Кристаломорфологія топазу і берилу камерних пегматитів Коростенського плутону (північно-західна частина Українського щита)

Размещено на http://www.allbest.ru/

НАЦІОНАЛЬНА АКАДЕМІЯ НАУК УКРАЇНИ

ІНСТИТУТ ГЕОХІМІЇ, МІНЕРАЛОГІЇ ТА РУДОУТВОРЕННЯ

ІМ. М.П. СЕМЕНЕНКА

Автореферат

дисертації на здобуття наукового ступеня кандидата геологічних наук

Кристаломорфологія топазу і берилу камерних пегматитів Коростенського плутону (північно-західна частина Українського щита)

Спеціальність 04.00.20 - мінералогія, кристалографія

Вовк Олександр

Київ - 2016

Дисертацією є рукопис.

Роботу виконано на кафедрі географії географічного факультету Східноєвропейського національного університету імені Лесі Українки (м. Луцьк) та у відділі геохімії глибинних флюїдів Інституту геології і геохімії горючих копалин НАН України (м. Львів).

Науковий керівник -

доктор геологічних наук, старший науковий співробітник

Наумко Ігор Михайлович, Інститут геології і геохімії горючих копалин НАН України, завідувач відділу геохімії глибинних флюїдів.

Офіційні опоненти:

доктор геолого-мінералогічних наук, професор Квасниця Віктор Миколайович,

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

завідувач відділу проблем алмазоносності;

кандидат геолого-мінералогічних наук, доцент Скакун Леонід Зіновійович,

Львівський національний університет імені Івана Франка,

завідувач кафедри мінералогії.

ЗАГАЛЬНА ХАРАКТЕРИСТИКА РОБОТИ

Актуальність роботи. Згідно з законом України “Про затвердження Загальнодержавної програми розвитку мінерально-сировинної бази України на період до 2030 року” передбачається здійснити пошукову оцінку перспективних проявів каменесамоцвітної сировини (Закон України…, 2011).

Це насамперед стосується камерних (заноришових) пегматитів, просторово і генетично пов'язаних з рапаківоподібними гранітами Коростенського плутону у північно-західній частині Українського щита, які є єдиним джерелом ювелірного топазу і берилу в Україні. Гігантські кристали волинських самоцвітів прикрашають не лише українські, але й зарубіжні музеї. Водночас чітко індивідуалізовані кристалографічно топаз і берил камерних пегматитів є важливими типоморфними мінералами - надійними індикаторами кислотності-лужності флюїдного середовища кристалізації мінералів на післяінверсійній стадії пегматитового процесу.

Незважаючи на численні дослідження топазу в аспекті кристаломорфології (Шафрановский, 1950; Леммлейн, Меланхолин, 1951; Чернышкова, 1952; Карпенко, 1954; Івантишин, 1955; Лазаренко и др., 1973 та ін.), морфологію його кристалів вивчено ще недостатньо. Зокрема, відсутні спроби пов'язати кристаломорфологію волинського топазу з структурними чинниками, які насамперед і визначають габітус мінерала. Ретельні дослідження берилу (Бартошинский и др., 1969; Лазаренко и др., 1973) через часткове або повне розчинення граней не дало змоги встановити головні прості форми кристалів. Для берилу також не вивчали впливу структурних чинників на габітус багатогранників. Недостатньо й графічних матеріалів, що стосуються кристаломорфології волинського коштовного каміння, зокрема опубліковано лише дві аксонометричні проекції кристалів топазу (Лазаренко и др., 1973), а зображення ортогональних проекцій багатогранників топазу, як найбільш наглядних для відображення головок кристалів, взагалі відсутні у друкованих працях. Для берилу, хоча скульптуру грані та фігури росту добре вивчено, жодної аксонометричної чи ортогональної проекції не публікували, а наводили лише фотографії та зарисовки.

Отож, кристаломорфологія топазу і берилу камерних пегматитів потребує систематичних цілеспрямованих досліджень, що визначає актуальність теми дисертації. Кристаломорфологічні дослідження, поряд з даними із забарвлення, хімічного складу, фізичних властивостей, генези тощо, сприятимуть оцінці рівня кондиційності їхніх кристалів, адже при покращенні економічної ситуації експлуатацію пегматитових тіл Володарськ-Волинського поля з топазом і берилом як каменями-самоцвітами ІІ порядку та ювелірним і п'єзооптичним кварцом варто обов'язково відновити, оскільки за ринкових умов природне кольорове каміння (дорогоцінне, напівдорогоцінне, виробне) стане надійним джерелом коштів, зокрема валютних, для поповнення державної скарбниці України.

Зв'язок роботи з науковими програмами, планами, темами. Роботу над дисертацією розпочато в час навчання в аспірантурі з відривом від виробництва у відділі геохімії глибинних флюїдів Інституту геології і геохімії горючих копалин (ІГГГК) НАН України (м. Львів) із завершенням досліджень на кафедрі географії географічного факультету Східноєвропейського національного університету (СНУ) імені Лесі Українки (м. Луцьк).

Матеріали кристаломорфологічних досліджень автора використовуються у науково-дослідних роботах відділу геохімії глибинних флюїдів ІГГГК НАН України за бюджетними темами: “Флюїдний режим формування мінеральних асоціацій гідротермально-катагенного походження в осадових нафтогазоносних формаціях заходу і півдня України” (державний реєстраційний номер 0197U009484) і “Леткі компоненти флюїдів гідротермально-метасоматичних і катагенетичних процесів мінералогенезу породно-рудних комплексів провінцій горючих копалин України” (державний реєстраційний № 0112U000047).

Дослідження за темою дисертаційної праці виконували у рамках наукового напрямку Відділення наук про Землю НАН України “Геохімія, термобарометрія флюїдів мінералоутворюючого середовища” (постанова Президії НАН України від 30.03.2011 № 117).

