Panarechka volcanic-tectonic structure (PRVTS) Y-REE minerals to follow were discovered: xenotime-(Y), monacite-(Ce), carbonatites REE and Ca, zircon, torite and huttonite. Regarding the ore sulphide mineralization, gold one inclusive, these may be proto- and syngenetic.

Рис. 1. Ксенотим (Xen). Морфология и соотношения с (Amf), кварцем (Qtz) и кальцитом (Cal). Выделения округлые, разбиты трещинами и изменены с поверхности (рис. 1f), зоны изменения – тёмные участки по краю зерна. Нередко представлен агрегатами без видимых кристаллографических очертаний в ассоциации с апатитом (Ap), кварцем (Qtz), рутилом (Ru) (рис.1g), часты сростки с ильменитом, титанитом и рутилом (рис.

1a). Типична ассоциация Xen сдругимифосфатами–апатитом (Ap) и монацитом (Mnz) (рис. 1e). Встречается в ассоциации с сульфидами, прежде всего с пиритом-II (рис. 1c). На кристалле пирита-I установлена тонкая пластинка молибденита (Mlb). В кристаллах пирита-I Xen представлен округлыми включениями,вероятно,вследствие растворения с краев (рис. 1b). В рудных зонах с пиритом в апатите (Ap)встречаютсякорродированные Xen короткопризматического габитуса (рис. 1d).

В них проявлена внутрифазоваянеоднородность.Центральные участки кристалла (на снимке – более тёмные) обогащены Gd и Dy по сравнению с краевой зоной. Близки по составу REE реликты Xen в пирите (рис. 1b).

Монацит-(Ce) (Mnz). Монацит втаблитчатыхкристаллахобразует Рис. 3. Монацит (Mnz) и хаттонит (Ht). Морфология и соотагрегатысредкоземельнымикарбо- ношения с другими минералами.

На отдельных кристаллах можно наблюдать границу между Mnz и Ht (рис. 3d). Такие кристаллы Mnz корродированны, Ht неоднороден, возможно, вследствие замещения Mnz.

Карбонаты REE (Ca-REE). Широко распространены и образуют две группы минералов: без дополнительногокатионаCa(группа бастнезита) и с Ca-REE катионами.Обычнообразуютчастичныеилиполные псевдоморфозы поvалланиту (рис. 4 a-d) в ассоциации с пиритом, кварцем (Qtz), кальцитом (Cal), полевым шпатом (Pl) и рутилом (Ru).

Циркон (Zr). Широко распространён. Редко проявляет кристаллографические формы. В метасоматитах часто пятнисто-зонален (рис. 5a) и трещиноват, по трещинам развиваются поздние минералы (рис. 5c). Часто корродирован, нередки нарастания субиндивидов второй генерации (рис. 5b, e, f). Иногда наблюдаются сростки циркона и торита (Th), оба насыщены очень тонкими фазами с высокой атомной массой (возможно, металлические включения). В торите всегда присутствует U в заметных количествах.

Таким образом, в процессе метасоматоза рудовмещающих вулканогенноосадочныхпородпроисходлообщее перераспределение REE и локальное накопление легких или тяжелых REE с образованиемсобственныхминеральных фаз. В рудных ассоциациях мы наблюдаем минеральные фазы Y-REE состава различной природы: протогенетические и сингенетические по отношению к рудной сульфидной, в т.ч. золоторудной, минерализации.Исследованиехимического Рис. 5. Циркон. Морфология и соотношения с другими состава Y-REE минералов для корректныхминералого-генетических построений необходимо выполнять на более высоком уровне, чем с помощью энергодисперcионной приставки Rntec к сканирующему электронному микроскопу LEO-1450.

Список литературы 1. Винокуров С.Ф., Коваленкер В.А., Сафонов Ю.Г. и др. Лантаноиды в кварцах эпитермальных золоторудных месторождений: распределение и геохимическое значение // Геохимия.

