Щелочные полевые шпаты ураноносных альбититов центральной части Украинского щита
Приведены результаты минералого-петрографических, петро-геохимических, рентгеноструктурных, изотопных и термобарогеохимических исследований полевых шпатов Севериновского и Ватутинского месторождений урановорудных альбититов. Рассмотрена эволюция этих минералов в ряду Na-Ca плагиоклазы (+ортоклаз) —...
Збережено в:
| Дата: | 2010 |
|---|---|
| Автори: | , |
| Формат: | Стаття |
| Мова: | Russian |
| Опубліковано: |
Інститут геохімії навколишнього середовища НАН України та МНС України
2010
|
| Назва видання: | Збірник наукових праць Інституту геохімії навколишнього середовища |
| Онлайн доступ: | http://dspace.nbuv.gov.ua/handle/123456789/32280 |
| Теги: |
Додати тег
Немає тегів, Будьте першим, хто поставить тег для цього запису!
|
| Назва журналу: | Digital Library of Periodicals of National Academy of Sciences of Ukraine |
| Цитувати: | Щелочные полевые шпаты ураноносных альбититов центральной части Украинского щита / Ю.А. Фомин, Е.Е. Лазаренко // Збірник наукових праць Інституту геохімії навколишнього середовища. — К.: ІГНС, 2010. — Вип. 18. — С. 57-72. — Бібліогр.: 17 назв. — рос. |
Репозитарії
Digital Library of Periodicals of National Academy of Sciences of Ukraine| id |
irk-123456789-32280 |
|---|---|
| record_format |
dspace |
| spelling |
irk-123456789-322802012-04-17T12:16:25Z Щелочные полевые шпаты ураноносных альбититов центральной части Украинского щита Фомин, Ю.А. Лазаренко, Е.Е. Приведены результаты минералого-петрографических, петро-геохимических, рентгеноструктурных, изотопных и термобарогеохимических исследований полевых шпатов Севериновского и Ватутинского месторождений урановорудных альбититов. Рассмотрена эволюция этих минералов в ряду Na-Ca плагиоклазы (+ортоклаз) — микроклин — альбит в температурных условиях от 730–630 до 260–240° С. Наведено дані мінералого-петрографічних, петро- і геохімічних, рентгеноструктурних, ізотопних та термобарогеохімічних досліджень польових шпатів Северинівського і Ватутінського родовищ уранорудних альбітитів. Розглянуто еволюцію мінералів у ряді Na-Ca плагіоклази (+ортоклаз) — мікроклін — альбіт в температурних умовах від 730–630 до 260–240° С. The data of mineralogic-petrographic, petro- and geochemical, X-ray, isotopic and thermobarogeochemical investigations of feldspars from Severinovsk and Vatutinsk uranium albitite deposits have been resulted. Evolution of the mineral row Na-Ca plagioclase (+orthoclase) — microcline — albite at the temperature conditions from 730–630 to 260–240° С have been considered. 2010 Article Щелочные полевые шпаты ураноносных альбититов центральной части Украинского щита / Ю.А. Фомин, Е.Е. Лазаренко // Збірник наукових праць Інституту геохімії навколишнього середовища. — К.: ІГНС, 2010. — Вип. 18. — С. 57-72. — Бібліогр.: 17 назв. — рос. XXXX-0098 http://dspace.nbuv.gov.ua/handle/123456789/32280 553.495:553.242.6:549.651 ru Збірник наукових праць Інституту геохімії навколишнього середовища Інститут геохімії навколишнього середовища НАН України та МНС України |
| institution |
Digital Library of Periodicals of National Academy of Sciences of Ukraine |
| collection |
DSpace DC |
| language |
Russian |
| description |
Приведены результаты минералого-петрографических, петро-геохимических, рентгеноструктурных, изотопных и термобарогеохимических исследований полевых шпатов Севериновского и Ватутинского месторождений урановорудных альбититов. Рассмотрена эволюция этих минералов в ряду Na-Ca плагиоклазы (+ортоклаз) — микроклин — альбит в температурных условиях от 730–630 до 260–240° С. |
| format |
Article |
| author |
Фомин, Ю.А. Лазаренко, Е.Е. |
| spellingShingle |
Фомин, Ю.А. Лазаренко, Е.Е. Щелочные полевые шпаты ураноносных альбититов центральной части Украинского щита Збірник наукових праць Інституту геохімії навколишнього середовища |
| author_facet |
Фомин, Ю.А. Лазаренко, Е.Е. |
| author_sort |
Фомин, Ю.А. |
| title |
Щелочные полевые шпаты ураноносных альбититов центральной части Украинского щита |
| title_short |
Щелочные полевые шпаты ураноносных альбититов центральной части Украинского щита |
| title_full |
Щелочные полевые шпаты ураноносных альбититов центральной части Украинского щита |
| title_fullStr |
Щелочные полевые шпаты ураноносных альбититов центральной части Украинского щита |
| title_full_unstemmed |
Щелочные полевые шпаты ураноносных альбититов центральной части Украинского щита |
| title_sort |
щелочные полевые шпаты ураноносных альбититов центральной части украинского щита |
| publisher |
Інститут геохімії навколишнього середовища НАН України та МНС України |
| publishDate |
2010 |
| url |
http://dspace.nbuv.gov.ua/handle/123456789/32280 |
| citation_txt |
Щелочные полевые шпаты ураноносных альбититов центральной части Украинского щита / Ю.А. Фомин, Е.Е. Лазаренко // Збірник наукових праць Інституту геохімії навколишнього середовища. — К.: ІГНС, 2010. — Вип. 18. — С. 57-72. — Бібліогр.: 17 назв. — рос. |
| series |
Збірник наукових праць Інституту геохімії навколишнього середовища |
| work_keys_str_mv |
AT fominûa ŝeločnyepolevyešpatyuranonosnyhalʹbititovcentralʹnojčastiukrainskogoŝita AT lazarenkoee ŝeločnyepolevyešpatyuranonosnyhalʹbititovcentralʹnojčastiukrainskogoŝita |
| first_indexed |
2025-07-03T12:48:11Z |
| last_indexed |
2025-07-03T12:48:11Z |
| _version_ |
1836630033678991360 |
| fulltext |
57
УДК 553.495:553.242.6:549.651
Ю.А. Фомин, Е.Е. Лазаренко
Институт геохимии окружающей среды НАН и МЧС Украины
Светлой памяти
Владимира Степановича Мельникова
посвящается
ЩЕЛОЧНЫЕ ПОЛЕВЫЕ ШПАТЫ УРАНОНОСНЫХ АЛЬБИТИТОВ
ЦЕНТРАЛЬНОЙ ЧАСТИ УКРАИНСКОГО ЩИТА
Приведены результаты минералого-петрографических, петро-геохимических, рентгенострук-
турных, изотопных и термобарогеохимических исследований полевых шпатов Севериновского
и Ватутинского месторождений урановорудных альбититов. Рассмотрена эволюция этих
минералов в ряду Na-Ca плагиоклазы (+ортоклаз) — микроклин — альбит в температурных
условиях от 730–630 до 260–240° С.
Введение
Несмотря на то, что альбититы, как и вмещающие их породы, практически всех
урановых месторождений Украинского щита на 55–95% состоят из полевых шпатов, а
может быть именно в силу данного обстоятельства, детальному исследованию указанных
минералов до сих пор уделено явно недостаточное внимание. В лучшем случае указывается
их состав и некоторые петрографические особенности [1]. Причина отсутствия долж-
ного внимания, возможно, кроется в том, что в основе всех существующих систематик
ураноносных альбититов положены темноцветные и (или) рудные минералы. Между тем,
использование полевых шпатов в системе олигоклаз — калиевые полевые шпаты — аль-
бит может дать ценный индикаторный материал для расшифровки особенностей генези-
са этих уникальных образований [2, 3]. Важнейшее генетическое значение, в частности,
имеет изучение структурных параметров минералов данной группы, отражающее зависи-
мость процессов эксолюции (распада твердых растворов) в них, а также упорядочения и
двойникования от температуры, скорости охлаждения системы, состава среды [4, 5].
Настоящая статья посвящена комплексной характеристике щелочных полевых
шпатов ураноносных альбититов. В дополнение к ранее опубликованным изотопным и
термобарогеохимическим данным [3, 6] приведены результаты петрографического, пе-
трохимического, геохимического и рентгено-структурного исследования.