Мета і завдання дослідження. Мета роботи - виконати комплексні систематичні дослідження кристаломорфології топазу і берилу з різних мінералого-структурних зон камерних пегматитів Коростенського плутону, пояснити вплив структурних чинників та умов утворення на форму багатогранників даних мінералів.

Основні завдання дослідження: гоніометричне дослідження кристалів топазу та індексація простих форм, що визначають їхнє огранення; порівняння морфології багатогранників топазу з різних мінералого-структурних зон (занориші, зони вилуговування, метасоматично змінені породи); вивчення спотворення габітуса кристалів топазу, побудова ортогональних та аксонометричних проекцій; статистичний аналіз гоніометричних досліджень, визначення морфологічної важливості простих форм, класифікація головок кристалів топазу на основі кластерного аналізу; аналіз структури топазу, визначення чинників, які впливають на кристаломорфологію, порівняння теоретичних розрахунків з реальною важливістю простих форм, відповідно до статистичного аналізу; гоніометричне дослідження кристалів берилу та індексація простих форм, що визначають їхнє огранення; порівняння морфології багатогранників берилу з різних мінералого-структурних зон; аналіз структури берилу, визначення чинників, які впливають на кристаломорфологію, порівняння теоретичних розрахунків з габітусом кристалів.

Об'єкт дослідження - топаз і берил з різних мінералого-структурних зон камерних пегматитів Коростенського плутона.

Предмет дослідження - кристаломорфологія топазу і берилу з камерних пегматитів Коростенського плутона.

Методи дослідження: 1. Польові геологічні (відбір та опис кам'яного матеріалу, кристалів, підготовка пластинок для дослідження флюїдних включень); 2. Гоніометричні дослідження кристаломорфології топазу і берилу (прикладний гоніометр, двоколовий гоніометр ГД-1); 3. Побудова ортогональних та аксонометричних проекцій (сітка Вульфа, програма Shape); 4. Аналіз структури топазу і берилу: розрахунок ретикулярної густини, визначення симетрії грані, виявлення РВС-векторів (програма Diamond); 5. Статистичні методи аналізу гоніометричних даних: описова статистика, кростабуляція, кластерний аналіз (програма SPSS Statistics 17.0); 6. Термобарогеохімічні: термометрія включень (термокамери конструкції В.А. Калюжного (до 600 °С, точність ± 2 °С), а також М.П. Єрмакова та І.Т. Бакуменка), фотоапарат Canon Power Shot A550.

Основні наукові положення, що подаються до захисту:

1. Особливості кристаломорфології топазу камерних пегматитів Волині визначаються домінуванням у вертикальному поясі всіх кристалів габітусних граней призм М {110} і l {120}, проте кристали із різних зон пегматитів відрізняються ограненням своїх головок: на багатогранниках із заноришів розвинені грані 17 простих форм, головними з яких є f {011}, о {111}, u {112}, с {001}, y {021}, d {101}, на індивідах із зон вилуговування - грані 6 простих форм, з яких морфологічно важливими є лише грані призми f {011}, на кристалах топазу пізньої генерації з метасоматично змінених пород - лише грані призми f {011}. Згідно з аналізом структури топазу (ретикулярна густина плоских сіток, симетрія граней, РВС-вектори) морфологічно важливими простими формами повинні бути b {010}, М {110}, l {120}, f {011}, о {111}, u {112}, с {001}, які, за винятком b {010}, добре проявлені на волинських топазах. Найважливіший РВС-вектор в структурі топазу проходить у напрямку [001], що відображається в доброму розвитку граней вертикального поясу. Реальний і теоретичний ряди простих форм на кристалах волинського топазу майже співпадають.

2. При рості кристалів топазу в камерних пегматитах Волині відбувається еволюція огранення індивідів: призма f {011} поступово витісняє інші призми {0kl}, дипіраміди та пінакоїд с {001}, дипіраміда о {111} поглинає інші дипіраміди {11l}, а призма d {101} - h {103}. На дрібних кристалах топазу цей процес проходить швидше. Водночас великі багатогранники топазу набувають багатшого огранення головок кристалів, на них частіше розвиваються грані більшості структурно важливих простих форм порівняно з ограненням дрібних кристалів.

3. На кристалах берилу із камерних пегматитів Волині розвинені грані наступних 6 простих форм: {0001}, {100}, {110}, {101}, {111}, {211}. Огранення індивідів берилу із зон вилуговування багатше, ніж кристалів із заноришів, також для берилу характерна більша кількість простих форм на дрібних індивідах, ніж на великих. Згідно з аналізом структури берилу (ретикулярна густина плоских сіток, симетрія граней, РВС-вектори) найважливішими простими формами повинні бути {0001}, {100}, {110} і {101}. Реальний і теоретичний ряди простих форм на кристалах волинського берилу майже повністю ідентичні.

4. Топаз і берил є антиподами не лише генетично, а й кристаломорфологічнo щодо розвитку граней різних простих форм залежно від розміру їхніх кристалів і зон росту. Виявлено зв'язок між умовами утворення і морфологією кристалів топазу і берилу. Температурний режим утворення виявлених морфологічних типів кристалів топазу в різних зонах пегматитів наступний: занориші та зони вилуговування (топаз ІІ) - 385-415 °С, метасоматично змінені породи (топаз ІІІ) - 180-200 °С. Огранення багатогранників топазу збіднюється зі спадом температури утворення. Температурний режим утворення виявлених морфологічних типів кристалів берилу в різних зонах пегматитів не такий контрастний як для топазу: занориші - 350-415 °С, зони вилуговування - 400-450 °С, метасоматично змінені породи - 480-510 °С. Огранення багатогранників берилу також збіднюється зі спадом температури утворення, проте його еволюція на кристалах проявлена слабкіше.

