CC BY
159
УДК 548.54; 549.61
Е. Б. Трейвус, Ю. С. Полеховский
НОВЫЕ МАТЕРИАЛЫ ПО КРИСТАЛЛОМОРФОЛОГИИ ЦИРКОНА ВИШНЁВЫХ ГОР УРАЛА И ПРОБЛЕМЫ ЕГО ТИПОМОРФИЗМА
Введение. Кристалломорфологию циркона Вишнёвых гор впервые детально описал И. И. Шафрановский [1]. Его данные воспроизвели Е. Б. Костылева и М. Е. Владимирова [2] с незначительными дополнениями. Заново изучила кристаллы циркона Вишнёвых гор Э. М. Бонштедт-Куплетская [3]. Наиболее подробно описала их в дальнейшем Е. Б. Халезова [4]. Результаты своих исследований она обобщила в разделе, включенном в книги Е. М. Еськовой с соавт. [5] и Е. М. Еськовой [6]. Наличие некоторых из выявленных ранее форм кристаллов циркона было подтверждено В. И. Поповой и Б. В. Чесноковым [7]. Отметим, что по мере изучения вишнёвогорских цирконов количество установленных их морфологических разновидностей увеличивалось. Так, если И. И. Шафрановский выделил всего три типа, то, по Е. Б. Халезовой, их насчитывается 25. Во всех работах каждый из типов кристаллов привязывался к определенной горной породе, т. е. фиксировался их типоморфизм.
Обзор геолого-петрографического строения Вишнёвых гор можно найти в ряде работ [5, 6, 8]. Имеется сводка литературы по минералам Вишнёвых гор, сопровождаемая эскизным геологическим очерком этого района [9].
Вообще изучению кристаллов циркона посвящено большое количество работ. Его типоморфные особенности давно привлекают внимание в связи с разнообразным ру-дообразованием и ввиду их значения для расчленения и корреляции магматических и метаосадочных горных пород, выяснения деталей их генезиса и т. п. Представляет интерес дальнейшее изучение циркона Вишнёвых гор в их сопоставлении с кристаллами этого минерала из других местонахождений, продвижение в понимании типоморфизма циркона и возможности его использования в прикладных целях.
Форма кристаллов циркона из Вишнёвых гор. Изученные нами кристаллы циркона в количестве более 30 образцов найдены в шлиховых пробах, отмытых из материала, оставшегося на рудоспуске к цирконовой обогатительной фабрике. Этот рудоспуск находится в 1,4 км на ЮЗ 240° от одного из двух ныне разрабатываемых на керамическое сырье карьеров (юго-западного), или в 3,6 км на ЮЗ 260° от ныне действующего Вишнёвогорского ГОКа, располагающегося в южной части Вишнёвогорска. Координаты рудоспуска: 50°59/15, 7// с. ш. и 60°36/10, 5// в. д. Упомянутая фабрика работала в 1940-е — начале 1950-х годов. Обогащаемым материалом служил, по-видимому, как элювий пегматитов разных жил, так и иные горные породы, пространственно и генетически связанные с пегматитами, также богатые цирконом. Размер наших кристаллов — от 2-3 мм до 1 см. Они достаточно четко делятся на 3 типа.
1. Кристаллы, сложенные гранями дипирамиды в {111} (рис. 1, а), которая идентифицирована путем измерения полярной координаты р одного из этих кристаллов на гониометре Гольдшмидта. Буквенные обозначения граней даются по В. Гольдшмидту [10, 11]. Координата р дает однозначное указание на символ грани тетрагональных кристаллов, в том числе и циркона, а также и на сам минерал [11]. Сигналы от этих
© Е. Б. Трейвус, Ю. С. Полеховский, 2011
граней расплывчатые, тусклые. Некоторые из описываемых кристаллов имеют незначительное притупление их ребер гранями т {110} (рис. 1, б). Грани {111} отличаются наличием макроскопических прямолинейных шрамов и изолированных круглых ямок. Их цвет — от бурого до буро-коричневого, они непрозрачны. Вместе с тем нам встретился кристаллик размером около 5 мм аналогичной формы медово-желтого цвета, почти прозрачный, с гладкими гранями.
Рис. 1. Идеализированные кристаллы циркона Вишнёвых гор (а, б, в, г, д) и реальная форма одного из них (г).
Отметим, что нами при идентификации граней сохраняется установка кристаллов циркона, которая раньше применялась во всей кристаллографической литературе и используется до сих пор в отечественных работах. Такую установку будем называть морфологической. В зарубежной литературе (по-видимому, с начала 1970-х годов) перешли к выбору координатных осей, согласующемуся со структурной установкой этих кристаллов. Ось а структурной установки повернута относительно той же морфологической оси на 45°.
2. Кристаллы, сложенные гранями простых форм {111}, {110}, р {221}, а{100} (рис. 1, в и г). Символы обеих дипирамид установлены в результате измерения на гониометре величины р четырех кристаллов (табл. 1). Они лишь в пределах первых минут отличаются от найденных гониометрически [10]. Теоретические значения р рассчитаны нами заново на основании сведений о величинах параметров э. я. циркона (картотека ASTM, карточка 06-0266). Отличие в числе граней обеих простых форм (см. табл. 1) вызвано неполным развитием граней дипирамиды {221} на кристаллах. Призмы визуально легко диагностируются по их принадлежности к соответствующим поясам [100] и [010] и близости величины их р к 90°, в связи с чем сведения о них в табл. 1 отсутствуют.