Геологическая ситуация. Объекты исследований — Севериновское и Ватутинское
месторождения приурочены к Кировоградской и Звенигородско-Анновской тектоно-
метасоматическим зонам [1]. Эти зоны обрамляют соответственно с востока и запада
купольные структуры центральной части Кировоградского блока, сложенные гранитными
массивами кировоградского комплекса — Новоукраинским, Кировоградским и другими.
Севериновское месторождение расположено в пределах существенно мигматитовой
толщи, или «толщи частого переслаивания» мигматитов и гранитов, вблизи контакта по-
следней с Леликовским массивом гранитов, в лежачем боку Севериновского тектоничес-
кого шва Кировоградской зоны разлома.
В составе рудовмещающей толщи преобладают биотитовые мигматиты очковые
(порфиробластические) или теневые (линзовидно-полосчатые) с подчиненным количе-
ством аплит-пегматоидной лейкосомы и небольшими останцами гнейсов. Мощные тела
биотитовых гранитов или прослои гнейсов редки. Среди гнейсов, относимых к ингуло-
ингулецкой серии, преобладают биотитовые разности, реже встречаются амфибол-
пироксеновые, кордиеритовые, гранат- и графитсодержащие. Вмещающие породы
подвержены кремне-калиевому метасоматозу, проявленному в виде широких ореолов ми-
кроклинизации или узких линейных кварц-микроклиновых зон пегматоидного облика.
58
Структурную основу месторождения составляют сложно построенные кулисооб-
разные зоны объемного катаклаза и милонитизации, которые являются послойными или
остро секущими по отношению к вмещающим породам. В них широко развит диафторез.
Ураноносные альбититы (эпидот-хлоритовые и эгирин-рибекитовые) в целом унаследуют
как выше описанные структуры, так и морфологию и текстурно-структурные особеннос-
ти тектонитов, хотя иногда они выходят за пределы ореолов диафтореза, развиваясь непо-
средственно по ультраметаморфическим породам. Прожилково-вкрапленная урановая
минерализация (браннерит, уранинит, настуран, коффинит) связана преимущественно с
гематит-карбонат-флогопитовыми, реже с рибекит-содержащими альбититами.
Ватутинское месторождение приурочено к лежачему боку Восточно-Курниковского
разлома, который трассируется дайкой микрограно-диоритов в участке пересечения им
«горизонта тонкослоистых мигматитов» в западном крыле Березовской брахиантиклинали.
Фактически разрез рудовмещающего горизонта представлен переслаиванием биотитовых
мигматитов, в основном теневых (полосчатых), и разделяющих их аплито-пегматоидных
биотитовых гранитов. Породы висячего бока отличаются менее интенсивным проявле-
нием ультраметаморфизма, здесь в составе указанного горизонта присутствуют также
полосы гнейсов хорошей сохранности того же стратиграфического уровня, что и на Се-
вериновском месторождении. Среди гнейсов преобладают биотитовые графитсодержа-
щие разновидности, реже встречаются биотит-гиперстеновые. Микроклиниты развиты
неравномерно, с ними связано и частичное перераспределение кварца.
В условиях гетерогенности вмещающих пород разлом трансформировался в сеть
ветвящихся субсогласных или остросекущих по отношению к вмещающим породам
трещинно-катакластических структур и зон объемного катаклаза, которые объединяются
в единую сложно построенную структуру общим близмеридиональным простиранием,
проявлением диафтореза и наложенной альбитизации. Альбититы представлены эпидот-
хлоритовыми и эгирин-щелочноамфиболовыми разностями, их различие определя-
ется исключительно тем, подверглась ли порода дометасоматическому диафторезу или
нет. Широко развиты также продукты частичного замещения внешних частей ореолов,
представленные эпидот-хлоритовыми и эгирин-рибекитовыми «сиенитами». Урановая
минерализация прожилково-вкрапленного типа (уранинит, браннерит, реже ненадкевит,
настуран и др.) связана с альбит-родусит-кроссит-акмитовыми и альбит-кальцит-биотит-
флогопитовыми альбититами.
Вещественный состав альбититов. Исходными на обоих объектах являются породы
ряда: гнейсы — мигматиты — граниты, среди которых наиболее распространены (и
изучены) биотитовые плагиомигматиты и лейкократовые биотитовые плагиоклаз-
микроклиновые (+ортоклаз) граниты, часто пегматоидные. Салические минералы
представлены кварцем, плагиоклазом (олигоклазом) и щелочными полевыми шпатами;
главным фемическим минералом является биотит, значительно реже встречаются амфи-
бол и клино- и ортопироксены. В качестве примесей отметим кордиерит, гранат, графит,
присутствие которых косвенно указывает на первично терригенно-осадочную природу
субстрата. Акцессорные минералы — апатит, циркон, сфен, монацит, турмалин.
Исходные породы претерпели различные преобразования, из которых важнейшую
роль играли ранняя микроклинизация, известная на всех щитах как «калиевый взрыв» [7],
диафторез, проявившийся одновременно с хрупкими деформациями на этапе регрессив-
ного дислокационного метаморфизма в ходе термической усадки массивов гранитоидов,
т.е. в процессе их остывания [8], и, наконец, щелочной метасоматоз (табл. 1).
Микроклинизация (вплоть до образования микроклинитов) проявляется очень ши-
роко и, как правило, без существенных изменений текстурно-структурных особенностей
пород. Олигоклаз (и ортоклаз) гранитов и мигматитов метасоматически (псевдоморфно)
замещаются микроклином. Иногда отмечается перекристаллизация кварца и биотита. В
ряде случаев биотит на границе с микроклином замещается мусковитом.
Диафторез, будучи более поздним процессом, проявлен характерными вторичными
минералами — кальциевыми (эпидот, клиноцоизит, кальцит) и магниевыми (хлорит). В
59
катаклазированных разностях пород в процессе диафтореза происходит деанортизация
и карбонатизация плагиоклаза, перекристаллизация кварца, псевдоморфное замеще-
ние биотита хлоритом (пеннин), гематитом, тонкозернистым, землистым эпидотом и
лейкоксеном. Микроклин и олигоклаз в случае усиления процесса подвергаются хруп-
ким деформациям, сохраняясь в виде реликтов. В милонитовых швах наряду с тонкопе-
ретертой кварц-полевошпатовой массой отмечается мелкозернистый агрегат эпидота-
клиноцоизита, хлорит и наложенный кальцит. Содержание кальцита в зонах диафтореза
крайне неравномерное. Постоянной примесью в них является также пирит иногда в ас-
социации с халькопиритом.
Таблица 1. Минеральные ассоциации исходных и измененных пород альбититовых мес-
торождений.
№
п/п Породы Минеральные ассоциации Минералы-
примеси
1 Гнейсы, граниты
плагиомигматиты Кварц, олигоклаз, биотит Ортоклаз, андезин
2 Микроклиниты Кварц, микроклин, биотит
3 Диафториты Кварц, альбит-олигоклаз, эпидот, клиноцои-
зит, хлорит (пеннин), карбонат (кальцит)
Пирит, микроклин
реликтовый
4 Альбититы ранние Альбит-1, шахматный альбит, эгирин, рибекит,
эпидот, хлорит (рипидолит) Кварц реликтовый
5
Альбититы рудные
(продуктивная
ассоциация)
Альбит-2, кварц, лепидомелан (феррибиотит),
анкерит, гематит, пирит, браннерит, уранинит
Кварц
новообразованный
6 Пострудные жилы Кварц, кальцит, пирит, хлорит, гидрослюда
Минеральный состав альбититов указывает на разную степень интенсивности и за-
вершенности щелочного метасоматоза, но, прежде всего, зависит от состава субстрата,
в частности, от совмещения или некоторого пространственного разобщения их с орео-
лами микроклинитов и диафторитов. Ранние альбититы, наряду с магниево-железистым
комплексом минералов, унаследованным от диафторитов (эпидот, хлорит), содержат
новообразованные щелочные амфибол и пироксен. Микроклин замещается альбитом,
сохраняя структуру двойниковой решетки (шахматный альбит), олигоклаз-альбит по-
лностью трансформируется в альбит. Кварц на начальных ступенях процесса не обнару-
живает растворения и перекристаллизации, но в полно проявленных альбититах сохраня-
ется лишь в виде реликтов.
