книги из ГПНТБ / Юрк, Ю. Ю. Особенности минералогии фтора Украинского кристаллического щита

зированных пород, обусловленная концентрической зональ­ ностью распределения окраски во флюоритовых кристаллах. Наиболее распространен следующий тип зональности: внутрен­ няя часть пойкилитовых кристаллов представлена округлой или овальной зоной бесцветного флюорита, причем диаметр зоны составляет обычно 5—7 мм. За ней следует кольцевая зона наи­ более интенсивно окрашенного фиолетового флюорита шириной 2—4 мм, причем средние части окрашены наиболее интенсивно. Внешняя зона представлена бесцветным или бледно-зеленоватым флюоритом. Нередко внешняя бесцветная зона отсутствует, и со­ седние зоны отдельных пойкилитов смыкаются.

Микроскопическое исследование пойкилитов флюорита пока­ зывает, что они представляют собой зонально окрашенные куби­ ческие кристаллы. Фиолетовая окраска распределяется тончай­ шими слоями или зонами вдоль граней куба. Каждое овоидное выделение сложено одним кристаллом сложного строения, вну­ три которого наблюдаются мелкие различно ориентированные блоки. Блоковое строение слабо заметно вдоль граней, но от­ четливо проявляется на ребрах кристаллов. На ребрах окраши­ вание флюорита начинается ближе к центру кристаллов, чем окрашивание граней, и заканчивается раньше, чем окрашива­ ние средних частей граней. В результате этого явления общая форма окрашенного участка приобретает вид кольца, а весь пойкилитовый кристалл имеет форму овоида (А. А. Вальтер, Е. Ц. Гурова, 1966).

Химические анализы выполнены В. И. Клименчуком и Г. А. Кальян.

Были изучены состав и некоторые свойства различно окрашен­ ных разностей флюорита Бахтынского месторождения. Разделе­ ние флюорита по цветам было произведено под бинокулярной лупой с выделением фиолетового, бледно-зеленого и бесцветного флюорита. Именно эти три разновидности отвечают трем глав­ ным зонам овоидов. В табл. 15 приведены данные по содержа­ нию редких земель, стронция в разноокрашенных разностях флюорита, а также величина их магнитной восприимчивости, по­ казатель преломления и микротвердость.

91

длина — 10—60 и, поперечник таблитчатых кристаллов 10—50 |л при среднем отношении длины к ширине 6 : 5. Среднее расстоя­ ние между трещинами спайности составляет около 2 д.

93

Каменецкий, 1962) не оставляет сомнения в принадлежности исследуемого минерала к диккиту. Исходя из известных пара­ метров элементарной ячейки диккита (Б. Б. Звягин, 1964), были проиндицированы наиболее интенсивные линии на дебаеграмме исследуемого минерала и по ним вычислены значения:

которые близко соответствуют параметрам диккитовой фазы алуштита (Н . В . Логвиненко, В . А. Франк-Каменецкий, 1962).

Для получения дополнительных данных и уточнения диагно­ стики минерала был получен инфракрасный спектр поглощения диккита из ольчедаевских песчаников. Инфракрасный спектр записан А. И. Болдыревым на двухлучевом спектрофотометре UR = 10 да, кроме того, для сопоставления были записаны спектры поглощения каолинита и галлуазита. В спектре всех этих трех исследованных минералов в области 3600—3750 см - 1 где наблюдается поглощение за счет О — Н-связей (В . Стубичан, Р. Рой, 1964) в соотношении максимумов поглощения вид­ ны характерные различия, имеющие диагностическое значение (Lyon, Tuddenham, 1960). Положение полос поглощения и соот­ ношение их интенсивностей у исследуемого диккита отвечает данным для неориентированных образцов диккита и существен­ но отличается от данных для каолинита и накрита (Newnham, 1961; Manecki, 1964). Соотношение максимумов для ориентиро­ ванных образцов существенно изменяется.

Небольшой сдвиг максимумов поглощения может быть объ­ яснен индивидуальными особенностями настройки приборов (табл. 16).