Таблица 1. Полярная координата р-граней дипирамид на кристаллах циркона из Вишнёвых гор
Простая форма Число изученных граней Предел вариаций Р Р (средн.) * СГр Ртеор
«{пі} 16 41°30/-42°30/ 42°08' 10' 42°09'
Р {221} 14 57°28/-64°01/ 61°16' 25' 61°03'
*Примечание: ар — среднеквадратичная ошибка среднего значения р.
Относительное развитие граней различных простых форм (см. рис. 1, в) является «усредненным», так как наиболее характерная их особенность — неодинаковые размеры разных граней, принадлежащих одной простой форме, на одном и том же кристалле. Так, одна грань тетрагональной дипирамиды {111} может оказаться существенно меньше какой-либо из граней тетрагональной дипирамиды {221}, другая — заметно больше.
Неравномерное развитие граней приводит к тому, что кристаллы этого типа имеют неправильный вид и бывает трудно установить то, как в них проходит ось симметрии четвертого порядка. Причем практически ни один из этих кристаллов по своей форме не повторяет другой. Особенно неравномерно развиты грани {221}: от габитусной до узкой полоски и вплоть до отсутствия отдельных из них, как отмечено выше. Пример такого кристалла представлен на рис. 1, г. Кристаллы подобного вида из Вишнёвых гор не отмечали предыдущие авторы, дававшие лишь их идеализированные изображения. От описанных Е. Б. Халезовой наши кристаллы отличаются несколько б'льшей степенью развития простых форм а и в. Причины различия в величине граней одной и той же простой формы не совсем понятны. Кристаллы, изображенные на рис. 1, в и г,— светло-коричневые («бежевые»), просвечивают.
3. Кристаллы, имеющие призматический габитус (см. рис. 1, д). Удлинение различных кристаллов этого типа несколько варьирует. Степень развития граней обеих призм близка друг к другу. Таким образом, эти кристаллы являются промежуточными по своему виду между кристаллами так называемого «цирконового» типа, к которым относят кристаллы, обладающие формой {110} при отсутствии призмы {100}, и кристаллами «гиацинтового» типа, для которых, наоборот, характерна форма {100} при отсутствии призмы {110}. Головки кристаллов того и другого рода сложены гранями {111} [12]. От сугубо цирконовых или гиацинтовых наши кристаллы отличаются неизменным присутствуем дипирамиды {221} (см. рис. 1, д). Символы обеих дипирамид на этих кристаллах также были проконтролированы путем измерения одного из них на гониометре. Для простой формы {111} среднее из четырех измерений дало величину р = 42°18/, для {221}—величину р = 60°24/. Кристаллы данного вида были выделены Э. М. Бонштедт-Куплетской и в то же время они отсутствуют среди описанных в дальнейшем Е. Б. Халезовой. По своему цвету и особенностям световых сигналов они аналогичны кристаллам, изображенным на рис. 1, в и г. По-видимому, кристаллы, представленные на рис. 1, в, г и д, происходят из одной горной породы и принадлежат одной генерации.
Грани дипирамиды {111} и призмы {110} в трубе гониометра выглядят практически зеркально гладкими и дают сигнал в виде четкого креста. Грани дипирамиды {221} и призмы {100} имеют сигнал в виде расплывчатого пятна без отчетливых границ, превышающего размеры поля зрения в трубе гониометра, и отличаются отсутствием в этом пятне яркого участка, наличие которого позволило бы более точно определить их полярные координаты. В связи с этим в ряде случаев отсчет величины р для них приходится брать по отблеску грани. Близкое к нашему описание сигналов упомянутых простых форм дали А. Г. Булах и Г. С. Курбатова [13].
В своей первой работе Е. Б.Халезова [4] кристаллы, изображенные на рис. 1, а и б, отнесла к миаскитовым (нефелин-сиенитовым) пегматитам и их альбитизированным разностям, а кристаллы, представленные на рис. 1, в и г, — к альбититам по гранитным пегматитам. Позднее [5] все они отнесены ею к миаскитовым пегматитам. Раннее заключение Е. Б. Халезовой представляется более вероятным. Невозможно представить себе появление в одной и той же горной породе двух независимых кристаллов одного и того же минерала, столь различных по виду, но разных генераций, без их взаимного нарастания или срастания. Для всякой последующей генерации данного минерала кристаллы предыдущей генерации должны хотя бы частично служить в качестве затравки.
Грани разных простых форм на кристаллах, принадлежащих к типам 2 и 3, отличаются по своим особенностям. На некоторых гранях дипирамиды {221} под бинокуля-
ром наблюдаются тонкие слои с прямолинейным торцом, параллельным ребру между гранями {111} и {110}. Грани {100}, как правило, неровные (шероховатые), имеющие швы, что указывает на блочность их пирамид роста. Б.В.Чесноков [14] отмечал, что пирамида нарастания граней {100} менее однородна в отношении примесей, чем других простых форм, что и объясняет упомянутую блочность. Э. М. Бонштедт-Куплетская [3], также обратила внимание на то, что грань 100 кристаллов вишневогорских цирконов является «всегда шероховатой и со сложной скульптурой». Она повторила в дальнейшем, что грани 100 «часто матовые и со следами разъедания» ([15], с. 102). Согласно [4], «грани призмы 100 всегда очень неровные, бугристые». Своеобразие граней этой простой формы было замечено на кристаллах циркона, найденных в различных породах и в других районах. Так, А. Г. Булах и Г. С. Курбатова [13] указывали, что грани {100} на кристаллах циркона из карбонатитов Кольского полуострова «неровные, изъеденные». Грани этой же простой формы из полевошпатовых пегматитов, фельдшпатоидов и миа-скитовых пегматитов Ильменских гор имеют «бугры» и «меандрирующие» слои роста [16]. Подчеркнем, что «разъедание» (т. е. растворение) одних граней при отсутствии таких следов на других гранях может быть только тогда, когда пирамида нарастания граней одной простой формы содержит иное содержание примесей, чем пирамида нарастания граней другой формы, и, соответственно, они несколько отличаются по своему химическому потенциалу. В результате грани различных простых форм могут иметь небольшое отличие в растворимости. Только при этом одни грани могут расти, другие — растворяться. При полном отсутствии примесей в кристалле или идентичности состава и количества примесей в нем грани разных простых форм обязаны, согласно термодинамике, иметь одинаковую растворимость.