Рудные альбититы метасоматически развиваются по ранним щелочным метасома-
титам, отделяясь от последних локальным катаклазом, обычно проявленном на микро-
уровне, т.е. является по отношению к ним более поздними и притом продуктивными.
В составе рудных ассоциаций отмечаются альбит-2 (лейстовидный полисинтетически
сдвойникованный или тонкозернистый без двойников), новообразованный кварц и груп-
па железосодержащих минералов — феррибиотит, анкерит (или железистый кальцит), ге-
матит, пирит. С ними связана прожилково-вкрапленная урановая минерализация.
Таблица 2. Севериновское месторождение урана. Петро-геохимическая зональность
Элемент 1 (77) 2 (167) 3 (145) 4 (142) 5 (159) 6 (25) 7 (141)
SiO2 65,88 65,76 64,18 61,36 61,84 58,48 57,50
TiO2 0,55 0,27 0,50 0,12 0,30 0,12 0,67
Al2O3 14,27 16,13 16,29 16,56 17,76 14,36 14,74
Fe2O3 1,27 1,61 3,84 1,57 2,52 1,53 3,67
FeO 4,63 4,04 2,17 1,01 1,16 0,58 1,10
60
Элемент 1 (77) 2 (167) 3 (145) 4 (142) 5 (159) 6 (25) 7 (141)
MnO 0,17 0,16 0,10 0,08 0,12 0,06 0,11
MgO 1,80 1,93 1,80 2,00 1,42 0,40 1,20
CaO 2,55 1,47 1,08 3,21 3,03 8,40 4,83
Na2O 4,05 4,22 7,30 9,60 9,13 9,25 9,35
K2O 3,05 2,23 0,88 0,20 0,50 0,20 0,36
V2O5 0,01 0,01 0,02 0,02 0,01 сл 0,01
ZrO2 0,03 0,02 0,06 0,05 0,03 0,14 0,14
P2O5 0,17 0,13 0,22 0,40 0,04 0,18 0,37
CO2 0,60 0,83 1,67 3,59 2,79 0,43 4,59
S 0,06 0,06 0,13 0,02 0,24 0,05 0,02
П.п.п 0,54 1,56 0,84 0,96 0,88 1,42 1,62
Сумма 99,63 100,43 101,08 100,75 101,57 95,60 100,28
Плотность 2,64 2,69 2,65 2,58 2,50 2,63 2,64
U 2 4 20 128-205 280 540 6059
Th 32 26 24 13-15 22 33 45
Pb 10 10 40 72 200 200 2000
Pb208 52,53 48,24 32,99 5,20 5,20 5,86 2,06
Pb207 20,16 17,33 13,86 8,86 10,67 10,59 7,95
Pb206 25,82 33,28 51,77 85,42 83,66 83,06 89,15
Pb204 1,49 1,15 1,38 0,53 0,47 0,50 0,84
Ba 100 30 200 30–50 30 100 30
Sr 10 30 30 50–100 50 300 1000
Mn 500 200 200 400–1000 200 60 500
Cr 1000 1000 400 400–2000 300 300 200
Ti 2000 2000 2000 200–700 2000 500 3000
V 300 200 1000 100 100 100 100
Ni 200 200 70 60–400 60 50 100
Co 20 20 30 10 50 сл 30
Cu 10 20 20 5–20 10 5 200
Mo 20 10 3 0–50 3 – –
Zn 100 200 200 сл 100 – 100
Zr 50 100 50 50–100 30 200 300
Be 6 3 3 10 – – 3
Примечание. 1 — мигматит биотитовый; 2 — диафторит по мигматиту; 3 — альбитизированный
(ощелоченный) диафторит апомигматитовый; 4 – альбитит слаборудный рибекитовый с анке-
ритом и гематитом; 5 — альбитит слаборудный эгириновый с анкеритом и гематитом; 6 — аль-
битит рудный лейкократовый с гематитом и анкеритом; 7 — альбитит рудный гематит-анкерит-
лепидомелановый с эпидотом и рибекитом. В скобках указаны номера образцов. Содержание
петрогенных окислов дано в вес. %, урана и элементов-примесей в г/т, изотопов свинца в %.
Метасоматическая зональность, крайне неотчетливая, определяется соотношением
и интенсивностью проявления в пространстве перечисленных минеральных ассоциаций.
Поздняя продуктивная ассоциация слагает преимущественно центральные части орео-
лов. В случае слабой альбитизации диафторитов в них могут наблюдаться хлорит, эпидот
и гематит как диафторитовой, так и первой щелочно-метасоматической ассоциаций. Так
называемые «сиенитоподобные» породы внешних зон образуются в условиях щелочного
метасоматоза микроклинитов.
61
Петро- и геохимический модельный разрез Севериновского месторождения
(табл. 2), являющийся типичным для урановых месторождений альбититовой формации,
отчетливо демонстрирует урановорудный (практически без тория) натриево-карбонатный
метасоматический процесс, подтверждая приведенную выше последовательную смену
минеральных парагенезисов (табл. 1). Накопление урана сопровождается увеличением
радиогенного свинца (Pb206), натрия, двуокиси углерода и стронция. При этом макси-
мальное количество натрия установлено в альбититах слаборудных, а двуокиси углерода
и стронция в промышленных рудах с максимальным содержанием урана и интенсивным
проявлением продуктивной минеральной ассоциации. С рудной ассоциацией связана
также повышенная концентрация титана, окисного железа и кальция.
Петрографические особенности полевых шпатов. Полевые шпаты на изученных
месторождениях представлены Na-Ca плагиоклазами, микроклином и альбитом.
Среди плагиоклазов различаются зональный андезин (до № 50) и гомогенный олиго-
клаз (№ 25). Зональный андезин образует идиоморфные выделения в виде прямоугольных
табличек, реже неправильной формы зерна. Зональность прямая, лучше проявлена в
крупных таблицах: центральная, более основная часть кристаллов замещается гидрослю-
дой, кальцитом и эпидотом; внешняя зона более кислая, в шлифах светлая. На плоскости
(010) угол погасания в центре кристаллов 5–7°, по краям — 14°. Олигоклаз (олигоклаз-
альбит), по сравнению с андезином, более поздний, образует идиоморфные тонко
сдвойникованные кристаллы или каймы на раннем андезите. Реже встречаются мелкие
неправильной формы зерна и их агрегаты. В кислом плагиоклазе на границе с микро-
клином обнаружены мирмекитовые вростки кварца. Отдельные таблички олигоклаза с
извилистыми краями замещаются в центре мелкими лейстами слюды, значительная часть
которых ориентирована вдоль двойниковых швов. В тектоно-метасоматических зонах и
вблизи них олигоклаз изоморфно замещается альбитом.
В микроклин-микропертите в сечении (001) наблюдаются тонкие линейные
пертиты распада. Встречаются зерна щелочного полевого шпата, в которых пертиты
сегрегированы в широкие выделения альбита вдоль оси [010]. Иногда они переходят в
параллельные таблички, вытянутые в [100]. Угол погасания пертитов в плоскости (010)
15–18°, что соответствует чистому альбиту. Наряду с линейными формами пертитов на-
блюдается эмульсионная вкрапленность альбита, причем, нередко «эмульсия» альбита
заполняет промежутки между линейными пертитами. Иногда пластинки пертитов соеди-
няются перемычками. В некоторых шлифах для широких протяженных по (001) полосок
предполагается замещение альбитом реликтов раннего ортоклаза.
Двойниковая структура микроклина представлена практически всеми морфологи-
ческими разновидностями. Преобладает А-структура — двойникование по альбитовому
закону по (010). Часто структура не уравновешена, вплоть до монодоменной без проявле-
ния Р-структуры (двойникование по периклиновому закону).
Твид-ортоклаз, характеризующийся наличием субмикроскопических частиц три-
клинной упорядоченности в моноклинной матрице, сохраняется в виде небольших
реликтовых участков, но чаще входит в шахматную структуру, которая наблюдается
фрагментарно на участках А/Р структуры с альбит-периклиновым двойникованием. В
щелочных полевых шпатах такая структура возникает при инверсии из моноклинной
симметрии в триклинную [4]. Вообще изучение шлифов показывает, что двойниковая
структура крайне неоднородна. Наряду с крупными широкими двойниковыми доменами
в А- и Р-ориентации в решетчатом микроклине некоторых образцов присутствует (как бы
сохраняется) мелкая шахматная структура. Иногда неоднородность двойникования про-
является в виде зональности: центр кристалла без двойников (монодомен), по краям —
крупная шахматная структура.