Наукова новизна одержаних результатів:

1. Вперше гоніометрично досліджено велику статистично значиму кількість (понад 90) кристалів топазу.

2. Вперше проведено порівняння морфології багатогранників топазу та берилу з різних мінералого-структурних зон пегматитових тіл.

3. Вперше виявлено нові прості форми на кристалах топазу і берилу.

4. Вперше застосовано математичні методи для класифікації морфологічних типів топазу і виділено морфологічні типи головок кристалів на основі гоніометричних досліджень та кластерного аналізу.

5. Вперше пов'язано кристаломорфологію топазу і берилу із структурними чинниками. Визначено прості форми, які, звичайно, повинні проявлятися за будь-яких умов. Проведено порівняння теоретичних розрахунків та реальної кристаломорфології топазу і берилу із різних мінералого-структурних зон. Розглянуто вплив температури на кристаломорфологію топазу і берилу.

Практичне значення одержаних результатів. З практичного боку особливу ефективність у кристаломорфологічних дослідженнях топазу і берилу відведено прогнозу зовнішньої форми кристалів, як надійної типоморфної ознаки, виходячи з аналізу внутрішньої структури та умов утворення. За формою кристалу можна встановити, в якій саме частині родовища він утворився, що дає змогу встановити ступінь еродованості родовища. Це стверджує важливість порівняння кристаломорфології топазу і берилу з різних мінералого-структурних зон.

Особистий внесок здобувача. Збір, систематизація, аналіз кам'яного матеріалу виконано особисто автором. Проведено гоніометричні дослідження топазу і берилу (понад 110 багатогранників). Побудовано 59 ортогональних та 41 аксонометричну проекцій кристалів топазу і берилу, що дало змогу вперше в світі проілюструвати їхню кристаломорфологію. Виконано статистичне опрацювання результатів гоніометричних досліджень головок багатогранників топазу із заноришів як підставу для виділення морфологічно важливих простих форм. Проведений кластерний аналіз 73 індивідів і зростків топазу із заноришів дав змогу виділити 5 морфологічних типів головок топазу. За гоніометричними матеріалами виявлено кілька простих форм на кристалах топазу і берилу, не описаних в літературі. Виявлено найважливіші зони на багатогранниках топазу. Проведено аналіз структури топазу і берилу: розраховано ретикулярну густину плоских сіток, виявлено морфологічно важливі прості форми відповідно до симетрії грані, виявлено напрямки РВС-векторів, визначено теоретично можливі та істинні F-грані. Це дало змогу визначити морфологічно важливі прості форми, які будуть проявлятися за будь-яких умов і не можуть слугувати індикаторами умов утворення мінералів. Досліджено флюїдні включення у топазі, результати яких підтвердили літературні дані. Зібрано та узагальнено опубліковані і фондові матеріали з хімічних властивостей, забарвлення, кристаломорфології та генезису топазу і берилу.

Апробація результатів дисертації. Основні положення дисертаційної роботи доповідалися і обговорювалися на Міжнародних та Всеукраїнських наукових конференціях: наук. конф., присвяченій 90-річчю від дня народження академіка В.С. Соболєва (Львів, червень 1998 р.); Mining Pшibram Symposium International Section. Mathematical methods in Geology (Prague, 1999); 31th Intern. Geol. Congress (Rio de Janeiro, Brasil, August 6-7, 2000); «Наука про Землю-2001» (Львів, 2001); Міжнар. наук. конф. «Геологія горючих копалин України» (Львів 13-15 листопада 2001 р.); ХI Междунар. конф. по термобарогеохимии (Александров, 8-12 сентября 2003 г.); восьмих наук. читаннях імені академіка Євгена Лазаренка (присвячено 150-річчю заснування кафедри мінералогії у Львівському університеті) (Львів-Чинадієве, 11-14 вересня 2014 р.); XIV Всерос. конф. по термобарогеохимии (Иркутск, 10-14 сентября 2014 г.).

Публікації. За темою дисертації опубліковано 12 наукових праць, з них 4 статті у журналах, що входять до переліку наукових фахових видань Міністерства освіти і науки України, 1 стаття - у зарубіжному науковому фаховому виданні і 7 тез доповідей - у збірниках матеріалів міжнародних і державних наукових конференцій.

Об'єм та структура роботи. Дисертація загальним обсягом 226 сторінок складається із вступу, шести розділів, висновку і списку використаних джерел з 177 найменувань, ілюстрована 73 рисунками та 12 таблицями.

Подяки. Автор щиро вдячний за повсякчасну допомогу, сприяння і незамінні консультації у процесі роботи над дисертацією науковому керівнику - завідувачу відділу геохімії глибинних флюїдів ІГГГК НАН України, доктору геологічних наук, старшому науковому співробітнику І.М. Наумку.

Постійні консультації, допомога в зборі матеріалу, рекомендована література, допомога в організації польових робіт, цінні поради, методичні вказівки, постійна підтримка автору були надані його батьком - кандидатом геолого-мінералогічних наук, доцентом П.К. Вовком.

Автор щиро вдячний кандидату геолого-мінералогічних наук, доценту І.Т. Бакуменку за консультації та дієву допомогу.

На початкових етапах тематичних досліджень велика допомога, підтримка та матеріал були надані доктором геолого-мінералогічних наук, професором З.В. Бартошинським, доктором геологічних наук, професором І.В. Попівняком і старшим науковим співробітником НДЧ Львівського університету Б.Г. Ремешилом.