1999. № 2. С. 171-180.

2. Гребенщикова В.И., Максимчук Ю.В. Редкоземельные элементы в породах, метасоматитах и рудных телах Зун-Холбинской рудно-магматитческой системы, Вост. Саян // Геохимия.

2000. № 10. С. 1109-1115.

3. Кравцова Р.Г., Захаров М.Н., Коркина О.И. Редкоземельные элементы в метасоматитах и рудах золото-серебрянного месторождения Дукат, Северо-Восток России // Геология и геофизика. 2005. № 6. С. 603-617.

4. Кравцова Р.Г., Алмаз Я.А. Редкоземельные элементы в рудах эпитермальных золотосеребрянных месторождений, Северо-Восток России // Геохимия. 2006. № 12. С. 1338-1344.

5. Рослякова Н.В., Щербаков Ю.Г., Шипицын Ю.Г. и др. Редкоземельные элементы при формировании золоторудных месторождений // Геология и геофизика. 1992. № 6. С. 68-81.

6. Ghaderi M., Palin M., Campbell I.H. et al. Rare earth element systematics in scheelite from hydrothermal gold deposits in the Kalgoorlie-Norseman region, Western Australia // Econ. Geol. 1999.

V 94. P 423-438.

7. Slack J.F. High REE and Y concentrations in Co-Cu-Au ores of the Blackbird district, Idaho // Econ. Geol. 2006. V 101. N 2. P 275-280.

Минералы системы Bi-Te-S Панареченского эпитермального Au-Ag месторождения Волошин А.В., Чернявский А.В., Войтеховский Ю.Л., Савченко Е.Э.

Геологический институт КНЦ РАН, Апатиты, [email protected] Minerals of Bi-Te-S system of the Panarechka epithermal Au-Ag deposit Voloshin A.V., Chernyavsky A.V., Voytekhovsky Yu.L., Savchenko E.E.

В минеральных ассоциациях Панареченского Au-Ag эпитермального месторождения теллуриды широко распространены в видовом и количественном отношении, образуя две ветви: с видообразующей ролью Au и Ag, а также теллуриды Bi и Pb. Это месторождение (СЗ блок одноимённой вулканотектонической структуры) следует рассматривать как проявление Au-Te типа и новый генетический тип для Кольского п-ова.

In mineral associations of the Panarechka Au-Ag epithermal deposit tellurides are widespread and have many species. These form two groups – that with Au and Ag as key mineral-forming elements, and that with Bi and Pb tellurides. This deposit (NW block of the same-name volcanic-tectonic structure) should be treated as a manifestation of the Au-Te type and a novel genetic type on the Kola Peninsula.

Au-Ag эпитермальные месторождения, в которых теллуриды составляют существенную часть рудной минерализации, выделяют в особый Au-Te тип (Lindgren, 1937; Хамрабаева, 1983;

Bonham, 1986; Коваленкер и др., 1997 и др.). Кроме самородных форм Au и Ag в нём постоянно отмечаются их теллуриды. Рудовмещающие породы таких месторождений обычно включают средние и кислые вулканиты, а также породы щелочного и субщелочного состава. Последние настолько важны, что в классификации гидротермальных золоторудных месторождений [16] наряду с высоко- и низкосульфидизированным эпитермальным типами выделен эпитермальный, связанный со субщелочным магматизмом. Месторождения этого типа существенно богаты Te.

Все породы в пределах месторождений Au-Te типа претерпели интенсивный метасоматоз (окварцевание, серицитизацию). Здесь проявлено несколько генераций Au и Ag, а также теллуриды и селениды Au-Ag и, особенно, Pb-Bi составов. Разнообразие теллуридов и селенидов – важный фактор, наводящий на мысль об их важном генетическом значении.