Калиевый полевой шпат также встречается в виде прозрачных ксеноморфных зе-
рен, без двойников и пертитов. Такие выделения похожи на адуляр и относятся, по-
видимому, к наиболее поздней (посткатакластической) генерации. Часто ему сопутствует
сильно деформированный (мозаичный) кварц и поздний альбит. Образование чистого
62
микроклина (в сочетании с чистым альбитом) может быть связано с сегрегацией мелких
микропертитов и с их укрупнением (трансформацией пертитов), причем благоприятными
условиями для этого процесса является длительное присутствие в минералообразующей
системе водного флюида. В условиях «сухой» системы пертиты обычно сохраняют мор-
фологические особенности, присущие ранним стадиям их эволюции [5].
Альбит, помимо выше описанных пертитовых выделений, образует метасомати-
ческие образования, развитые как по микроклину, так и, особенно широко, по плаги-
оклазам (олигоклазу). Морфологически такой альбит весьма разнообразен. При заме-
щении микроклин-микропертита, он имеет такую же ориентацию, как и удлиненные
выделения альбита в калиевом полевом шпате. В этом случае развитие метасоматичес-
кого альбита, вероятно, изначально связано с сегрегированными пертитами. В участках
интенсивной альбитизации микроклин-микропертит преобразован в шахматный альбит.
Процесс этот представляется затруднительным, в сравнении с раскислением олигокла-
за. При псевдоморфном замещении плагиоклазов формируется крупнокристаллический
таблитчатый альбит (альбит-1), форма и структура которого соответствует олигоклазу. В
участках внутриальбититового катаклаза происходило образование мелкозернистого аль-
бита (альбита-2) как в виде изометричных, в основном несдвойникованных, зерен, так и
лейстовидного (рекристаллизованного) и обычно полисинтетически сдвойникованного.
Именно с мелкозернистым альбитом связан адуляроподобный калиевый полевой шпат.
Фазовый состав и структурное состояние калишпата определены на основе
рентгеноструктурных исследований щелочных полевых шпатов (34 образца, табл. 3,
рис. 1), характеризующих интервал глубин от 125 до 1893 м.
Рис. 1. Диаграмма Δp–2t1 (триклинность — упорядоченность) щелочных полевых шпатов
Севериновского и Мичуринского месторождений урана альбититовой формации. Киро-
воградский мегаблок.
Приведенная диаграмма наглядно демонстрирует принадлежность всех изученных образ-
цов калиевого полевого шпата к максимальному микроклину с высокими значениями Al/
Si-упорядоченности [4]. Наличие участков субмикроскопического двойникования про-
является на диаграмме Δp–2t1 в смещении фигуративных точек с линии тренда равновес-
ного упорядочения.
63
Таблица 3. Фазовый состав и структурные параметры микроклина
№
образца
Глубина,
м Ab, % Мф, % Δp 2t1 Примечание
Севериновское месторождение
266 125 25 <10 0,91 0,968 Пегматоидный гранит
270 146 100 – – – Альбитит слаборудный
84 167 23 0 0,92 0,980 Пегматоидный гранит
161 530 26 ~15 0,71 0,930 Мигматит, альбитизация
167 " 13 ~6 0,66 0,934 Мигматит, диафторез
121 566 100 – – – Альбитит безрудный
122 601 100 – – – Альбитит безрудный
12 620 100 – – – Гранит, альбитизация
14 " 23 62 0,65
0,00
0,900
0,882 Микроклинит по мигматиту с альбитом
16 " 30 ~20 0,75 0,930 Микроклинит с альбитом
18-1 " 25 <10 0,85 0,944
Мигматит микро-клинизированный
18-2 " 22 <10 0,80 0,944
61 " 100 – – – Альбитит безрудный
67 " 20 0 0,95 0,980 Гранит с микроклином
73 " 16 0 0,84 0,956 Мигматит — микроклин
124 697 17 <10 0,82 0,960 Мигматит — микроклин
131 710 100 – – – Альбитит рудный
220 1047 33 <10 0,65 0,968 Диафторит мигматита
226 1255 15 <10 0,65 0,972 Мигматит, альбитизация
258 1893 35 <10 0,68 0,930 Пегматоидный гранит
Ватутинское месторождение
365 186 22 <5 0,77 0,956 Пегматоидный гранит
315 259 27 ~10 0,64 0,930 Пегматоидный гранит
290 280 100 – – – Альбитит безрудный
305 " 100 – – – Альбитит слаборудный
311 " 29 ~10 0,61 0,920 Пегматоидный гранит
326 427 100 – – – Альбитит безрудный
446 725 24 <10 0,77 0,968 Мигматит
402 1015 10 <10 0,73 0,932 Лейкогранит
403 1045 16 <10 0,76 0,944 Лейкогранит
406 1122 27 <10 0,77 0,920 Пегматоидный гранит
420 1335 100 – – – Альбитит безрудный
425 1409 23 ~15 0,74 0,944 Пегматоидный гранит
427 1454 100 – – – Пегматоид, альбитизация
Примечание. Параметры калиевых полевых шпатов: содержание альбитовой (Ab, %) и моноклин-
ной (Мф, %) фаз; Al/Si-упорядоченность (2t1) и рентгеновская триклинность (Δp) определены на
дифрактометре ДРОН-2 с CuKα-излучением. Определения выполнены в лаборатории кристалло-
химии структурного анализа ИГМР НАН Украины (зав. лабораторией В.С. Мельников).
Как видно из таблицы 3, содержание альбитовой фазы в микроклинах находится в преде-
лах 13–33%. Согласно данным И.С. Усенко и др. [9], значения этого параметра 10–20%
характерны для гранитоидов амфиболитовой фации. В условиях гранулитовой фации
64
метаморфизма содержание альбита в калиевых полевых шпатах возрастает до 30–35%.
Так как в нашем случае содержание ортоклаза (Мф) в микроклин-биотитовых гранитах
не превышает 15–20% (исключение составляет образец 14), они должны быть отнесены
только к амфиболитовой фации. Повышенное же количество альбита в микроклинах
(свыше 20%) вполне можно объяснить метасоматической альбитизацией последних. В то
же время ориентация пертитов не указывает на метасоматоз — они не замещают микро-
клин по спайности (001).
Калиевая фаза щелочных полевых шпатов представлена в основном максимальным
микроклином, для которого Δp = 0,6–1,0 и 2t1 = 0,9–1,0 (рис. 1). Пониженная триклин-
ность некоторых образцов, в частности №14 (табл. 3), может быть связана с присутстви-
ем в микроклине реликтов твид-ортоклаза, который, по сути, представляет собой мета-
стабильную модификацию калиевого полевого шпата (ортоклаза), возникающую в ходе
инверсии высокотемпературного моноклинного санидина в триклинный микроклин.
Для обозначения такой инверсии используется термин "кроссовер" (cross-over, Bown
and Parsons). Твид-ортоклаз, подобно санидину, относится к моноклинной сингонии и,
вместе с тем, обладает упорядоченностью триклинного микроклина, возможно, с хорошо
выраженной двойниковой решеткой [4, 5]. Снижение триклинности микроклина может
сопровождаться увеличением содержания натриевого компонента [10]. Образец № 14 как
раз характеризуется повышенным количеством натрия.
Исследование калиевых полевых шпатов Новоконстантиновского месторождения
[2], обнаружило тенденцию увеличения упорядочения микроклинов в рудных зонах от
альбитизированных гранитов (в среднем 0,95) к микроклин-альбитовым метасоматитам
(0,98). Причиной такой зональности считается длительное сосуществование минералов с
рудным раствором. Действительно, скорость упорядочения миклоклинов резко возрас-
тает при наличии водного флюида, катализирующего перераспределение Al и Si путем
образования «открытых» тетраэдров без кислорода, а также при увеличении щелочности
среды [11].
Химический состав щелочных полевых шпатов. Судя по изученным 17 образцам
(табл. 4), все полевые шпаты соответствуют ряду: ортоклазовый (KAlSi3O8) — альбитовый
(Na AlSi3O8) минал, всегда с небольшой примесью анортита (CaAl2Si2O8).