Автор щиро вдячний геологам АТ «Кварцсамоцвіти» І.С. Василишину, В.І. Панченку і В.М. Бурлакову за надані матеріали з геологічної будови і карти Володарськ-Волинського пегматитового поля.

Автор висловлює подяку всім працівникам відділу геохімії глибинних флюїдів ІГГГК НАН України та кафедри географії географічного факультету СНУ імені Лесі Українки за підтримку і розуміння.

ОСНОВНИЙ ЗМІСТ РОБОТИ

РОЗДІЛ 1. ІСТОРІЯ І СТАН ПРОБЛЕМИ МІНЕРАЛОГО-ГЕНЕТИЧНИХ І КРИСТАЛОМОРФОЛОГІЧНИХ ДОСЛІДЖЕНЬ САМОЦВІТІВ КАМЕРНИХ ПЕГМАТИТІВ КОРОСТЕНСЬКОГО ПЛУТОНУ

Стисло обговорено історію понад 100-літніх досліджень камерних пегматитів Коростенського плутону, перші знахідки кристалів топазу (Г.І. Оссовський) і берилу (Л.Л. Іванов) у корі звітрювання якого відомі ще з ХІХ ст. (Лазаренко и др., 1973). Узагальнено літературні дані з геології, мінералогії, кристалографії, петрографії.

В історії досліджень камерних пегматитів можна виділити такі етапи: геолого-геоморфологічні (з середини ХІХ ст.), мінералогічні переважно описового характеру (друга половина ХІХ-початок ХХ ст.) і сучасні комплексні з вивчення морфології і кристалохімії мінералів та реконструкції умов утворення мінералів пегматитів за включеннями мінералоутворювального середовища, результати яких узагальнено у монографіях «Минералогия и генезис камерных пегматитов Волыни» (Лазаренко и др., 1973) і «Мінералоутворюючі флюїди та парагенезиси мінералів пегматитів заноришевого типу типу України (рідкі включення, геохімія, термобарометрія)» за редакцією В.А. Калюжного (1971), відповідно (друга половина ХХ ст.-по наш час).

За даними аналізу узагальнених матеріалів попередників (Лазаренко и др., 1973) обговорено кристаломорфологічні типи топазу камерних пегматитів на основі виділених для родовищ колишнього СРСР трьох типів кристалів: мурзинського, адун-чілонського та ільменського. Багатогранники волинського топазу, головно, відносять до ільменського типу, але досить часто трапляються й індивіди адун-чілонського типу. Кристали коростенського типу (Івантишин, 1955) відповідають адун-чілонському типу.

Кристаломорфологічні типи багатогранників берилу виділяють, головно, за фігурами розчинення і росту (Бартошинский и др., 1969).

У підсумку вказано, що ретельно вивчали хімічний склад, забарвлення та, особливо, генезис топазу і берилу. Водночас їхню кристаломорфологію вивчено недостатньо. Зокрема, для топазу гоніометричним дослідженням піддавали невелику кількість кристалів, що не давало змоги зробити статистичний аналіз, не наведено достатньої кількості графічного матеріалу (наявні лише дві аксонометричні проекції кристалів топазу в (Лазаренко и др., 1973)), не порівнювали морфологію багатогранників з різних мінералого-структурних зон, не пов'язували форму індивідів топазу з його кристалічною структурою та умовами утворення. Низку питань не висвітлено і для берилу, а саме: не наведено ні ортогональних, ні аксонометричних проекцій кристалів, не порівнюються багатогранники з різних мінералого-структурних зон пегматитів, не розглядаються вплив кристалічної структури та умов утворення на морфологію індивідів тощо.

РОЗДІЛ 2. МАТЕРІАЛИ ДО ГЕОЛОГІЧНОГО ВИВЧЕННЯ РАЙОНУ РОЗВИТКУ КАМЕРНИХ ПЕГМАТИТІВ

У підсумку багатолітніх планомірних геолого-геофізичних досліджень району розвитку камерних пегматитів (Лазаренко и др., 1973) уточнено контури поширення Володарськ-Волинського габро-анортозитового масиву і гранітів Коростенського плутону, виявлено взаємовідношення основних і кислих порід, отримано нові дані про тектоніку району, виділено найчіткіші розломи глибинного закладення.

Геоструктурно район досліджень - Володарськ-Волинське пегматитове поле знаходиться в північно-західній частині Українського щита у межах Коростенського плутону. Складають плутон три серії порід, які відповідають головним фазам його утворення: породи основного складу (габро, габро-анортозити, лабрадорити, габро-монцоніти), кислого складу (граніти) і гібридні породи (Соболев, 1947) як наслідок гідротермального перетворення гранітів. Всі породи належать до утворень раннього протерозою. Кисла магма у процесі їхнього утворення, ймовірно, надходила по Володарськ-Волинському глибинному розлому який за геофізичними даними на глибині може з'єднуватися з Коростенським або Центральним глибинним розломом.

Камерні пегматити Коростенського плутону пов'язані з двома різновидами гранітів: г1 і г2 і розташовані, переважно, на їхньому контакті, де наявними зонами підвищеної флюїдопроникності інтенсивно проходив приплив глибинних флюїдів.

Камерними досліджені пегматити назвав М.П. Єрмаков (1957). Відомі класифікації не дають їхньої точної характеристики. За місцевою класифікацією вони є топазо-моріоновими камерними гранітними пегматитами, які просторово і генетично пов'язані із гранітними інтрузіями малих глибин (Лазаренко и др., 1973).