Особенности световых сигналов, т. е. характер граней, должны быть связаны как с влиянием химического состава среды кристаллизации, так и со строением кристалла. На основании анализа структуры циркона показано [17-19], что простые формы {111} и {110} (в морфологической установке) являются так называемыми «F-гранями» («flat faces», т. е. атомарно гладкими), которые растут по слоевому механизму [19-20]. Причем подобный рост при малых пересыщениях и в отсутствие адсорбционно-активных примесей идет слоями атомарной толщины. Это объясняет обычный гладкий вид таких граней. F-грани являются медленно растущими и потому обычно господствуют на кристаллах. Простые формы {100} и {221} принадлежат к S-граням («stepped faces») — ступенчатым на атомарном уровне [19-20]. Грани последнего типа не требуют образования двумерных критических зародышей (зародышей слоев роста) для их развития, как в случае F-граней, они растут путем беспорядочного присоединения отдельных атомов в любой точке поверхности грани. Поэтому такие грани принадлежат к быстрорастущим и, присутствуя на субмикроскопическом кристалле, должны быстро исчезать при его увеличении в течение роста. Таким образом, их появление на макроскопическом кристалле требует специального объяснения. Если они наблюдаются, то это должно быть связано с адсорбцией примесей, тормозящей их рост и даже преобразующей его в слоевой, как это обнаруживается на некоторых из граней {221}. Показано [21], что форма {221} характерна для кристаллов циркона с относительно высоким содержанием Hf. Теоретически, таким образом, и простая форма {100} должна быть относительно редкой. Однако предполагалось [22], что грани этой призмы адсорбируют на своей поверхности комплексы Si(OH)4-2H2O в узлах кристаллической решетки, замедляющие рост и явившиеся условием их появления на кристаллах. Так как магматические горные породы образуются из силикатных расплавов, то это и может объяснять широкое распространение на кристаллах циркона указанной простой формы.
Р. Каруба и Г. Тюрко [17] отнесли форму {100} к F-граням. Форму {221} они не рассматривали. Заключение упомянутых выше других авторов относительно того, что призма {100} принадлежит к S-граням, выглядит предпочтительным по следующей причине. Пирамиды роста граней призм {100} и {110} существенно отличаются в захвате многообразных примесей [7, 14, 23], что может свидетельствовать в пользу вывода об их принадлежности к разным структурным типам. Различие между световыми сигналами от граней {100} и {221} и сигналами от граней простых форм {111} и {110}, таким образом, находит себе объяснение в принципиальной разнице в их строении.
Поскольку призма {100} является обычной на кристаллах циркона из разнообразных горных пород, она не вызывает особого интереса. Обращает на себя внимание устойчивое наличие на изученных нами кристаллах дипирамиды {221}. Последовательность в морфологической важности простых форм кристаллов циркона рассмотрел И. И. Шафрановский [24], согласно которому дипирамида {221} является сугубо второстепенной. Среди «характерных» типов кристаллов циркона, изображенных в «Определителе кристаллов» [11] и повторенных И. И. Шафрановским [24], нет таких, которые обладали бы простой формой {221}.
Химический состав и люминесценция вишнёвогорских цирконов
Содержания 59 примесных элементов, средние по нескольким кристаллам вишнёвогорских цирконов того и другого цвета, приведены в табл. 2. Они были определены методом ICP-MS с использованием квадрупольного масс-спектрометра фирмы Perkin Elmer. Анализ является надежным при количестве химического элемента в образце менее 1 масс. %, т. е. для всех приведенных в табл. 2 компонентов. Большие величины округлены до трех значащих цифр, что вполне достаточно для представления о составе этих образцов и их отличий между собой, хотя чувствительность метода составляет 10-7 масс. % (1 мг/т). Ранее вишнёвогорские цирконы анализировались лишь на 18 примесных химических элементов [7, 23], причем из РЗЭ анализировались только La, Eu, Lu. При этом Al вообще не обнаруживался в вишнёвогорских цирконах, U либо не обнаруживался, либо был выявлен в количествах, существенно меньших, чем в наших образцах (7,240-4 — 15, 3 • 10-4 масс. %). Обращают на себя внимание большие содержания некоторых примесей. Заметное или значительное вхождение в цирконы Fe, Са, Al, Hf, P, Th, U, Y и редких земель отмечал еще А. Г. Бетехтин [25]. Характер вхождения примесей в циркон обсуждался в работах [23, 26, 27]. Повышенное количество примесных элементов из тех, что являются явно чужеродными циркону, указывает на наличие в нем субмикроскопических дисперсных фаз посторонних минералов [28]. По ряду химических элементов цирконы обоих цветовых типов существенно разнятся между собой (см. табл. 2). Вместе с тем, без применения особых методов исследования установить, какой или какие химические элементы и каким образом влияют на цвет, невозможно.