Исключение составляет образец 481, отнесенный нами к альбитизированному оли-
гоклазу в составе мигматита с заметными признаками катаклаза и диафтореза, в котором
содержание анортитового минала составляет 16,2%. Повышенное количество ортокла-
зовой молекулы (10,6%), несвойственное чистому олигоклазу [10], объясняется присут-
ствием в плагиоклазе включений калиевого полевого шпата.
Для микроклина отчетливо проявляется различие состава в зависимости от вмеща-
ющего эдукта — гранитного либо мигматитового. В микроклине пегматоидных гранитов
выше содержание альбитовой молекулы (29,0–35,4%) и соответственно ниже — ортокла-
зовой (62,8–68,3%). Микроклин мигматитов существенно обеднен натрием до 15,7–19,8%
и обогащен калием (79,1–79,3%). Интересно отметить, что альбитизация увеличивает об-
щее содержание альбита в породе, практически не изменяя его количество в микроклине.
Содержание анортитовой молекулы в микроклине гранитов составляет 0,8–3,2%, тогда
как в микроклине мигматитов оно достигает 5,0%. В среднем, без учета интенсивности
проявления ультраметаморфизма, изученные микроклины по соотношению ортоклазо-
вого, альбитового и анортитового миналов близки к щелочным полевым шпатам грани-
тоидов кировоградского типа, представленным в работе [9].
В метасоматическом альбите альбититов содержание анортитового минала выше,
чем в микроклине — 1,9–12,5%, причем сохраняется различие по анортитовой составля-
ющей альбитов в гранитном и мигматитовом эдукте: 1,9–5,0 и 6,0–12,5% соответствен-
но. Содержание ортоклазового минала в таком альбите не превышает 1,7%; относительно
выше оно в апагранитных альбититах (0,6–1,7%), систематически ниже — в альбититах
апомигматитовых (0,5–1,0%). Распределение альбитовой молекулы в зависимости от
65
эдукта, естественно, противоположно: в апогранитных альбититах ее доля в альбите со-
ставляет 93,3–97,1%, в альбититах апомигматитовых — несколько ниже (86,9–93,5%).
Таблица 4. Состав щелочных полевых шпатов альбититовых месторождений
Si Al Ca Na K X Z Состав ЩПШ
Олигоклаз
481 16,83 6,93 0,87 3,93 0,57 5,37 23,76 Ab73,2 An16,2 Or10,6
Микроклин
16 15,82 6,76 0,18 1,84 3,54 5,56 22,58 Or63,7 Ab33,1 An3,2
67 16,21 6,66 0,14 1,50 3,54 5,18 22,86 Or68,3 Ab29,0 An2,7
84 15,76 6,85 0,07 1,64 3,51 5,22 22,61 Or67,2 Ab31,4 An1,4
220 16,94 6,10 0,05 0,94 3,75 4,74 23,04 Or79,1 Ab19,8 An1,1
226 15,50 6,59 0,27 0,86 4,34 5,47 22,09 Or79,3 Ab15,7 An5,0
258 15,83 6,66 0,10 1,96 3,48 5,54 22,49 Or62,8 Ab35,4 An1,8
266 16,26 6,47 0,05 1,88 3,65 5,58 22,73 Or65,4 Ab33,7 An0,9
311 16,28 6,69 0,04 1,56 3,54 5,14 22,97 Or68,9 Ab30,3 An0,8
Альбит
12 16,74 6,62 0,27 5,00 0,09 5,36 23,36 Ab93,3 An5,0 Or1,7
61 15,93 7,16 0,25 5,97 0,05 6,27 23,09 Ab95,2 An4,0 Or0,8
122 16,70 6,58 0,44 5,35 0,06 5,85 23,28 Ab91,5 An7,5 Or1,0
131 16,53 6,44 0,67 4,65 0,03 5,35 22,97 Ab86,9 An12,5Or0,6
207 16,07 6,77 0,56 4,89 0,03 5,48 22,84 Ab89,2 An10,2 Or0,6
270 16,42 6,80 0,35 5,48 0,03 5,86 23,22 Ab93,5 An6,0 Or0,5
290 16,19 7,27 0,28 5,72 0,03 6,03 23,46 Ab94,8 An4,6 Or0,6
305 16,49 7,54 0,11 5,59 0,06 5,76 24,03 Ab97,1 An1,9 Or1,0
Примечание. Образцы 12–270 взяты на Севериновском, 290–481 — на Ватутинском месторожде-
ниях. Анализы выполнены в Центральной лаборатории ГГП «Кировгеология». Количество ионов
в стандартном объеме в 1000 3 рассчитано атомно-объемным методом. Расчет формул полевых
шпатов проведен по типу X4Z16O32, где X — (K, Na, Ca); Z — (Si, Al). Содержание Ab, An и Or со-
ответствует мол.%. [10].
Особенности химического состава щелочных полевых шпатов согласуются с петро-
графическими наблюдениями: альбит замещает микроклин по краям зерен, не проникая
в середину. Тем самым подтверждается выше отмеченное преимущественное развитие
этого процесса по плагиоклазам. Вместе с тем, натриевый метасоматоз легче протекает
по гранитам, по сравнению с мигматитами.
Усредненные формулы изученных полевых шпатов представляются следующими:
Олигоклаз (K0,1 Na0,7 Ca0,1)0,9 (Si2,9 Al1,2)4,1 O8
Микроклин (K0,63 Na0,3 Ca0,02)0,95 (Si2,85 Al1,2)4,05 O8
Альбит (K0,01 Na0,92 Ca0,07)1,0 (Si2,8 Al1,2)4,0 O8
В составе олигоклаза наблюдаются наибольшие отклонения от стехиометрического
соотношения элементов обеих групп: в сторону дефицита щелочей и кальция и отноше-
ния кремния и алюминия в пользу последнего. Эти отклонения естественно вытекают из
отмеченной выше примеси в плагиоклазе калиевого полевого шпата, т.е. первая формула
фактически характеризует твердый раствор плагиоклаз-ортоклаз. Формульный состав ми-
кроклина также отличается от теоретического, хотя и в меньшей мере, и тоже дефицитом
66
щелочей относительно кремния и алюминия при калий-натриевом отношении, харак-
терном для гранитоидов амфиболитовой фации. Ближе всего к стехиометрическому
оказывается состав метасоматического альбита, но и для него (как и для других разновид-
ностей полевых шпатов) кремниево-алюминиевое отношение в среднем смещено в поль-
зу алюминия. Эти данные, по-видимому, свидетельствуют о сложности, многоактности
процессов образования минералов.
В полевых шпатах также определены некоторые микропримеси (табл. 5), с одной
стороны, отражающие процесс формирования уранового месторождения (уран, торий,
радиогенный свинец), с другой, характерные именно для этой группы минералов (барий,
рубидий, стронций и отчасти свинец).
Таблица 5. Содержание микроэлементов (г/т) в полевых шпатах альбититов
№ обр. U Th Pb Ba Rb Sr Rb/Sr
Олигоклаз с примесью микроклина и альбита
14 12,0 4,2 49 – 263,2 469,4 0,56
73 5,7 <2 43 – 274,5 395,5 0,69
124 12,3 9,5 41 – 246,3 470,3 0,52
Микроклин
16 9,4 4,0 41 630 341,4 253,3 1,35
18 11,9 <2 63 – 298,1 292,5 1,02
67 11,5 5,3 34 2500 278,8 348,3 0,80
84 9,8 5,6 50 320 319,9 64,5 5,00
220 9,9 3,8 40 630 300,8 296,7 1,01
226 10,5 <2 24 3200 307,2 255,5 1,20
258 9,1 <2 7 200 309,1 66,7 4,63
266 27,0 3,9 47 120 350,6 32,6 10,75
311 6,6 <2 49 630 311,3 212,9 1,46
Альбит метасоматический
12 17,1 <2 63 1200 3,3 101,3 0,03
61 7,1 4,4 9 120 <2 94,9 0,01
121 2,7 2,3 8 – 3,6 79,6 0,04
122 37,8 8,2 18 400 4,3 161,4 0,03
131 904,2 3,1 435 200 13,9 155,4 0,09
162 322,8 7,7 91 – 13,5 99,9 0,14
207 4,6 8,8 3 120 <2 186,7 0.005
270 169,7 37,2 52 250 3,3 124,4 0,03
290 40,5 <2 5 500 <2 95,0 0,01
305 46,4 <2 39 1200 <2 36,1 0,03
Примечание. Образцы 12–270 с Севериновского, 290–311 — с Ватутинского месторождений. Со-
держание урана, тория, свинца, рубидия и стронция определено на установке АРФ-6; количество
бария спектральным методом.