Вони характеризуються специфічністю будови, багатством і своєрідністю мінерального складу, наявністю великих і прозорих кристалів коштовного каміння. За морфологією і зональністю виділяють три типи пегматитових тіл. В пегматитах тілах І типу переважає розвиток графічної структури. Пегматити ІІ типу утворені графічною, пегматоїдною, польовошпатовою та кварцовою зонами. Типовими для них є великі розміри кварцового ядра, яке складає 30-40 % об'єму всього тіла. Пегматити ІІІ типу - повнодиференційовані камерні тіла з кварцом, топазом і берилом. Характерна наявність занориша значних розмірів з великими кристалами цих та інших мінералів, зони вилуговування і повної диференціації решти зон. Зональність у будові камерних пегматитів є наступною (зверху вниз): графічна, пегматоїдна, польовошпатова, кварцова, заноришова зони і зона вилуговування.

РОЗДІЛ 3. МЕТОДИ ДОСЛІДЖЕННЯ КРИСТАЛОМОРФОЛОГІЇ ТА ГЕНЕЗИСУ ТОПАЗУ І БЕРИЛУ КАМЕРНИХ ПЕГМАТИТІВ

Описано основні методи і методику досліджень.

Найчастіше використовуваним методом була гоніометрія. Всього проміряли понад 90 багатогранників топазу і 22 індивіди берилу. При цьому ми, слідом за (Кокшаров, 1856; Hintze, 1897, Лазаренко и др., 1973), дотримувалися рентгенівської установки кристалів топазу. Великі кристали вивчали за допомогою прикладного гоніометра, дрібні - гоніометра ГД-1. Кути між гранями і сферичні координати простих форм були взяті з довідника мінералів (Чухров, 1972) та мінералогії (Hintze, 1897). Там само були взяті буквені позначення простих форм топазу.

За матеріалами гоніометричних вимірювань були побудовані зведені гномостереографічні проекції простих форм топазу і берилу, за якими викреслювали ортогональні та аксонометричні проекції кристалів з використанням програми Shape. Всі аксонометричні проекції кристалів топазу і берилу, побудовані як вручну, так і за допомогою програми Shape, виконані за розташуванням полюса проекції ц = 71,5° і с = 80°.

Дані гоніометричного вивчення кристалів топазу піддавали статистичному опрацюванню. Застосовували методи описової статистики. Досліджували загальну частоту наявності граней, частоту наявності з урахуванням комбінаційної стійкості та відносного їхнього розміру за методом П. Нігглі. Подібні дослідження здійснено для кальциту із Штрамберка (Словаччина) (Sekanina, 1962). Залежність морфології індивідів від розмірів аналізували методом крос-табуляції. З метою виділення морфологічних типів кристалів топазу використовували кластерний аналіз. При статистичних дослідженнях застосовували програми SPSS Statistics 17.0 і Mc Excel.

Для пояснення морфології топазу і берилу проводили аналіз їхньої кристалічної структури. Ретикулярну густину плоских сіток граней розраховували за формулами, наведеними І.І. Шафрановським (1957). Досліджували РВС-вектори і виділяли F (S, K)-грані за власними методиками, розробленими на основі наукових праць П. Хартмана та В. Пердока (Hartman, Perdok, 1955; Хартман, 1967), проводили паралелі між симетрією грані (Шафрановский, 1964) та морфологією кристалів.

Методики гоніометричних досліджень і побудови аксонометричних проекцій було апробовано також на кристалах інших мінералів.

Фізичні властивості (показники заломлення, 2V, густина, твердість) топазу і берилу не відрізняються від літературних. Можливості імерсійного методу не дали змоги встановити різницю показників заломлення різнобарвних кристалів топазу.

Дослідження флюїдних включень у топазі і берилі проводили методами термометричного і мас-спектрометричного хімічного аналізів (Калюжный, 1982).

РОЗДІЛ 4. МІНЕРАЛОГО-КРИСТАЛОГРАФІЧНА ХАРАКТЕРИСТИКА ТОПАЗУ

Результати кристаломорфологічних та статистичних досліджень, аналізу структури топазу та її впливу на кристаломорфологію. На основі гоніометричних досліджень описано морфологію кристалів топазу з різних мінералого-структурних зон пегматитів. Виявлено зв'язок габітусу з розмірами багатогранників. На основі кластерного аналізу виділено морфологічні типи головок кристалів топазу.

В камерних пегматитах Волині кристали топазу співвідносять, переважно, із заноришами, зонами вилуговування і метасоматично зміненими породами. Топаз є чітко кристалографічно індивідуалізованим мінералом. Морфологія кристалів топазу із названих вище мінералого-структурних зон помітно відрізняється.

Кристали топазу в заноришах наростають на субстрат із кварцу і топазу (Лазаренко и др., 1973). Крім того, нами прослідковувалися топази в альбіті (рис. 1), моріоні (рис. 2) та на гранях калієвого польового шпату (рис. 3).



Рис. 1 Кристали топазу в альбіті з занориша. Зм в 4. Рис. 2 Кристали топазу в моріоні із занориша. Зм в 2. Рис. 3 Кристали топазу в мікрокліні (занориш)

Багатогранники із заноришів зазвичай одноголові, їхня вага сягає кількох десятків кг. Крім монокристалів, трапляються зростки з 2-4 індивідів багатого огранення. У вертикальному поясі виявлені грані призм М {110} і l {120}, добре розвинені на всіх багатогранниках. До них доєднуються призми m {230}, g {130}, л {470}, U {160}, {410}, пінакоїди a {100}, b {010}. Ці форми малопоширені і рідко сягають значних розмірів. На головках кристалів наявні грані пінакоїда с {001}, ромбічних призм f {011}, y {021}, X {023}, {012}, d {101}, h {103}, {201}, ромбічних дипірамід о {111}, u {112}, i {113}, ѓ {225}, {114}, r {121}, ф {131}, г {232}, ч {123}[1]. Дипіраміди ф {131}, г {232}, ч {123} визначено вперше.