По данным П. Е. Ньюхема (Newnham, 1961) максимум погло­ щения при 3700 см возникает за счет колебаний О—-Н-свя­ зей внутри гидроксильных групп, а два более длинноволновых максимума — за счет колебания (О — Н) — О-связей, осуще­ ствляющих сцепление двух каолинитовых слоев в диккитовом пакете. Таким образом, по данным оптического, рентгенометри­ ческого, термического изучения и данным инфракрасной спектро­ скопии исследованный минерал однозначно определен как диккит.

Совместно находящиеся диккит и каолинит без ссылок на ме­ тод определения упоминались в могилевских песчаниках в связи с эпигенетическими изменениями этих пород (А. В. Копелиович,

1964).

Изучение состава измененных песчаников волынской и вал­ дайской серий в пределах Подольской тектонической зоны по-

94

диккит наблюдается повсеместно, а в пределах флюоритовых овоидов диккит замещает кластические зерна полевых шпатов. То, что диккитизация непосредственно предшествовала флюоритизации пород, устанавливается по сохранившимся в участках с диккитовым цементом регенерационным каемкам вокруг кластических зерен кварца, которые на участках с флюоритовым це­ ментом лишены их или имеют разъеденные зазубренные очерта­ ния.

Наиболее поздний процесс в пределах Бахтынского место­ рождения — кристаллизация сульфидов, самыми поздними из которых являются галенит и халькопирит. Установленные взаи­ моотношения между минералами позволяют установить такую последовательность минералообразования на Бахтынском мес­ торождении: гидромусковит — кальцит — диккит — флюорит — пирит — сфалерит — халькопирит — галенит.

Близкая последовательность образования минералов установ­ лена на полиметаллических и флюоритовых месторождениях Шведской Лапландии. Здесь порядок кристаллизации минера­ лов следующий: барит—-флюорит — кальцит—-пирит — сфале­ рит— галенит (Е. Грип, 1964). За исключением кальцита, выде­ лявшегося здесь позднее флюорита, минералы на этих месторож­ дениях выделялись в таком же порядке, как и на Бахтынском месторождении.

Вопрос о происхождении флюорита в пределах Подольской тектонической зоны до последнего времени оставался нерешен­ ным. Для выяснения температурных условий образования мине­ рала на Бахтынском месторождении были проведены детальные микротермометрические исследования газово-жидких вклю­ чений.

Во флюорите Бахтынского месторождения обнаружены пер­ вичные и вторичные газово-жидкие включения. Кристаллизация флюорита в цементе пород в стесненных условиях привела к об­ разованию мелких включений, размер которых колеблется обыч­ но от 0,005 X 0,005 мм до 0,01 X 0,01 мм. Первичные включения во флюорите имеют форму куба или параллелограмма. В про­ цессе роста кристаллов иногда образуются первичные включения, изогнутые в виде буквы Г, приуроченные к ребрам кристаллов. Часто первичные включения ориентированы параллельно окра­ шенным зонам роста флюорита. Гомогенизация первичных вклю­

Образование флюорита на Бахтынском месторождении про­ исходило на небольшой глубине, не превышающей первые сотни метров, что подтверждается мощностью залегающих выше оса­ дочных пород и всей историей развития региона. В связи с этим

97

при проведении микротермометрических исследований не при­ нималась поправка на давление, и температуры гомогенизации газово-жидких включений приняты как минимальные температу­ ры минералообразования. Гомогенизация первичных включений во флюорите происходит в широком интервале температур от 230 до 135° С, при этом спад температур составлял 95° С (Е. П. Гурова, А. А. Вальтер, 1968). Основная масса флюорита образовывалась в течение главной фазы оѵдообразования, охва­ тывающей температурный интервал от 200 до 145° С, с двумя максимумами при температурах 200—190 и 175—145° С.

Близкие температуры гомогенизации установлены для пер­ вичных газово-жидких включений во флюорите из прожилков в Фундаменте Бахтынского месторождения. Все эти включения гомогенизируются в жидкую фазѵ в интервале от 242 до 138° С, причем большая часть включений гомогенизиоѵется пои темпе­ ратурах 242—192° и 158—138° С. Таким образом, кристаллизация фиолетового флюорита в прожилках среди кристаллических по­ род происходила при несколько более высоких температурах, чем образование в цементе песчаников.