Наиболее информативными для полевых шпатов изученных месторождений явля-
ются рубидий и стронций, а также рубидиево-стронциевое отношение. Рубидий, будучи
геохимическим аналогом калия, характеризуется преимущественным накоплением в ми-
кроклине, где установлено устойчиво самое высокое его содержание (278,8–350,6 г/т). В
плагиоклазе концентрация рубидия значимо снижается (246,3–274,5 г/т). В метасоматичес-
ком альбите количество его падает вплоть до значений ниже порога чувствительности ана-
лиза (<2–13,9 г/т). Стронций, как известно, связан с анортитовым (кальциевым) миналом.
67
Поэтому максимальная его концентрация присуща плагиоклазу (395,5–470,3 г/т). В
микроклине содержание стронция неравномерное, но часто остается повышенным
(32,6–348,3 г/т), особенно в образцах мигматитов и гранитов с повышенным количе-
ством анортита. Альбит также характеризуется неравномерным распределением элемента
(36,1–186,7 г/т). И здесь наибольшее его количество связано с анортитовым миналом,
которого в альбите даже больше. Можно предположить, что первоначально весь строн-
ций находился в плагиоклазе, но в результате метасоматического натриево-карбонатного
процесса вошел в структуру карбонатов, при этом незначительная его часть осталась в
структуре альбита. Отношение Rb/Sr позволяет уверенно различать эти три типа полевых
шпатов: для олигоклаза оно составляет 0,52–0,69 (среднее по 3 образцам 0,59); для микро-
клина — 0,8–10,75 (по 9 образцам 1,54); для альбита — 0,005–0,09 (по 10 образцам 0,04).
Количество бария в щелочных полевых шпатах при неравномерном распределе-
нии, обусловленном, скорей всего, проявлением метасоматоза, более высокое в микро-
клине (120–3200, в среднем 1028,8 г/т) по сравнению с альбитом (120–1200, при среднем
498,8 г/т). Повышенные концентрации бария в наших образцах близки к значениям в
щелочных полевых шпатах из гранитоидов центральной части щита (в частности, киро-
воградского типа), принадлежащих к амфиболитовой фации [9].
Учитывая геохимическую близость свинца к стронцию, можно предположить осо-
бенно активное вхождение обоих элеменов в кристаллическую решетку плагиоклаза.
Действительно, во всех образцах олигоклаза самой высокой концентрации стронция со-
ответствует устойчиво повышенное количество свинца (41–49 г/т). В микроклине такое
строгое соотношение нарушается. Снижение количества стронция может сопровождать-
ся снижением содержания свинца — показателен в этом отношении образец 258 диаф-
торированного аплит-пегматоидного гранита. Но, судя по другим образцам, содержание
свинца может сохраняться на прежнем уровне или даже увеличиваться, «компенсируясь»
радиогенной добавкой. В метасоматическом альбите, вблизи рудных зон или непосред-
ственно в них, равновесие в этой паре элементов совершенно нарушается. При неравно-
мерном уменьшении содержания стронция свинец либо почти полностью выносится (до
3–18 г/т), либо резко количественно возрастает (до 52–435 г/т) параллельно с накопле-
нием урана (до промышленных концентраций), т.е. за счет радиогенной добавки. Напри-
мер, содержание Pb206 в образце 131 составляет 86,0%.
Уран и торий в полевых шпатах не относятся к структурной примеси. Об этом
свидетельствуют опубликованные данные относительно щелочных полевых шпатов
урановорудных альбититов [2]: химический состав чистых микроклинов (90–100% Or)
и фазовый состав микроклин-пертитов (15–35% Ab) не коррелирует с процессами ура-
нового минералообразования. По нашим данным [12] уран присутствует в полевошпа-
товой матрице в различных формах: равномерно рассеянного, в той или иной степени
диспергированного; сорбированного различными микровключениями преимуществен-
но вторичных образований; изоморфно входящего в состав акцессорных минералов, а
также (в урановых рудах) в виде собственно минералов урана. Торий почти не участвует в
рудном процессе: входя в состав акцессориев, в основном монацита и циркона, он пере-
распределяется вместе с этими минералами.
Генетические особенности. Решетчатая двойниковая структура микроклина явля-
ется следствием инверсии калиевого полевого шпата из моноклинной структуры сани-
дина в триклинную структуру микроклина. На это указывают реликтовый твид-ортоклаз
(моноклинная фаза) и сохранившаяся местами шахматная структура микроклина. Важно
подчеркнуть, что в составе щелочных полевых шпатов исследуемых объектов, в той или
иной степени, проявлены все основные структурные составляющие кроссовера (в пред-
ставлениинии В.С. Мельникова [4]), начиная с твид-ортоклаза, как промежуточной (ме-
тастабильной) фазы с локальным зарождением (на нано-уровне) центров триклинной
Al/Si-упорядоченности. Затем в этом ряду твид-структура трансформируется в шахмат-
ную структуру с чередованием в шахматном порядке твид-ортоклаза и новообразованных
триклинных доменов, причем в чистом виде шахматная структура не встречается.
68
В процессе дальнейшего преобразования последней формируется решетчатый микроклин
с А/Р-структурой (альбит-периклиновым двойникованием), который в силу структурной
неустойчивости периклиновой системы двойников переходит в А-структуру с альбитовым
типом двойникования. В качестве заключительной фазы может возникнуть (и возникает,
наряду с чистым альбитом) монодоменный несдвойникованный микроклин.
Обнаруженный в шлифах реликтовый ортоклаз, по всей вероятности, являет-
ся высокотемпературным и относится к минералам ультраметаморфических гранитов,
кристаллизация которых завершилась при температуре порядка 640–650° С [13]. Указан-
ная температура сопоставима с данными термобарогеохимического изучения флюидных
включений в ортоклазе [14] и расчета изотопно-кислородной (δ18О) системы калиевый
полевой шпат-вода [3] Мичуринского и Севериновского месторождений альбититов
(630–730° С). Инверсия же ортоклаза, содержащего не более 25% альбитового минала,
как известно [5], происходит при 450–500° С.
Инверсионный репер находится в температурном интервале существования
высокотемпературного водосодержащего флюида, с которым генетически связан
постгранитизационный кремне-калиевый метасоматоз. На присутствие такого флюи-
да указывает сам факт образования микроклина, поскольку трансформация ортоклаза в
микроклин происходит только в водосодержащих системах амфиболитовой фации, тог-
да как в сухих условиях гранулитовой фации сохраняется ортоклаз. Несмотря на отнюдь
нередкие случаи обнаружения ортоклаза и микроклина в одном кристалле, в том числе в
наших образцах, ортоклаз можно считать индикатором сухой системы (гранулитовая фа-
ция), а микроклин — флюидонасыщенной (амфиболитовая фация) [5].
Формирование микроклина является процессом ретроградным по отношению к уль-
траметаморфическим гранито-мигматитам и аплит-пегматоидной лейкосоме. Именно с
участками микроклинизации связано наиболее интенсивное проявление ОН-содержащих
темноцветных минералов: амфиболов, слюд, а также эпидота-клиноцоизита и хлорита,
с которых и начинается предальбититовый диафторез (хотя, по сути, микроклинизация
сама по себе уже является процессом диафторическим). Факты особенной активизации
диафтореза с образованием эпидота, хлорита, гематита, кварца, кальцита, сульфидов в
связи с микроклинитами более чем очевидны и описаны для всех месторождений этого
типа. Характерной является и ассоциация микроклин-мусковит. Все это вполне может
служить доказательствами проявления (и воздействия на ортоклаз) водного флюида.
Отмеченное выше образование мирмекитового кварца также связывают с ран-
ним постмагматическим флюидом. Косвенно связь инверсии ортоклаза в микроклин с
повышением флюидонасыщенности системы подтверждается и тенденцией роста кон-
центрации рубидия в калиевых полевых шпатах по мере увеличения в них роли микро-
клина (за счет трансформированного ортоклаза); такая связь установлена в разных райо-
нах, в том числе и на Украинском щите [5].
Судя по нашим исследованиям [6], температура гомогенизации газово-жидких
включений в микроклине достигала 400–420° С, в сосуществующем с микроклином
кварце она могла быть и выше (410–465° С). Менее высокотемпературные включения в
микроклине и кварце (230–300° С и ниже) относятся ко вторичным; они характеризуют
более поздние процессы (диафторез, щелочной метасоматоз) и к микроклинизации отно-
шения не имеет.