На гранях поясу [001] наявна вертикальна штриховка. На головках знайдені різноманітні фігури розчинення. На с {001} вони мають форму вузьких западин, видовжених вздовж [010], а на f {011} - рівнобедренних трикутників. На в {012} простежуються фігури розчинення у вигляді еліпсів, довга вісь яких паралельна до [010]. На гранях о {111} фігури розчинення мають форму глибоких жолобів, паралельних до видовження [100]. Кристали топазу поділяють на типи залежно від розвитку пінакоїда с {001}. Серед топазів із заноришів є індивіди не лише з добре розвиненим пінакоїдом, а й з вузьким або відсутнім. Пінакоїд с {001}ніколи не домінує над призмами поясу [100], тому більшість індивідів подібні на ільменські, рідше трапляються багатогранники адун-чілонського типу. Між згаданими типами існують поступові переходи. Лише один індивід з добре розвиненим пінакоїдом с {001} є перехідним між ільменським та мурзинським (не виявленим на кристалах волинських топазів) типами.

Статистичне опрацювання матеріалів показало, що на головках індивідів із заноришів найбільше розвинені f {011}, о {111}, u {112}, с {001}, y {021}, d {101}, X {023}[1, 4, 7]. Простежується чітка кореляція між розмірами і ограненням індивідів: великі кристали огранені багатше, частота прояву практично всіх простих форм на них вища (рис. 4). Виняток становить лише добре розвинена призма f {011}.

Размещено на http://www.allbest.ru/

Рис. 4 Частота простих форм на кристалах топазу із заноришів залежно від розмірів індивідів

Кластерний аналіз морфології 73 індивідів і зростків із заноришів дає підставу виділити шість морфологічних типів кристалів волинських топазів (рис. 5), кожен з яких відповідає індивідам певного розміру. Багатоогранені великі кристали можуть слугувати індикатором умов утворення, зокрема повільного росту за умов помірних пересичень. Власне такі параметри, що фіксуються у субвертикальних підтипах пегматитових тіл з необхідним достатнім перепадом температури для інтенсифікації явищ вилуговування і перекристалізації, сприяють формуванню у параґенезах коштовного каміння кристалів топазу з високими кондиційними показниками [4].

Індивіди із зон вилуговування мають менші розміри (до 10 см по [001]) і простішу морфологію. Наявні одно- і двоголові кристали призматичного габітусу. У вертикальному поясі розвинені грані призм М {110} та l {120}, що наявні на всіх кристалах. На головці виявлені грані пінакоїда с {001}, призм {011}, d {101}, дипірамід о {111}, u {112}, і {113}. Морфологічно важливими на кристалах є лише три призми М {110}, l {120} та f {011}, причому частота останньої вища, ніж в заноришах. В ограненні головки домінує призма f {011}, тому більшість індивідів належать до адун-чілонського типу. Трапляються багатогранники ільменського типу. Дипіраміди о {111}, u {112}, і {113} трапляються частіше, ніж на кристалах із заноришів, хоча через малі розміри вони мають другорядне значення. Призма d {101}, фіксується рідше, ніж в заноришах, і не сягає значних розмірів (рис. 6).

Размещено на http://www.allbest.ru/

Рис. 5 Морфологічні типи волинських топазів із заноришів

Рис. 6 Морфологія кристалів топазу із зон вилуговування

Кристали пізньої генерації пов'язані із метасоматично зміненими породами, що знаходяться під пегматитовими тілами і утворилися під дією післямагматичних розчинів на рапаківіподібні граніти. Топаз асоціює з бертрандитом, фенакітом, флюоритом, калієвим польовим шпатом і альбітом. Кристали водяно-прозорі, безбарвні. Їхні розміри до 3-4 мм вздовж [001]. Габітус кристалів призматичний, обрис стовпчастий (рис. 7). У вертикальному поясі розвинені грані М {110} та l {120}, які вкриті густою штриховкою. На головках індивідів зафіксовані лише грані f {011} що слабко розчинені. Вони матові і дають сигнал у вигляді світлової плями. Отже, пізня генерація топазу відзначається найбіднішою огранкою [1].

Вплив структурних чинників на кристаломорфологію топазу розглядали з позицій закону Браве з поправками Доннея-Харкера, величини елементарного шару dhkl за методом Міхеєва-Шафрановського (Шафрановский, 1957), впливу ланцюгів найсильнішого хімічного зв'язку в структурі мінералу або РВС-векторів за П. Хартманом та В. Пердоком (Hartman, Perdok, 1955; Хартман, 1967) і величини симетрії грані за І.І. Шафрановським (1964). Розрахунки ретикулярної густини із врахуванням гвинтових осей та площин ковзаючого відбиття і метод Міхеєва-Шафрановського дають, практично, таку ж послідовність морфологічної важливості простих форм на головках кристалів топазу: f {011} - с {001} - о {111} - r {121} - u {112} - ф {131} - i {113} - ч {123} - d {101} - y {021} - {012} - {114} - г {232} - ѓ {225} - h {103} - X {023} - {201}. Величина симетрії грані топазу становить 2 для пінакоїдів a {100}, b {010}, c {001}, призми f {011} та призм {hk0}, тому саме ці прості форми повинні бути морфологічно найважливішими. РВС-вектори не мають вирішального впливу на морфологію топазу, оскільки ланцюги, сформовані атомами одного типу, є важливіші, ніж утворені атомами (чи іншими структурними одиницями) різних типів, а прямолінійні - важливіші, ніж зигзагоподібні (Шафрановский, 1968). Отже, РВС-вектори найважливішого типу в топазі відсутні.