Некоторые участки изученных кристаллов (рис. 2) обладают УФ-люминесценцией в желтых тонах при длине излучения 270-380 нм (светофильтр УФС-2). Фрагментарный характер люминесценции указывает, по крайней мере, на двустадийность образования этих кристаллов. Как видно на рис. 2, в случае темноцветных кристаллов (слева) люминесценция представляется менее закономерной, в случае светлых кристаллов (справа) она более типична для внутренней части кристаллов. Люминесценция вишнёвогорских цирконов описывалась в работах [7, 14, 29]. При этом демонстрировался как ее зональный, так и секториальный характер, зачастую с весьма тонким и прихотливым
Таблица 2. Содержание примесных химических элементов в изученных кристаллах циркона из Вишнёвых гор (масс. %)
Хим. элем. I II Хим. элем. I II Хим. элем. I II
ЙЗ о 1 ЙЗ о 1 ЙЗ о 1 ЙЗ о 1 ЙЗ о 1 £ ЙЗ о 1
Ы 0,668 0,533 С,а 1,47 0,286 Эт 10,1 5,19
Ве 0,268 0,378 Се 0,351 0,295 Ей 2,05 1,66
В 0,583 0,528 Ав 6,90 4,86 Сс1 6,67 7,44
Ка 1860 1450 Эе 2,05 3,83 ТЬ 1,48 2,27
м8 187 216 яь 1,68 1,72 Оу 15,4 27,2
А1 2300 2080 Эг 516 79,4 Уо 5,34 10,5
Р 261 41,1 У 141 272 Ег 26,1 51,1
Э н/о н/о N13 4360 831 Тт 5,97 11,6
К 496 536 Мо 1,62 0,310 УЬ 56,2 108
Са 80,8 5,07 Ag 146 73,7 Ьи 11,8 22,2
Эс 150 158 са 1,06 1,10 Ш 4260 4222
тч 642 164 Эп 5,52 1,27 Ка 203 27,0
V 2,72 1,86 эь 2,87 2,36 \У 2,60 1,45
С г 16,4 9,49 № 0,833 1,08 Ие 0,004 0,003
Мп 84,1 55,9 Се 0,030 0,041 Т1 0,089 0,064
Ре 810 819 Ва 134 48,5 РЬ 10,3 6,81
Со 0,256 0,313 Ьа 32,6 7,07 В1 0,530 0,118
N1 2,27 1,56 Се 88,3 24,5 ТЬ 212,4 110
Си 21,6 12,1 Рг 7,69 1,56 и 141 87,8
2п 14,8 29,3 N<1 25,1 5,91
Примечание: I — светлоокрашенные, II — темноокрашенные цирконы.
10 тт л$Г\ ©Л V 10 тт
Рис. 2. Препараты с кристаллами циркона в срезах, перпендикулярных направлению [001], при ультрафиолетовом облучении. Белое — люминесцирующие участки.
рисунком, который также менялся от образца к образцу. Доказывалось [29], что люминесценция циркона в желто-оранжевой области спектра является результатом наложения центров свечения четырех типов. Два из них связаны с наличием в структуре этого минерала групп V-O, третий — с уранильным комплексом, четвертый — с примесными центрами Fe3+ или . Присутствие в наших кристаллах указанных примесей (см. табл. 2) согласуется с такой точкой зрения.
Типоморфизм кристаллов циркона. А. Г. Булах и Г. С. Курбатова [13] указывали на наличие хорошо развитой простой формы {221} на кристаллах циркона из карбонатитов Кольского полуострова и дали рисунок кристалла, близкий к тому, что представлен на рис. 1, в. А. А. Кухаренко [30] отметил, что такие кристаллы характерны для нефелиновых сиенитов и некоторых других близких к ним щелочных горных пород, а также для связанных с ними жильных гидротермальных пород, упомянув при этом и карбонатиты. Наличие дипирамиды {221} наблюдалось на кристаллах циркона из верхнепонойских (Кольский полуостров) щелочных гранитов [30]. В обобщающей сводке [15] подытоживалось, что дипирамида {221} присуща кристаллам циркона из щелочных горных пород. В дальнейшем при описании акцессорного циркона из горных пород Украинского щита И. В. Носырев о соавт. [32] подчеркнули, что среди них только кристаллы, принадлежащие к гидротермальной («наложенной») генерации, обладают гранями {221}. По их предположению, такие кристаллы образовались из щелочных растворов, причем утверждалось, что указанная генерация кристаллов может встречаться в метасоматически измененных изверженных горных породах любого характера, от кислых до основных, а также в разнообразных измененных метаморфических породах. Таким образом, эти авторы фактически обобщили выводы А. А. Кухаренко. Они отмечали, что для этих цирконов указанная простая форма является второстепенной по развитию. Однако в противоречии с их работой является заключение о том, что в сиенитах, альбитизированных граносиенитах, аляскитовых и амфибол-биотитовых гранитах Приазовья (также принадлежащих к Украинскому щиту) данная форма выступает как габитусная [33]. В согласии с выводом И.В.Носырева с соавт. [32] находится заключение В. А. Ожогина [31], что в щелочных гранитах Верхнего Поноя циркон «образовался или преобразовался в процессе щелочного метасоматоза».