Региональное разрушение андезина связано с диафторезом плагиопород эдукта
и сопровождалось освобождением и транспортировкой в зоны разгрузки (нередко это
были контракционные трещины по периферии гранитизационных массивов) большого
объема Na2O, Al2O3, SiO2, CaO, либо перераспределением этого материала. Таблица 2,
в частности, демонстрирует изменение соотношения щелочей, кремния и алюминия,
окисного и закисного железа при диафторезе исходных мигматитов. Во всяком случае,
плагиоклаз в диафторитах меняет состав от андезин-олигоклаза до олигоклаз-альбита,
хотя, безусловно, это еще не щелочной метасоматоз. Верхний предел температуры гомо-
генизации флюидных включений в диафторитовом кварце (260–280° С [6]) соответствует
69
приведенной выше температуре вторичных включений в более раннем микроклине. Этот
температурный интервал можно принять как температуру диафторического изменения.
Можно сказать, что прогрессивные процессы (метаморфизм, гранитизация) и ран-
ний кремнево-калиевый метасоматоз явились генераторами и «проявителем» флюидов,
причем, не только в самих гранитно-купольных структурах (Новоконстантиновское
месторождение в трахитоидных гранитах Новоукраинского массива), но и в западных и
восточных их флангах (Севериновское и Ватутинское месторождения). Диафториты же
в регрессивных условиях могли служить своего рода «накопителем» как растворов, так и
подвижных форм урана.
Собственно щелочной метасоматоз, судя по флюидным включениям в альбите-1, на
разных объектах начинался в близких, но отнюдь не одинаковых температурных услови-
ях [6]. Для Ватутинского месторождения установлены более высокие температуры (320–
410° С при повышенном количестве газовой фазы — 30–50%). Альбититам Кировоград-
ской зоны, включая Севериновское месторождение, присущи значения температуры от
300–320° С. Образование альбита-2 продуктивных, урановорудных ассоциаций на боль-
шинстве месторождений начиналось с температуры 240–260° С.
Альбитизация сопровождалась рекристаллизацией (in situ) ОН-содержащих ми-
нералов диафторитов: эпидот-клиноцоизитового агрегата в чистый кристаллический
эпидот, пеннина в рипидолит, а также формированием щелочных амфиболов — рибекита
(+ эгирин) и затем слюдистых минералов — феррибиотита и флогопита, несдвойникован-
ного калиевого полевого шпата совместно с альбитом-2 (+ анкерит, железистый кальцит,
гематит, пирит). Перечисленные минералы связаны преимущественно с микроучастками
межзернового катаклаза; к ним приурочена и основная масса урановых минералов.
Эволюция минералообразующей флюидной системы от высокотемпературной син-
гранитизационной до типично гидротермально-метасоматической, с которой генетичес-
ки и связан урановорудный щелочной метасоматоз, подтверждается нашими изотопно-
геохимическими исследованиями (табл. 6 [3]).
Таблица 6. Содержание и изотопные характеристики компонентов H2O и CO2 флюидных
включений в полевых шпатах Севериновского и Ватутинского месторождений
Компоненты Параметры K полевой
шпат Олигоклаз Микроклин Альбит
H2O включений,
вес.%
1 0,160 (1) 0,047 (1) 0,062 (12) 0,084 (10)
2 – – 0,030-0,120 0,028-0,230
CO2 включений,
вес.%
1 – 0,105 (2) 0,046 (11) 0,060 (9)
2 – 0,060-0,150 0,008-0,150 0,027-0,084
δ18O матрицы
(минерала), ‰
1 +8,0 (1) +8,1 (7) +7,7 (12) +6,4 (10)
2 – +7,2…+10,3 +5,2…+12,3 +3,5…+9,0
δ18O H2O
включений, ‰
1 +9,3 (2) -4,7 (1) -3,5 (4) -1,9 (4)
2 +8,6…+10,0 – -4,9…-1,5 -3,1…-0,7
δD H2O
включений, ‰
1 -70 (2) -59 (1) -55 (4) -57 (4)
2 -78…-63 – -71…-43 -81…-38
δ18O CO2
включений, ‰
1 +27,1 (1) +33,1 (1) +34,5 (4) +30,0 (3)
2 – - +32,1…+36,6 +27,2…+33,2
δ13С CO2
включений, ‰
1 -12,4 (1) -6,2 (1) -4,1 (4) -11,8 (4)
2 – – -5,7…-1,9 -19,2…-3,2
T°C расчетная 731,7 261,6 276,6 и ниже 268,2 и ниже
Примечание. 1 — средние значения. 2 — вариации. В скобках указано количество образцов. Изотопные
определения полевых шпатов и флюидных включений в них выполнены Ю.Н. Демиховым. Анализ
содержания H2O и CO2 в монофракциях минералов сделан методом протонного магнитного резо-
нанса (ПМР) Л. Пасальской.
70
Наиболее высокая температура, полученная из расчета по Δ δ18O минерал – вода для
одного образца калиевого полевого шпата (возможно, реликтового ортоклаза), составля-
ет 731,7° C, что близко к температуре гомогенизации флюидных включений в раннем ор-
токлазе [14], образовавшемся в гранитах этой же тектоно-метасоматической зоны. Вода в
этом образце, присутствующая в повышенном количестве (0,16%), по соотношению зна-
чений δ18O и δD соответствует магматической или метаморфической.
Во всех остальных образцах вода флюида (в системе олигоклаз – микроклин – аль-
бит) является метеорной (δ18O -4,9…-0,7‰; δD -81…-38‰), причем количество ее сис-
тематически увеличивается в приведенном ряду минералов. Изотопная температура
практически одинакова для всех разновидностей полевых шпатов (260–280° C и ниже) и
относится к интервалу, промежуточному между максимальной температурой гомогениза-
ции флюидных включений в альбите-1 (собственно щелочной метасоматоз) и альбите-2
(продуктивные ассоциации), что совершенно естественно, учитывая методику изотопно-
го анализа с разрушением образца.
Изменение в минералообразующей системе содержания углекислого газа и изотоп-
ного состава входящих в него углерода и кислорода согласуется с эволюцией минерало-
образующего флюида из существенно газового в газово-жидкий и существенно жидкий.
Эта эволюция сопровождалась последовательным отложением графитовой и карбонат-
ной составляющих в доальбититовый период и затем окислением графита и перераспре-
деления карбонатов в процессе натриево-карбонатного метасоматоза.
Взаимосвязь ураногенеза и карбонатообразования очевидна и подтверждается
анализом геохимических систем газово-жидких включений в полевых шпатах и кварце
рудных зон [15]. Эти данные свидетельствуют о накоплении гидрокарбоната в растворе
на последних стадиях рудообразования при температуре ниже 250° С (120–240° С). При
многократном замораживании и последующем оттаивании низкотемпературных вклю-
чений удается вырастить кристаллы гидрокарбоната. Увеличивается и количество СО2
в газовой фазе включений. Как правило, порогом «взрывания» углекислотных включе-
ний является температура 240–300° С (плотность СО2 равна 0.73 г/см3). Водно-солевые
включения и включения с углекислым газом, принадлежащие к одному семейству (одно-
го генезиса) гомогенизируются при температуре 180–200° С и давлении 0.67х108Па. При
температуре 120–160° С происходит гомогенизация водно-солевых, без примеси СО2,
включений. Интервал 300–180° С, таким образом, может рассматриваться как температу-
ра начала и завершения разрушения уранил-карбонатных комплексов и рудоотложения.
Действительно, по экспериментальным данным Г.Б. Наумова [16] и Р.П. Рафальского
[17] уранил-карбонатные комплексы наиболее растворимы и устойчивы в щелочных и
близнейтральных растворах при умеренно повышенной температуре (250–300° С). При
200° С растворимость этих комплексов невелика и увеличивается с ростом парциального
давления СО2.