Найважливіші ж з наявних ланцюги сильного хімічного зв'язку в топазі простягаються у напрямку [001], менш важливі - паралельно до [010], [100], можливо [012], [201], [011] і [101]. В топазі можна виділити такі можливі F-грані: a {100}, b {010}, c {001}, f {011}, d {101}, o {111}, y {021}, р {102}, з них істинними можуть бути b {010}, c {001}, f {011}, o {111}. Згідно з аналізом структури топазу, найважливішими простими формами повинні бути f {011}, b {010}, М {110}, l {120}, d {101}, о {111}, с {001}, у {021}. Всі вони, за винятком пінакоїда b {010}, добре проявляються на його кристалах [2, 6, 9]. Вигляд багатогранників топазу та зрівноважених форм кристалів за різними структурними підходами подано на рис. 8.

Рис. 8 Морфологія кристалів топазу з різних мінералого-структурних зон пегматитів відповідно до структурних підходів: а - типовий індивід із занориша, б - кристал із зони вилуговування, в - індивід пізньої генерації, г - зрівноважена форма за ретикулярною густиною, д - форма кристалу за РВС-векторами, е - форма кристалу за величиною симетрії граней

Відносно домішок топаз є досить чистим утворенням. Хімічним аналізом виявлено домішки заліза, марганцю, магнію, кальцію, натрію, спектральним - галію, германію, титану, міді. В напрямку від периферії до занориша кількість фтору в топазі зростає, а гідроксилу - зменшується. При зростанні кількості фтору показники заломлення дещо зменшуються, а кут оптичних осей 2V зростає.

Забарвлення топазів досить розмаїте - від прозорих безбарвних індивідів до рожево-коричневих і блакитних. Типовою особливістю топазів є секторіальний і зональний розподіл забарвлення, зокрема багатьма дослідниками виявлено, що рожеве забарвлення належить пірамідам росту М {110}, о {111}, у {021}, b {010}, блакитне - пірамідам l {120}, f {011}, u {112} (Леммлейн, Меланхолин, 1951).

В оптичному спектрі коричнувато-рожевого топазу фіксується широка смуга так званого "червоного" центру ~ 22500 см-1, що має поляризацію б ? в.

Для оптичних спектрів блакитних топазів типова широка смуга поглинання ~15300 см-1, що фіксується лише в поляризації Е ІІ а (б). Можливо, "блакитні" центри забарвлення є агрегатними центрами типу R-центрів, що формують пару аніонних вакансій з одним або двома електронами. "Червоні" і "жовті" центри в топазах ототожнюють з F-центрами тобто вакансією фтору або гідроксилу, яка захопила електрон. Забарвлення топазу вивчене ще недостатньо.

РОЗДІЛ 5. МІНЕРАЛОГО-КРИСТАЛОГРАФІЧНА ХАРАКТЕРИСТИКА БЕРИЛУ

Результати кристаломорфологічних досліджень, аналізу структури берилу та її впливу на кристаломорфологію. Берил в пегматитах найчастіше співвідносять із заноришами повнодиференційованих тіл, рідше його кристали трапляються в зонах вилуговування. Берил часто знаходять серед кристалів і уламків кварцу, польових шпатів і слюд. В топазоносних пегматитових тілах берил відсутній. Кристали берилу сягають значних розмірів (перші метри по z), хоча їхні гоніометричні дослідження ускладнюються через значне розчинення і скульптуру граней.

Ґрунтуючись на таких ознаках, як розмір і видовженість кристалів, колір мінералу та фігури росту і розчинення на гранях індивідів берилу (Лазаренко и др., 1973), виділено п'ять морфологічних типів берилу. Виходячи з цих матеріалів, такі ж морфологічні типи подано в узагальнювальних працях (Яковлєва, Каменчук, 2004; Сливко, 2007). Дана класифікація не розглядає морфологічну важливість простих форм на багатогранниках берилу. Між виділеними типами існують поступові переходи. Фігури розчинення морфологічно відрізняються як на багатогранниках одного типу, так і навіть на різних гранях одного і того самого кристала берилу (рис. 9). Останнє типово також і для топазу, що не дивно, оскільки грані займають різне положення відносно елементів симетрії, навіть якщо належать до однієї зони.

Кристали берилу із заноришів сягають значних розмірів (перші метри вздовж [0001]). Обрис практично всіх кристалів стовпчастий, а габітус - призматичний (рис. 10).

Їхні грані часто заокруглені і покриті фігурами розчинення (Лазаренко и др., 1973), що часто ускладнює діагностику. Незважаючи на це, нами були виділені такі прості форми: пінакоїд {0001}, гексагональні призми {100} і {110}, гексагональні дипіраміди {101} і {111} [4, 6, 14, 15]. Найбільше розвинені грані вертикального поясу з домінуванням призми {100} над {110}. Розміри пінакоїду {0001} варіюють від досить великого (див. рис. 10а) аж до його відсутності (див. рис. 10д).

Размещено на http://www.allbest.ru/

Рис. 9 Кристал берилу: а - фігури розчинення на гранях (Лазаренко и др., 1973),

Індивіди із зон вилуговування загалом подібні до кристалів із заноришів, проте не сягають значних розмірів - перші см по [0001]. Обрис багатогранників стовпчастий, інколи близький до ізометричного, габітус призматичний (рис. 11). Морфологія цих кристалів дещо багатша. На них нами виявлені грані пінакоїда {0001}, гексагональних призм {100} і {110}, гексагональних дипірамід {101}, {111} і дигексагональної дипіраміди {211}. Другою відмінністю багатогранників берилу із зон вилуговування є домінування призми {110} над {100}.