На сегодня накоплен огромный материал по новым минеральным видам и ассоциациям теллуридов в месторождениях различного генетического типа и металлогеничекской специализации. Но лишь в последнее десятилетие интенсивно проводились их минералого-генетические исследования в золоторудных гидротермальных системах. Яркое тому подтверждение – проект IGCP-486 «Au-Ag-telluride-selenide deposits in Europe and in developing countries and new methodologies for their investigation», 2003-2007. Руководители: N.J. Cook, Норвегия, и K. Kojonen, Финляндия. В проекте участвовали исследователи минералоги многих европейских и азиатских стран, в т.ч. России (О.Ю. Плотинская, ИГЕМ РАН [1]). Состоялись 4 тура экскурсий и конференций в Румынии, Болгарии, Турции и Финляндии [6, 8, 11-13, 17, 18]. Получен огромный материал, подготовлены обзоры по самым известным Au(Ag) - Te(Se) месторождениям, минералогии теллуридов и селенидов, экспериментальным исследованиям Те-богатых гидротермальных систем.

Панареченской вулкано-тектонической структуры.

Минералы с видообразующей ролью Ag и Au Минеральная ассоциация Bi-Te-S Примечание: MPh – минеральные фазы, не имеющие статуса минерального вида.

Основные результаты исследования: богатые теллуридами месторождения Au представляют отдельный генетический тип месторождений – золото-теллуридный. Теллуриды (селениды) очень чувствительны к изменению физико-химических параметров гидротермальной системы и являются ценными генетическими маркерами [9], особенно минеральные ассоциации с участием теллуридов Bi и Pb. Типоморфизм минералов Bi и Te в золотых месторождениях Вост. Забайкалья обсуждался в [2], работах по Au-Te месторождениям Казахстана [3, 4] и других [5, 7, 10].

Большой материал по генетической минералогии теллуридов Bi и Pb обобщён в [14, 15]. Там же приведена систематика этих минералов с выделением групп тетрадимита и алексита на основе анализа литературных источников, новых данных по химическому составу (более 900 анализов минералов) и поведению теллуридов (селенидов) Bi (Pb) в золоторудных месторождениях различного генезиса и возраста, включая месторождения Финляндии, Англии, Украины и других регионов. Это служит основой для изучения минералогии Панареченского Au-Ag эпитермального месторождения с ярко выраженной теллуридной минерализацией.

Здесь минеральные формы теллуридов широко распространены в видовом и количественном отношении и образуют две ветви (табл. 1): с видообразующей ролью Au и Ag и теллуриды Bi и Pb. Первые сведения по теллуридам Bi в месторождении получены Ю.Н. Нерадовским (устное сообщение) при изучении отдельных аншлифов из керна скважин. Им выполнены первые микрозондовые анализы теллуровисмутита и тетрадимита.

В аншлифах установлен ряд минералов и минеральных фаз в системе Bi(Pb)-Te-Se-S. В связи с малыми размерами выделений и однородных участков в них диагностика выполнялась с помощью энергодисперcионной приставки Rntec к сканирующему электронному микроскопу LEO-1450. Последний использован и для получения изображений участков полированных шлифов в обратно-рассеянных электронах (рис. 1).

Структуры минералов группы тетрадимита содержат гексагональные плотноупакованные слои. Тетрадимит содержит одиночные слои Bi и S и два слоя Te, создавая пакеты S-Bi-Te, Te-Bi-S.

Два Te-слоя удерживаются только остаточной ван-дер-ваальсовской связью. Различные пакеты в минералах этой группы могут создаваться слоями и иметь размеры от 3 6 до 12 6. Химические составы минералов могут изменяться по M:(Te,S) от 2:1, 1:1, до 2:3, 4:3, 3:4. Минералы в рядах Bi2Te3–Bi2Se3–Bi2S3, BiTe–BiSe–BiS и Bi4Te3–Bi4Se3–Bi4S3 даны в табл. 2.