Дипирамида {221} присутствует на кристаллах циркона вплоть до хорошо развитой в щелочных гранитных пегматитах и альбититах Северной Якутии [21], нефелин-пи-роксеновых породах [34] и щелочных пегматитах [35] Северной Карелии, карбонатитах, приуроченных к Черниговскому разлому на Украине [36]. В редкоземельных пегматитах, связанных с массивом щелочных гранитов в центральной части Кольского полуострова, на кристаллах циркона также отмечается наличие этой формы, хотя и непостоянное [37]. Для находящегося в Западных Кейвах (Кольский полуостров) массива щелочных сиенитов, нефелиновых сиенитов, связанных с ними пегматитов и приуроченных к этому массиву щелочных габброидов (эссекситов и тералитов) характерны кристаллы циркона с хорошо развитой на ней указанной простой формой [38]. Кристаллы циркона при габитусной форме {221} присущи кварц-полевой шпат (микроклин-альбит)-эгириновой породе, т. е. щелочной горной породе, также встреченной в одном из районов Кольского полуострова [39]. Для обычных гранитоидов известны лишь единичные примеры, когда наблюдалась форма {221}. Так, она отмечалась на двух из шести разновидностей кристаллов циркона из гранитоидов Восточного Забайкалья, хотя и в виде «узких полосок» [40]. Однако особенности этих гранитов и этап образования изучавшихся кристаллов остались неясными.
В противоречии со сказанным данная простая форма отсутствует на кристаллах циркона из щелочных (метасоматических) пегматитов одного из гранитоидных массивов Армении [41]. В. И. Попова и Е. П. Щербакова [16] не обнаружили существенное отличие в развитии граней {221} на кристаллах циркона из нещелочных пегматитов и из миаскитовых пегматитов Ильменских гор. По-видимому, следовало бы в упомянутых случаях более детально изучить особенности образования этих кристаллов: момент их возникновения по взаимоотношению с породообразующими ми-
нералами, наличие примесей, модифицирующих их форму, химизм горных пород.
Обращает на себя внимание то, что кристаллы циркона, обладающие дипирамидой {221}, встречаются в ассоциациях с уникальными промышленно ценными минералами. Массив щелочных сиенитов Восточного Приазовья, в котором простая форма {221} типична для кристаллов циркона, отличается чрезвычайно высоким содержанием фтора (флюорита) и редких земель (бритолита) [42]. Циркон в щелочногранитной формации Кольского региона сопровождается Та-МЬ, Ве и редкоземельной минерализацией, «представляющей практический интерес» [39]. Циркон с характерной для его кристаллов дипирамидой {221} находится в парагенезисе с анатазом, монацитом, торитом, ураноторитом и другой редкометалльной и полиметаллической минерализацией в Дукатском рудном поле на Чукотке [43, 44]. Необходимость обращать внимание на кристаллы циркона, обладающие указанной дипирамидой, при поиске новых рудных тел, связанных с карбонатитами, подчеркивалась [13].
По-видимому, впервые формы кристаллов циркона в их связи с конкретными горными породами, от нефелиновых сиенитов до основных и ультраосновных включительно, описал А. А. Кухаренко [30]. Его результаты остались практически неизвестными последующим исследователям, что побуждает здесь обратить на них внимание (рис. 3). Ввиду того, что придается особое значение зависимости кристалломорфологии циркона от щелочности горных пород, данные [30] сопоставлены с вычисленным нами коэффициентом их агпаитности Кагп = (Ма + К)/А1. В ряде случаев значение Кагп найдено с использованием сведений о средних составах горных пород [45-47]. В тех примерах, когда оно вычислено на основании индивидуальных анализов горных пород [48], в скобках при Кагп в числителе указана его среднеквадратичная ошибка, в знаменателе — число учтенных химических анализов.
Сопоставление данных [30] со сведениями из последующих работ показывает, что выделение пяти типов намечено А. А. Кухаренко более или менее удачно. В то же время дальнейшие исследования иллюстрируют большее разнообразие форм кристаллов циркона в пределах одной и той же горной породы [40, 41, 49, 50]. Однако и А. А. Кухаренко оговаривался, что изображенные им кристаллы нередко усложнены второстепенными гранями иных символов. Имеются и противоречия с выводами А. А. Кухаренко. Так, согласно ему, дипирамидальные кристаллы с господствующей на них простой формой {111} встречаются лишь в нефелиновых сиенитах (см. рис. 3). Однако Б. М. Меликсетян [41] нашел подобные кристаллы в гранитном плутоне Армении. Неясно, однако, на какой стадии становления этого плутона и с какой его фацией такие кристаллы связаны.
Обращает на себя внимание то, что кристаллы одинаковой формы встречаются в породах различной щелочности (см. рис. 3). Таким образом, эта характеристика горной породы не исчерпывает причины многообразия кристалломорфологии цирконов.
Дальнейший этап в изучении типоморфизма циркона связан с именами J. Р. Рирш [51] и J. Р. Рирш, G. Тигоо [52]. Их данные относятся к гранитоидам и близким к ним горным породам, включая гранодиориты. Они составили таблицу из 64 основных типов его кристаллов. По горизонтали в ней отражена изменчивость головки кристаллов, характеризуемая величиной развития граней нескольких дипирамид относительно друг друга в неких условных единицах А. По вертикали в этой таблице представлена зависимость формы кристаллов от температуры их образования, которая выражается в основном в степени относительного развития на кристаллах призм {100} и {110}. Отдельно указывается на ряд подтипов, отличающихся наличием граней второстепенных простых форм. Очерчены поля, включающие несколько типов цирконовых кристаллов, которые характерны для определенных групп горных пород. Данные поля
(Ма+К)/А1
0,32 0,46 0,50 0,94 1,21
(Габбро) (Диорит) (Тоналит) (Нормальный (Нефелиновый
0,33 0,58 0,58 гранит) сиенит)
(Пироксенит) (Гранодиорит) (Гранодиорит)
0,36 0,64 (0,026/27)
(Перидотит) (Плагиогранит)
0,68 (0,04/17) 0,72 (0,11/4)
(Граносиенит) (Меланократо-
0,84 вый) гранит 0,75 (0,045/8)
(Нормальный (Г нейсогранит)
сиенит)
0,88
(Щелочной
сиенит)
Рис. 3. Типичные кристаллы акцессорного циркона изверженных горных пород,
по А. А. Кухаренко [30].