Выводы
Исследование полевых шпатов альбититовых месторождений перехода натриево-
кальциевые плагиоклазы — калиевые полевые шпаты — альбит позволяет отнести их к
разным этапам минерализации: ультраметаморфическому, постгранитизационному и
гидротермально-метасоматическому. Первый проявлен реликтовыми плагиоклазами
(андезином и олигоклазом) и твид-ортоклазом, с температурой образования порядка
630–730° С (не ниже 500° С). Второй представлен микроклин-пертитом, который, судя
по содержанию альбитового минала, относится к амфиболитовой фации. Температура
гомогенизации газово-жидких включений в микроклине достигала 400–420° С, в сосу-
ществующем с микроклином кварце до 465° С (не выше 450–500° С). Третий включает
в себя альбит двух генераций: крупнотаблитчатый альбит-1 (а также шахматный альбит)
собственно альбититов с максимальной температурой гомогенизации флюидных вклю-
чений 300–410° С и мелкокристаллический и лейстовый альбит-2 рудных ассоциаций,
начальная температура которых составляет 240–260° С. В этом температурном интервале
система альбит — метеорная вода была близка к равновесной.
71
В калиевых полевых шпатах встречаются следующие структурные состояния их
трансформации: реликтовый твид-ортоклаз — шахматная структура — решетчатый ми-
кроклин (А/Р-структура) — А-структура (двойникование по альбитовому закону) —
монодоменный микроклин.
Химический состав микроклина отличается от теоретического дефицитом щелочей
относительно кремния и алюминия при калий-натриевом отношении, характерном для
гранитоидов амфиболитовой фации. Количество ортоклазовой молекулы изменяется от
62,8 до 79,1% с увеличением от гранитов к мигматитам, а количество альбитовой молекулы
снижается от 35,4 до 15,7% при содержании анортита 0,8–5,0%. Состав метасоматическо-
го альбита оказывается близким к стехиометрическому; содержание альбита в нем равно
86,9–97,1%, анортита — 1,9–12,5%, ортоклаза — 0,5–1,7%.
Среди элементов-примесей, входящих в кристаллическую решетку щелочных
полевых шпатов, характерными являются рубидий и стронций. Рубидий накапливается
преимущественно в микроклине, резко количественно снижаясь в альбите. Стронций, в
силу геохимической связи с анортитовым миналом, образует повышенные концентрации в
плагиоклазах. Отношение Rb/Sr позволяет различать три типа полевых шпатов: для олиго-
клаза оно составляет 0,52–0,69; для микроклина — 0,8–10,75; для альбита — 0,005–0,09.
Уран и торий в полевошпатовой матрице не относятся к структурной примеси. Уран
присутствует в различных формах: от равномерно рассеянного или входящего в качестве
изоморфной примеси в акцессорные минералы (изначально присутствующего в минерале)
до сорбированного микровключениями новообразований или образующего собственные
минералы урана (наложенного). Торий, практически не участвуя в рудном процессе, вхо-
дит в состав микровключений акцессориев, в основном монацита и циркона.
Пространственная связь месторождений урановорудных альбититов с поро-
дами амфиболитовой фации метаморфизма определена, по-видимому, условиями,
благоприятными для формирования флюидной системы. Водный флюид оказывал ката-
лизирующее воздействие на процесс превращения твид-ортоклаза в микроклин. Состав и
структурные особенности микроклина подчеркивают возможность генерации исходного
(высокотемпературного) флюида в процессе раннего кремниево-калиевого метасоматоза.
Эволюция флюидной системы в процессе диафтореза сопровождалась увеличе-
нием подвижных форм урана с последующей его реализацией в щелочных натриево-
карбонатных метасоматитах. Основу флюида в течение постгранитизационного и
гидротермально-метасоматического этапов составляла метеорная вода. Температурный
интервал 300–180° С характеризует начало и завершение разрушения уранил-карбонатных
комплексов и рудоотложения.
В заключение авторы считают своим долгом отметить, что в процессе работы над
статьей пользовались консультациями В.С. Мельникова.
1. Генетические типы и закономерности размещения урановых месторождений Украины. Отв. ред. Белев-
цев Я.Н., Коваль В.Б.. Киев: Наук. Думка, 1995. — 396с.
2. Стариков В.Г. Возможности метода определения структурных характеристик щелочных полевых шпа-
тов по шести рефлексам порошкограмм // Минерал. журн., 1982. — № 4. — С. 90–94.
3. Фомин Ю. А., Демихов Ю. Н. Изотопный состав кислорода и водорода воды газово-жидких включений
в полевых шпатах натриево-карбонатных метасоматитов докембрия // Докл. АН Украини. — Сер. Б. —
1990. — №10. — С. 26–29.
4. Мельников В. С. Трансформация твид-структуры ортоклаза в решетчатый микроклин // Минерал.
журн., 2005. — 27. — № 2. — С. 9–31.
5. Мельников В.С. Генетическое значение инверсионного перехода санидин/микроклин. 1. Флюидный
фактор в трансформации двойниковой структуры щелочных полевых шпатов // Минерал. журн., 2009. —
31. — № 4. — С. 16–29.
6. Фомин Ю.А., Лазаренко Е.Е. Температурные условия формирования ураноносных альбититов Украин-
ского щита // Доп. НАН України. — 2009. — № 8. — С. 120–126.
7. Бакаржиев А. Х., Коваль В. Б., Фомин Ю. А. и др. Эволюция уранового рудообразования в докембрии
Украины // Минерал. журн. — 1997. — 19. — №5. — С.35–39.
8. Комаров А.Н., Черкашин Л.А. Редкометальные тектоно-метасоматические зоны Украинского щита. —
Киев: Наук. Думка, 1991. — 180 с.
9. Усенко И.С., Рокачук Т.А., Крамаренко Н.К. и др. Щелочные полевые шпаты гранитоидов Украинско-
го щита. — Киев: Наук. Думка, 1980. — 196 с.
10. Дир У.А., Хауи Р.А., Зусман Дж. Породообразующие минералы. Т. 4. — Москва: Мир, 1966. — 481 с.
72
11. Сендеров Э.Э., Яськин Г.М., Бычков А.М. Влияние щелочного раствора на упорядочение Al – Si в кали-
евом полевом шпате // Геохимия, 1975. — №12. — С. 1826–1826.
12. Фомин Ю.А., Демихов Ю.Н., Сущук Е. Г. Поведение урана в процессах эволюции альбититовых место-
рождений Кировоградского мегаблока // Доп. НАН України. — 2010. — № 1. — С. 131–137.
13. Щербаков И.Б. Петрология Украинского щита. — Львов: ЗУКЦ, 2005. — 366 с.
14. Гнатенко О.В. Температурные условия образования альбититов на одном из месторождений урана в до-
кембрии // Геологич. журн., 1976. — 36. — Вып. 4. — С. 134–139.
15. Фомин Ю.А., Демихов Ю.Н., Лазаренко Е.Е. Модель эволюции рудообразующей флюидной системы
Севериновского месторождения урана (Украинский щит) / Геохімія та екологія. Збірник наукових
праць Інституту геохімії навколишнього середовища. — Київ, 2003. — Вип. 8. — С. 169–178.
16. Наумов Г.Б. Основы физико-химической модели уранового рудообразования. — Москва: Атомиздат,
1978. — 213 с.
17. Рафальский Р.П. Гидротермальные равновесия и процессы минералообразования. — Москва: Атомиз-
дат, 1973. — 230 с.
Фомін Ю.О., Лазаренко О.Є. ЛУЖНІ ПОЛЬОВІ ШПАТИ УРАНОНОСНИХ АЛЬБІТИТІВ
ЦЕНТРАЛЬНОЇ ЧАСТИНИ УКРАЇНСЬКОГО ЩИТА
Наведено дані мінералого-петрографічних, петро- і геохімічних, рентгеноструктур-
них, ізотопних та термобарогеохімічних досліджень польових шпатів Северинівського і
Ватутінського родовищ уранорудних альбітитів. Розглянуто еволюцію мінералів у ряді Na-
Ca плагіоклази (+ортоклаз) — мікроклін — альбіт в температурних умовах від 730–630 до
260–240° С.
Fomin Y., Lasarenko H. FELDSPARS OF URANIUM-BEARING ALBITITES OF THE
CENTRAL PART OF UKRAINIAN SHIELD
The data of mineralogic-petrographic, petro- and geochemical, X-ray, isotopic and
thermobarogeochemical investigations of feldspars from Severinovsk and Vatutinsk uranium albitite
deposits have been resulted. Evolution of the mineral row Na-Ca plagioclase (+orthoclase) —
microcline — albite at the temperature conditions from 730–630 to 260–240° С have been
considered.
|