Рис. 1. Минералы группы тетрадимита. a – пильзенит (Plz) в срастании с гесситом (Hes) в пирите (Py); b – срастания минеральной фазы (Mph-1) и галенита (Gn) с выделением жозеита-А (Jo) между кристаллами пирита (Py); c – сросток теллуровисмутита (Teb) с галенитом (Gn) в пирите (Py); d – хедлейит (Hed) с гесситом (Hes) в пирите (Py); e – тетрадимит (Tet) с галенитом (Gn) в пирите (Py); f – пильзенит (Plz), гессит (Hes) и баксанит (Bks) в интерстициях пирита (Py). а, b, d-f – в обратно рассеяных электронах, c – в отражённом поляризованном свете.

Группа алексита – теллуросульфиды Bi и Pb. Участие Pb в теллуридах Bi в значительных количествах приводит к перестройке тетрадимитового слоистого мотива структуры из гексагональных плотноупакованных слоёв в мотив, подобный сульфосолям с участием Те. Минеральные виды группы алексита показаны в трёх рядах (табл. 2): (Pb+Bi)3Te4–(Pb+Bi)3Se4–(Pb+Bi)3S4, (Pb+Bi) Te–(Pb+Bi)Se–(Pb+Bi)S и (Pb+Bi)4Te3–(Pb+Bi)4Se3–(Pb+Bi)4S3. В рудных зонах Панареческого месторождения известны 9 минералов группы тетрадимита из 21 известного. Они представляют все три ряда по соотношению Bi-Te. Из 7 известных теллуросульфидов группы алексита в рудах месторождения установлены 3: раклиджит, алексит и кочкарит. Все находятся в одном ряду по соотношению (Pb+Bi)-Te. Химические составы минералов даны в табл. 3, 4.

Серию Pb- и S-богатых теллуросульфидов можно описать формулой PbnBi4Te4Sn+2 [15]. Тетрадимит Bi4Te4S2 отвечает ей при n=0, n=1 для фазы С, для алексита n=2, для садлебакита n=4.

В тетрадимите Панареченского месторождения в заметных количествах содержится Pb (табл. 3, рис. 2). Его роль может быть определена только специальным структурным исследованием. То же можно сказать и о фазе С, выделенной в начале гомологической серии [15]. Она устанавливается по химическому составу и в Панареченском месторождении, что подчёркивает высокую вероятность существования этой фазы в системе Pb-Bi-Te-S. После структурного подтверждения её статус как минерального вида не вызывает сомнения. Составы минералов и неназванных фаз в координатах Pb / Pb+Bi и Te+Se / Te+Se+S даны на рис. 3.

(Pb+Bi)3Te4-(Pb+Bi)3Se4-(Pb+Bi)3S4 (Pb+Bi)Te-(Pb+Bi)Se-(Pb+Bi)S (Pb+Bi)4Te3-(Pb+Bi)4Se3-(Pb+Bi)4S Примечание: выделены минералы из рудных зон Панареченского месторождения.

Таблица 3. Формульные коэффициенты минералов группы тетрадимита.

Рис. 2. Диаграмма идеальных составов минералов и неназванных фаз (залитые и пустые чёрные треугольники) [14]. Реальные составы наших минералов показаны цветными знаками.

Рис. 3. Диаграмма составов минералов и неназванных фаз (показаны чёрными залитыми треугольниками, в зоне гомологических серий Pb- и S-богатых теллуросульфидов – залитыми серыми кружками) [15]. Реальные составы наших минералов показаны цветными знаками.

Таблица 4. Формульные коэффициенты минералов группы алексита.

Исследования минеральных ассоциаций в рудных зонах Панареченского Au-Ag месторождения позволяют сделать два вывода:

- минеральные формы теллуридов здесь широко распространены в видовом и количественном отношении;

- месторождение следует относить к эпитермальному золото-теллуридному типу, новому для Кольского п-ова.

Список литературы 1. Плотинская О.Ю., Коваленкер В.А. Минералы системы Ag-Au-X (где X=S, Se, Te) в эпитермальных обстановках как индикаторы условий минералообразования // Докл. МО РМО. Режим доступа: www.minsoc.ru/E2-2008-1-0.