отчасти накладываются друг на друга. При этом намечается смещение указанных полей, характеризуемых увеличением их щелочности, к правой части таблицы. Таким образом, имеется некоторая корреляция между параметром А, т. е. сменой простых форм, образующих головку кристаллов, и щелочностью горной породы.
Описанная схема приобрела популярность (см. [12, 52, 53]). Заметим, что в работах [53, 54] ее параметр А без всяких обоснований отождествлен с коэффициентом агпа-итности. При этом в [53] указанный коэффициент спутан с его обратной величиной. Представляется далее, что эта типология используется недостаточно критически. По-видимому, следует заново ее проанализировать и, возможно, откорректировать с более полным учетом накопившихся к настоящему времени данных, учтя при этом и работу А. А. Кухаренко. Его выводы отчасти противоречат схеме J.P. Pupin, G.Tuгоo [52]. Например, простая форма {221}, столь нас интересующая, у них отсутствует.
Напомним, что в модельных опытах форма кристаллов постоянно демонстрирует свою зависимость от ряда факторов. Значение пересыщения и примесей для морфологии кристаллов циркона признавалось давно [26]. Лабораторные наблюдения также показывают, что уже сравнительно небольшое возрастание пересыщения обычно приводит к увеличению анизометричности кристаллов и упрощению его формы. Понятно, что при становлении, например, гранитного массива его периферийная область охлаждалась быстрее, чем центральная. Поэтому в разных его частях создавалось различное переохлаждение расплава на фоне практически несущественного различия в их температуре. Таким образом, найденные в разных точках одного и того же гранитного тела кристаллы циркона, отличающиеся по своему виду, могли возникать при неодинаковых отклонениях от равновесия.
Указывалось [55], что возможны две стадии появления кристаллов циркона, как и других акцессорных минералов, в изверженных горных породах: а) из остаточного магматического расплава; б) из обособившихся в дальнейшем газовой фазы или из флюида. Однако в действительности можно наметить пять стадий образования циркона: а) предшествующая возникновению всех других минералов [56]; б) синхронная с кристаллизацией породообразующих минералов [38]; в) из остаточного магматического расплава; г) из обособившегося флюида; д) из обособившейся газовой фазы. Метасоматически образовавшийся циркон, по-видимому, можно трактовать как возникший на двух последних из упомянутых стадий. Не исключено, что каждой из этих стадий присуще возникновение кристаллов собственной формы, что также, наряду с разной величиной переохлаждения маточной среды, может быть причиной их разнообразия в пределах одного и того же горного тела. С изменением температуры может быть связано не только развитие относительно друг друга обеих призм, но и характер головки. Таким образом, реальная картина типоморфизма циркона должна быть сложнее, чем рисуют J.P. Pupin, G. Тигоо [52]. Представляется, что необходимо дальнейшее изучение морфологии кристаллов циркона в их сопоставлении с местом нахождения в горном массиве, выяснением того, на какой стадии становления этого массива они образовались, углубленном выявлении их химических особенностей и т. д.
Заключение. Таким образом, подтверждены и уточнены существующие представления о разнообразии форм кристаллов циркона Вишнёвых гор на Урале, дан более полный обзор по примесям в них. Морфология его кристаллов из различных изверженных горных пород, описанная А. А. Кухаренко, сопоставлена с коэффициентом агпаит-ности этих пород. Показано, что щелочность горной породы (в совокупности с температурой ее образования) не исчерпывает причин многообразия формы кристаллов
циркона, в противоречии с утвердившейся в литературе схемой типоморфизма циркона, созданной французскими авторами. Обращено внимание на то, что кристаллы циркона, обладающие дипирамидой {221}, встречаются в интересных в промышленном отношении разнообразных рудных телах. Поэтому при находке кристаллов циркона, как в коренных горных породах, так и в наносах — от аллювия до элювия, следует интересоваться наличием на них дипирамиды {221} (и других второстепенных простых форм) и в случае их устойчивого присутствия или тем более габитусного характера использовать в качестве возможного дополнительного поискового признака на то или иное оруденение.
* * *
Авторы признательны сотрудникам Ильменского минералогического заповедника докторам геол.-мин. наук В. А. Попову и В. И. Поповой за географические и исторические сведения о цирконовых месторождениях и их разработках в Вишнёвых горах. Исследование химического состава наших образцов было выполнено в Институте геологии и геохимии УНЦ РАН (Екатеринбург) канд. геол.-мин. наук Д. В. Киселевой; содействие в этом оказал докт. геол.-мин. наук В. И. Силаев (Институт геологии Коми филиала УНЦ РАН, Сыктывкар). Им авторы также выражают глубокую благодарность.
Литература
1. Шафрановский И. И. Цирконы Вишнёвых гор // Зап. Российск. минер. общ-ва. 1933. Ч. 62. Вып. 1. С. 218-256.
2. Костылева Е. Е., Владимирова М. Е. Циркон // Минералогия Союза. Сер. А. Вып. 2. М.: Изд. АН СССР, 1934. 83 с.
3. Бонштедт-Куплетская Э. М. Минералогия щелочных пегматитов Вишнёвых гор. М.: Изд. АН СССР, 1951. 170 с.