Более низкотемпературным является зеленый флюорит из флюорит-кальцитовых прожилков в породах фундамента. Пер­ вичные газово-жидкие включения, газовая фаза в которых зани­ мает около 10% их объема, гомогенизируются в жидкость при температурах 120—110° С. В кальците из тех же прожилков также содержатся первичные газово-жидкие включения, гомо­ генизирующиеся в жидкость при температурах 115—110° С.

Во флюоритах Жеребиловского проявления также установ­ лены первичные и вторичные газово-жидкие включения. Первич­ ные включения гомогенизируются при температурах от 195 до 140° С. Таким образом, полученные данные свидетельствуют о том, что образование флюорита в пределах Подольской текто­ нической зоны происходило из гидротермальных растворов при температурах от 230 до 135° С. Аналогичные или близкие темпе­ ратуры образования флюорита характерны для многих место­ рождений Советского Союза. Для хорошо изученных месторож­ дений Забайкалья наиболее характерны следующие температу­ ры: Солонечное месторождение — 240—150° С, Калангуй — 225—40° С, Усугли — 250—70° С (В. Ф. Лесняк, А. А. Локерман, 1965).

Вторичные включения во флюорите из проявлений Подоль­ ской тектонической зоны образовались при залечивании трещин в кристаллах. Для них характерна неправильная, часто остро­ угольная форма и ориентировка вдоль зон, пересекающих зо­ нальность флюорита. Газовый пузырек составляет менее 10%

98

объема включений. Вторичные включения гомогенизируются при температурах 138—100° С.

С данными термометрических исследований, свидетельствую­ щих о гидротермальном генезисе Бахтынского месторождения и проявлений Подольской тектонической зоны, согласуются усло­ вия залегания руд, а также особенности их вещественного соста­ ва. Как указано выше, основная часть флюоритового оруденения приурочена к пористым песчаникам ольчедаевских слоев, зале­ гающих на породах кристаллического фундамента и перекрытых толщей ломозовских сланцев, являющихся экраном для гидро­ термальных растворов. В вышележащих песчаниках ямпольских слоев флюорит встречается значительно реже, и его скопления приурочены к зонам повышенной трещиноватости в толщах ни­ жележащих сланцев.

Флюоритовое оруденение сопровождается развитием ореолов кальцитизированных и диккитизированных пород. Как отмечают многие авторы (Н. И. Наковник, 1963; В. И. Смирнов, 1965), по­ добное изменение вмещающих пород характерно для месторож­ дений телетермального характера.

Бахтынское месторождение и проявления флюорита Подоль­ ской тектонической зоны характеризуются определенной мине­ ралогической ассоциацией. Они могут быть отнесены к флюорит- барит-сульфидной формации по классификации Г. Г. Грушкина (1964). Характерной чертой месторождений этой формации яв­ ляется их приуроченность к краевым участкам тектонических структур типа платформ или щитов, а также связь с глубинными разломами. Месторождения флюорит-барит-сульфидной форма­ ции образуются значительно позднее других месторождений дан­ ной металлогенической эпохи.

Приведенные выше данные по минералогии, локализации оруденения, микротермометрические исследования газово-жид- ких включений, а также некоторые другие данные позволяют установить происхождение Бахтынского месторождения и других проявлений Подольской тектонической зоны из гидротермаль­ ных растворов в результате замещения флюоритом цемента пес­ чаников верхнего рифея.

Покрово-Киреевское месторождение

ипроявления флюорита зоны сочленения Приазовья

сДонбассом

Покрово-Киреевское месторождение - - единственное промышленное месторождение флюорита в Европейской части

СССР. Месторождение открыто в 1958 году геологами Приазов­ ской экспедиции треста «Артемгеология» À. И. Зарицким, А. Я- Древиным и И. М. Романовским. Месторождение в настоящее

99