2. Сахарова М. С. Типоморфизм ассоциаций минералов висмута и теллура в золотых месторождениях Восточного Забайкалья // Типоморфизм минералов и его практическое значение.

М.: Недра, 1972. С. 233-240.

3. Спиридонов Э.М. Минеральные ассоциации золото-теллуридного месторождения Ю. Аксу в Сев. Казахстане // Зап. Узб. отд. ВМО. 1985. Вып. 38. С. 90-95.

4. Спиридонов Э.М. О последовательности образования и типохимизме теллуридов золота-серебра в месторождениях плутоногенной золото-кварцевой формации, Сев. Казахстан // Традиционные и новые направления в минералогических исследованиях. М.: изд-во ИГЕМ РАН, 2001. С. 149-151.

5. Ciobanu C.L., Cook N.J. Tellurides and selenides (and Bi-sulphosalts) in gold deposits // 11th Quadrennial IAGOD Sympopsium and Geocongress 2002. Windhoek, Namibia, Geol. Surv. Namibia.

CD Vol. of ext. abstr.

6. Ciobanu C.L., Cook N.J., Spry P.G. Telluride and selenide minerals in gold deposits – how and why? // Mineral. and Petrol.2006. V 87. P 163-169.

7. Ciobanu C.L., Cook N.J., Sundblad K. Genetic insights from exotic trace mineral associations at Orijarvi and Iilijarvi, S-W Finland // Proc. Int. Symp. «Metallogeny of Precambrian shields». Kyiv, Ukraine. Sept. 18-20, 2002. P 41-45.

8. CiobanuC.L.,CookN.J.,PringA.Bismuth tellurides as gold scavengers // J.W.Mao, F.P. Bierlein, eds. Mineral Deposit Research: Meeting the Global Challenge. Springer: Berlin-HeidelbergNew York, 2005. P 1383-1386.

9. Cook N.J., Ciobanu C.L. Tellurides: more than mineralogical curiosities, but also markers of fS2-fO2 evolution in zoned hydrothermal systems // Abstr. 18th General IMA Meeting, Edinburg, Scotland, 2002. P 283.

10. Cook N.J., Ciobanu C.L., Nechaev S.V. et al. Genetic constraints from Bi-mineral associations in the Maiskoe Au-deposit, Ukrainian Shield // Proc. Int. Symp. «Metallogeny of Precamrian shields».

Kyiv, Ukraine. Sept. 18-20, 2002. P 46-48.

11. Cook N.J., Bonev I.K., eds. Proc. 2005 Field Workshop: Au-Ag-Te-Se deposits // IGCP-486.

Kiten, Bulgaria, Sept. 14-19, 2005. 160 p.

12. Cook N.J., Ciobanu C.L. Tellurides in Au deposits: implications for modeling // J.W. Mao, F.P. Bierlein, eds. Mineral Deposit Research: Meeting the Global Challenge. Springer: Berlin-HeidelbergNew York, 2005. P 1387-1390.

13. Cook N., Ciobanu C., Spry P. et al. Telluride and selenide minerals in gold deposits. A halfterm report for IGCP-486 // Ext. Abstr. 12th Quadrennial IAGOD Symposium Understanding the genesis of ore deposits to meet the demands of the 21st century. Moscow, Aug. 21-24, 2006. S.V. Cherkasov, ed. P 106.

14. Cook N.J., Ciobanu C.L., Wagner T. et al. Minerals of the system Bi-Te-Se-S related to the teteradymite archetype: review of classification and compositional variation // Canad. Miner. 2007.

V 45. P 665-708.

15. Cook N.J., Ciobanu C.L., Stanley C.J. et al. Compositional data for Bi-Pb tellurosulfides // Canad. Miner. 2007. V 45. P 417-435.