4. Халезова Е. Б. О типоморфизме циркона из щелочных пород Вишнёвых и Ильменских гор. // Минералы СССР. Труды Минералогического музея АН СССР. (Новые данные о минералах СССР). 1963. Вып. 14. С. 182-189.
5. Еськова Е. М., Жабин А. Г., Мухитдинов Г. Н. Минералогия и геохимия редких элементов Вишнёвых гор. М.: Наука, 1964. 154 с.
6. Еськова Е. М. Щелочные редкоземельные метасоматиты Урала. М., 1976. 291 с.
7. Попова В. И., Чесноков Б. В. Анатомия кристаллов циркона из щелочных пегматитов Вишнёвых гор // Онтогения пегматитов Вишнёвых гор / Ред. В. А. Попов, Б. В. Чесноков. Свердловск: УНЦ АН СССР, 1980. С. 91-101.
8. Левин В. Я., Роненсон Б. М., Самков В. С. и др. Щёлочно-карбонатитовые комплексы Урала. Екатеринбург: Уралгеокол., 1997. 274 с.
9. Кобяшев Ю. С., Макагонов Е. П., Никандров С. Н. Минералы Вишнёвых и Потанинских гор. Миасс: Ильменский гос. заповедник Ур. отд. РАН, 1998. 77с.
10. Goldschmidt V. Atlas der Krystallformen. Heidelberg, 1923. BdlX. Text 192. S. 128.
11. Определитель кристаллов. Т. 1. 1-я половина / Ред. А. К. Болдырев, В. В. Доливо-Доб-ровольский. Л.; М.: ОНТИ, 1937. 438с.
12. Хабибуллина Т. Р. Типоморфизм цирконов пород Эликчанского магматического узла как отражение условий генерации и эволюции магматических расплавов // Отечественная геология. 2007. №5. С. 104-111.
13. Булах А. Г., Курбатова Г. С. Циркон из карбонатитов Себльяврского массива (Кольский полуостров) // Материалы ВСЕГЕИ. Нов. серия. Серия минералогическая. 1959. Вып. 26. С. 3-9.
14. Чесноков Б. В. О люминесценции и внутреннем строении циркона из Вишнёвых гор на Урале // Зап. Всесоюз. минер. общ-ва. 1959. Ч. 88. Вып. 5. С. 589-594.
15. Минералы. Т. III. Вып. 1 / Ред. Ф. В. Чухров. М.: Наука, 1972. 886 с.
16. Попова В. И., Щербакова Е. П. К характеристике цирконов полевошпатовых жил Ильменских гор // Исследования по минералогии и геохимии Урала. Труды Ильменского государственного заповедника / Ред. В. А. Попов, Ю. Б. Корнилов. Свердловск, 1978. Вып. XVI. C. 69-81.
17. Caruba R., Turco G. Mise au point sur la notation des faces du zircon. Elaboration d’une methode d’indexation rapide // Bulletin de mineralogie. Publ. par la Society francaise de miner-alogie et de cristallographie. 1971. Vol. 94, N4. P. 427-436.
18. Hartman P. The morphology of zircon and potassium dihydrogen phosphate in relation to the crystal structure // Acta crystallographica. 1956. Vol. 9. Pt 9. P. 721-727.
19. Hartman P., Heijnen W. M. Growth mechanisms of a crystal face for which more than one surface structure is possible // J. Crystal Growth. 1983. Vol. 63, N2. P. 261-264.
20. Bennema P., Meekes H., Boerriger S. X. et al. Crystal Growth and Morphology: New Developments in an Integrated Hartman-Perdok-Connected Net-Rouphening Transition Theory, Supported by Computer Simulations // Crystal Growth & Design. 2004. Vol. 4, N 5. P. 905-913.
21. Прощенко Е. Г. Отношение HfO2/ZrO2 в щелочных гранитных пегматитах и альбититах // Минералогические и генетические особенности щелочных массивов / Ред. Е. И. Семенов, Р. П. Тихоненкова. М.: Наука, 1964. С. 49-55.
22. Woensdregt C. F. Computation of surface energies in an electrostatic point charge model: II. Application to zircon (ZrSiO4) // Physics and chemistry of minerals. 1992. Vol. 19, N1. P. 59-69.
23. Попова В. И., Татаркин М. А., Хасанов Р. А. и др. К онтогении циркона из щелочных пегматитов Ильменских и Вишнёвых гор // Проблемы онтогении минералов / Ред. В. А. Попов, Д. П. Григорьев. Л.: Наука, 1985. С. 83-93.
24. Шафрановский И. И. Кристаллы минералов. Л.: Изд-во. Ленингр. ун-та, 1957. 222 с.
25. Бетехтин А. Г. Минералогия. М.: Госгеолиздат, 1950. 956 с.
26. Speer J.A. Zircon // Mineralogical Reviews. Mineral. Soc. of America. 1982. Vol. 5. P. 67112.
27. Краснобаев А. А., Вотяков С. Л., Крохалев В. Я. Спектроскопия цирконов. Свойства, геологические приложения. М.: Наука, 1988. 150с.
28. Руб М. Г., Лосева Т. И. Цирконы как индикаторы рудоносности гранитоидов // Изв. АН СССР. Сер. геол. 1973. №6. С. 71-84.
29. Гафт М. Л., Рогожин А. А., Расулов В. А., Жукова В. А. Многоцентровый характер желтой фотолюминесценции циркона // Минералогический журнал. 1987. Т. 9. №6. С. 63-67.
30. Кухаренко А. А. Минералогия россыпей. М.: Госгеолиздат, 1961. 318 с.
31. Ожогин В. А. Циркон верхнепонойских щелочных гранитов как показатель их генезиса (Кольский п-ов) // ДАН СССР. 1968. Т. 182. №3. С. 685-688.