16. Groves D. I., Goldfarb R. J., Gebre-Mariam M. et al. Orogenic gold deposits: a proposed classification in the context of their crustal distribution and relationship to other gold deposit types // Ore Geology Rev. 1998. V 13. P 7-27.

17. Kojonen K. Au-Ag selenide-telluride deposits in Finland // Proc. Field Workshop of IGCP- «Au-Ag-Te-Se deposits». Izmir, Turkey, Sept. 24-29, 2006.

18. Kojonen K. Au-Ag telluride-selenide minerals and their diagnostic features // Geol. Surv.

Finland. Guide 53. 2007. P 61-64.

Новые данные о платиноносности Фёдоровотундровского массива Геологический институт КНЦ РАН, Апатиты, [email protected] New data on the Pt mineralization of the Fedorova tundra massif В статье приводятся результаты поисков ЭПГ-минерализации в верхних частях разреза Фёдоровотундровкого массива, позволяющие выделить её новый уровень – риф Невидимый (Н-риф). Он приурочен к одному из специфичных для верхних частей разреза горизонтов повышенной неоднородности, для которых характерно ритмичное чередование оливиновых, плагиоклаз-оливиновых и плагиоклазовых кумулатов. Содержания Pt и Pd до 0.9 г/т установлены в оливиновых и плагиоклаз-оливиновых кумулатах в средних и нижних частях ритмов. Н-риф характеризуется большей долей Pt (среднее отношение Pt/Pd = 1.2) по сравнению с контактовым ЭПГ-оруденением и отсутствием макроскопической сульфидной минерализации (средняя концентрация S = 0.03 %).

The current article represents results of recent geological prospecting of PGE-mineralization in the upper parts of the Fedorova tundra massif. These data allow defining a new PGE-mineralized level (N-reef). The latter is connected with one of horizons of heightened heterogeneity, where rhythmical interlayering of olivine, plagioclaseolivine and plagioclase cumulates is common. Heightened PGE contents are observed in olivine and plagioclaseolivine cumulates and come up to 0.9 ppm. PGE-mineralization of the N-reef is essentially more platinum (average Pt/Pd ratio - 1.2) than contact type PGE-mineralization known in the massive. PGE-mineralized rocks are free from macroscopic sulfide mineralization and average sulfur concentration does not exceed 0.03 %.

Фёдоровотундровский массив (ФТМ) с массивами Западно- и Восточно-Панских тундр входит в состав Фёдорово-Панского раннепротерозойского (2.5 млрд. лет) расслоенного комплекса (ФПРК), располагающегося в центральной части Кольского п-ова вдоль контакта раннепротерозойских супракрустальных пород Имандра-Варзугской зоны и архейского фундамента. За последние десятилетия в пределах ФПРК установлены проявления и месторождения ЭПГ двух основных геолого-промышленных типов: контактового и рифового.

Первый проявлен в краевых частях всех массивов ФПРК, но экономическое значение имеет только ЭПГ-минерализация мощной краевой серии ФТМ, образующая Фёдоровотундровское месторождение [3]. Второй выявлен на двух уровнях разреза Западно-Панского массива и трёх уровнях разреза Восточно-Панского массива. На Западно-Панском массиве установлены рифы Северный и Южный с месторождением Киевей в пределах Северного рифа [3], на ВосточноПанском массиве – протяжённые маломощные зоны обогащения минералами платиновых металлов, обозначаемые как зоны A, B и С, с месторождением Вост. Чуарвы в зоне B [2].

До последнего времени считалось, что рифовая ЭПГ-минерализация проявлена в расслоенных толщах Западно-Панского и Восточно-Панского массивов, а ФТМ является исключением.

Эти представления изменились с выделением в основании нижней базитовой зоны ФТМ уровня ЭПГ-минерализации [1], который получил название риф Случайный (С-риф, рис. 1).