32. Носырев И. В., Робул В. М., Есипчук К. Е., Орса В. И. Генерационный анализ акцессорного циркона. М.: Наука, 1989. 204с.
33. Юрк Ю. Ю., Марченко Е. Я., Чашка А. И. Акцессорные минералы и элементы грани-тоидов докембрия Приазовья. Киев: Наукова думка, 1973. 160 с.
34. Золотарев Б. П. Морфология и генезис некоторых акцессорных минералов ультраос-новных и щелочных пород массивов Африканды, Вуоярви и Салланлатви // Акцессорные минералы изверженных пород / Ред. И. Е. Сморчков. М.: Наука, 1968. С. 248-254.
35. Абакумова Н. Б. Зональные метакристаллы циркона и пирохлора из щелочных пегматитов Елетьозерского массива // Физика минералов и проблемы типоморфизма / Ред. И. И. Шафрановский, С. А. Руденко. Л.: Недра, 1976. С. 98-103.
36. Лазаренко Е.К., Лавриненко Л. Ф., Бучинская Н. И. и др. Минералогия Приазовья. Киев: Наукова думка, 1981. 432 с.
37. Лунц А. Я. Минералогия, геохимия и генезис редкоземельных пегматитов Северо-Запада СССР. М.: Недра, 1972. 176 с.
38. Батиева И. Д., Бельков И. В. Сахарйокский щелочной массив, слагающие его породы и минералы. Апатиты: Кольский филиал АН СССР, 1984. 134 с.
39. Волошин А. В., Лялина Л. М. Морфология и анатомия кристаллов циркона из силекси-тов и пегматитов архейской щелочно-гранитной формации Кольского региона // Зап. Всерос. минер. общ-ва. 2004. Ч. 133. №2. С. 89-99.
40. Вартанова Н. С., Завьялова И. В. Акцессорные минералы гранитоидов Восточного Забайкалья и их значение для корреляции // Акцессорные минералы изверженных пород / Ред. И. Е. Сморчков. М.: Наука, 1968. С. 164-170.
41. Меликсетян Б. М. Закономерности распределения акцессорных минералов в гра-нитоидах Мегринского плутона // Акцессорные минералы изверженных пород / Ред. И. Е. Сморчков. М.: Наука, 1968. С. 95-108.
42. Мельников В. С., Возняк Д. К., Гречановская Е. Е. и др. Лозовское цирконий-редкометалльное месторождение: минералогические и генетические особенности // Минералогический журнал. 2000. №1. С. 42-61.
43. Филимонова Л. Г., Трубкин Н. В., Чугаев А. В. Особенности рассеянной минерализации Дукатского рудного района (Северо-Восток России) // Зап. Российск. минер. общ-ва. 2006.
Ч. 135. №5. С. 12-34.
44. Филимонова Л. Г. Формы, состав, парагенезисы цирконов лейкогранитов Дукатского рудного поля — отражение состава и эволюции рудоносных флюидизированных расплавов // Онтогения минералов и ее значение для решения геологических прикладных и научных задач. / Международная научная конференция. Тезисы докладов. СПб., 2009. С. 283-285.
45. Le Maitre R. W. The chemical variability of some common igneous rocks // J. Petrology. 1976. Vol. 17, N4. P. 589-637.
46. Богатиков О. А., Косарева Л. В., Шарков Е. В. Средние химические составы магматических горных пород. М.: Недра, 1987. 153с.
47. Соловьев С. П. Химизм магматических горных пород и некоторые вопросы петрохимии. Л.: Наука, 1970. 311с.
48. Морковкина В. Ф. Химические анализы изверженных горных пород и породообразующих минералов. М.: Наука, 1964. 250 с.
49. Бартикян П. М. Акцессорные минералы Шамшадинской группы интрузивов (Армения) // Акцессорные минералы изверженных пород / Ред. И. Е. Сморчков. М., 1968. С. 108114.
50. Гнатив Г. М., Матковский О. И. Морфологические особенности акцессорного циркона изверженных пород северо-западной части Украинского кристаллического щита // Акцессорные минералы изверженных пород / Ред. И. Е. Сморчков. М.: Наука, 1968. С. 186-192.
51. Pupin J. P. Zircon and Granite Petrology // Contributions to mineralogy and petrology. 1980. Vol. 73, N 3. P. 207-220.
52. Pupin J. P., Turco G. Application des donn?es morphologiques du zircon accessoire en petrologie endogene // Comptes Rendus Acad. Sc., Paris. Ser. D. 1972. Vol. 275, N7. P. 799-802.
53. Belousova E.A., Griffin W.L., O’Reilly S. Y. Zircon Crystal Morphology, Trace Elements Signatures and Hf Isotope Composition as a Tool for Petrogenetic Modelling: Examples From Eastern Australien Granitoides // J. of Petrology. 2006. Vol. 47, N 2. P. 329-353.
54. Vavra G. On the kinematics of zircon growth and its petrogenetic significance: a cathodolu-miniscence study // Contrib. Mineral. Petrol. 1990. Vol. 106, N1. P. 90-99.
55. Носырев И. В., Туровский С. Д. Время и условия кристаллизации акцессорных минералов изверженных горных пород // Акцессорные минералы изверженных пород / Ред. И. Е. Сморчков. М.: Наука, 1968. С. 288-294.
56. Larsen L. H., Poldevaar A. Measurement and distribution of zircons in some granitic rocks of magmatic origin // Mineralogical mag. 1957. Vol. 31, N238. P. 544-564.
Статья поступила в редакцию 1 июня 2010 г.