Этот уровень «случайно» пересечён разведочными скважинами, целью бурения которых было вскрытие контактовой ЭПГ-минерализации Фёдоровотундровского месторождения, и установлен во многом благодаря применявшемуся при разведке сплошному опробованию керна. Наиболее характерные минерализованные породы С-рифа – мезократовые и меланократовые троктолиты, плагиогарцбургиты, в которых при содержании S до 0.03 мас. % (т.е. при отсутствии видимой сульфидной минерализации) устанавливаются высокие содержания ЭПГ. Предыдущими исследователями ФТМ [4] маломощные тела троктолитов и плагиогарцбургитов отмечались выше по разрезу, начиная от уровня С-рифа, на протяжении более 2.5 км видимой мощности.

В связи с этим предпринята попытка поисков ЭПГ-минерализации в троктолитах верхних обнажённых частей ФТМ по аналогии с рифом Случайным.

Рис. 1. Геологическая схема Фёдоровой тундры. Составлена в ОАО «Пана» (1998) с изменениями и дополнениями автора. 1 – тектонизированные метабазиты; 2 – краевая серия (такситовые нориты и габбронориты); 3-5 – расслоенная серия: 3 – верхняя базитовая зона (плагиоклазовые и оливин-плагиоклазовые лейкократовые кумулаты), 4 – нижняя базитовая зона (плагиоклазовые лейко- и мезократовые кумулаты в чередовании с мезократовыми плагиоклаз-энстатитавгитовыми кумулатами); 5 – ультрамафитовая зона (энстатитовые и энстатит-оливиновые кумулаты); 6 – метавулканитызоныИмандра-Варзуга;7– архейский фундамент; 8 – уровни развития оливиновых и плагиоклаз-оливиновых мезократовых и меланократовых кумулатов:

а – минерализованных ЭПГ, б – пустых; 9 – контактовая ЭПГ-минерализация; 10а – контур массива, 10б – границы пород, 10в – разломы; 11 – залегание расслоенности; 12 – наиболее хорошо обнажённые площади ФТМ.

Основные методы исследования: 1) геологическое картирование в масштабе 1: по нескольким профилям топографической сети, заданной с помощью GPS-навигации, с отбором штуфных проб на ЭПГ; 2) детальное геологическое картирование в масштабе 1:100 на выделенных участках с отбором бороздовых проб на ЭПГ. Параметры борозд с учётом опыта подобных работ на других массивах ФПРК взяты следующие: ширина – 5 см, глубина – 7 см.

Определение содержаний Au, Pt, Pd, Rh, Cu, Ni, Co и S в пробах выполнялись в лаборатории анализа благородных металлов и химико-аналитической лаборатории ГИ КНЦ РАН.

Геологическая схема ФТМ и обследованные участки разреза даны на рис. 1. Геологическое картирование обнажённой части верхней базитовой зоны (ВБЗ) позволило охарактеризовать её нижнюю часть, как грубое линзовидно-ритмичное чередование «лейкогаббро» и оливинсодержащих лейкократовых габброноритов при мощности отдельных слоёв-линз в первые десятки и сотни метров. «Лейкогаббро» – плагиоклазовые кумулаты (pC), в которых часто проявлены сильные автометаморфические изменения. В оливинсодержащих лейкогабброноритах (тоже плагиоклазовых кумулатах) отмечаются локальные повышения содержания оливина и его переход в кумулус. В таких случаях породы соответствуют лейкотроктолитам (poC), выделить которые в виде слоя в толще плагиоклазовых кумулатов не удаётся. Перечисленные кумулаты ВБЗ имеют массивную, участками пятнистую текстуру. Директивные текстуры не отмечаются. Контакты между участвующими в грубом чередовании разновидностями пород не наблюдались. Линзовидноритмичное чередование пород прекращается в средней части ВБЗ, к ЮЗ от вершины г. Б. Ихтегипахк из разреза исчезают оливинсодержащие лейкогаббронориты, выше по разрезу залегает однородная толща «лейкогаббро».