Размещено на http://www.allbest.ru/

Размещено на http://www.allbest.ru/

Рис. 11 Морфологія кристалів берилу із зон вилуговування

Рис. 12 Морфологія кристалів берилу згідно з різними структурними підходами:

а - істинні F-грані, б - морфологічно важливі грані за комплексним структурним підходом,

в - зрівноважена форма за методом Доннея-Харкера, г - форма кристалу, що відповідає максимальній симетрії грані

Як вказується (Donnay, Harker, 1937; Шафрановский, 1957), прості форми з більшою ретикулярною густиною на реальних кристалах добре розвинені. Площу елементарного паралелограма плоскої сітки розраховували для граней волинських берилів за методикою І.І. Шафрановського (1957). Беручи за основу особливості кристалічної структури берилу, згідно з доповненнями Доннея і Харкера до закону Браве, отримуємо таку послідовність морфологічної важливості граней: {100} - {101} - {110} і {0001} - {111} - {102} - {211}. Форму {102} не виявлено на берилах з камерних пегматитів, хоча вона буває типовою для кристалів з інших родовищ (Шафрановский, 1957). Якщо при побудові аксонометричної проекції кристалу відстані визначити пропорційними до площі елементарного паралелограма, то отримаємо відповідну зрівноважену форму (див. рис. 12в).

За І.І. Шафрановським (1964) форми, що мають вищу симетрію граней на кристалах, є габітусними. На кристалах берилу найвищу симетрію - 6 має пінакоїд {0001}. Величина симетрії гексагональних призм {110} і {100} становить 4. Інші форми мають нижчу симетрію: {hko} - 2, {hhhl} - 2 i 1, {h0l} - 2 i 1, {hkl} - 1. Отже, до габітусних граней на кристалах берилу, згідно з теорією симетрії грані, належать пінакоїд {0001} і гексагональні призми {110} і {100} (див. рис. 12г).

На противагу підходам (Donnay, Harker, 1937; Шафрановский, 1964), суть нашої методики полягає у визначенні пріоритетних напрямків, що зумовлюють розвиток морфологічно значимих зон і визначення ступеня важливості граней, зокрема F-граней, S-граней, K-граней у напрямі спадання (Хартман, 1967). Структура берилу відзначається високою симетрією та нетиповими для гексагональної сингонії параметрами комірки. Просторова група берилу: D26h = P6/mcc, a = 9,19 Е, c = 9,19 Е, Z = 2 (Брэгг, Клариннгбулл, 1967). Пояси, які відповідають ланцюгам сильного зв'язку, і теоретичні F-грані, подані на рис. 13.



Размещено на http://www.allbest.ru/

б

Рис. 13 Теоретично можливі F-грані берилу (а) [5], положення осей і зведена проекція граней для кристалів гексагональної і тригональної сингонії (б) (Буланов, Юденко, 2006)

топаз берилл кристалл

Теоретичними F-гранями є пінакоїд {0001}, гексагональні призми {100} і {11}, гексагональні дипіраміди {112}, {113}, {114}, {012}, дигексагональні дипіраміди {312}, {214}. Серед них істинними F-гранями є лише {0001} і {100}, оскільки РВС-вектори з'єднані між собою в межах dhkl лише цих граней. Отже найважливішими гранями є: {0001}, {100}, далі {110} і {101} [5].

Хімічному складу волинського берилу притаманний низький вміст лужних елементів, низький вміст або відсутність Fе2+ і підвищений вміст Fе3+.

Більшість кристалів берилу із камерних пегматитів Волині мають різні відтінки зеленого забарвлення, а аквамарин є рідкісним.

РОЗДІЛ 6 УМОВИ ФОРМУВАННЯ ТОПАЗУ І БЕРИЛУ

КАМЕРНИХ ПЕГМАТИТів

Умови формування парагенезів з коштовним камінням камерних пегматитів відтворено за даними виконаного автором аналізу результатів комплексного вивчення флюїдних включень як індикаторів процесів топазо- і берилоутворення, наведених у численних літературних джерелах (Д.К. Возняк, Г.М. Гігашвілі, Ю.О. Долгов, М.П. Єрмаков, М.М. Івантишин, К.М. Калюжна, В.А. Калюжний, Г.Г Леммлейн, І.В. Моторіна, І.М. Наумко, В.І. Павлишин, Б.Г. Ремешило і ін.), а також отриманих особисто, зокрема у контексті з'ясування зв'язку генетичних і кристаломорфологічних особливостей топазу [8, 10] і берилу [11]. Акцентовано на зіставленні РТ-параметрів і складу флюїдів при кристалізації мінералів у занориші та зоні вилуговування, що займає особливе місце в пегматитовому процесі, бо безпосередньо з формуванням цих мінералого-структурних зон пов'язані транспортування і перерозподіл кремнезему та інших сполук як вагомого чинника впливу на генезис топазу і берилу та кондиційність їхніх кристалів. Деякі з найінформативніших флюїдних включень у топазі і берилі наведено на рис. 14-16.

Рис. 14 Багатофазові включення з мінералами-в'язнями в топазі із занориша: 1 - галіт, 2 - сильвін, 3 - ельпасоліт, 4 - хлорид алюмінію і цинку. Зб. 40х (Калюжный, Наумко, 1986)

Рис. 15 Первинні включення, що утворилися при відштовхуванні, спільному рості і захопленні чужорідних твердих частинок кристалами топазу під час росту в зоні вилуговування. Зб. 60х

Рис. 16 Первинне включення в зоні “присипок” у берилі із заноришової області. Зб. 110х (Ремешило, 1971)

Термодинамічні умови утворення топазу у камерних пегматитах вивчалися багатьма дослідниками. Г.Г. Леммлейн і ін. (1962) на підставі вивчення твердих і багатофазових включень допускають, що топаз утворився магматичним шляхом за температури приблизно 700 °С.

Однак з'ясувалося (Возняк, 1971; Мінералоутворюючі флюїди…, 1971), що більшість із досліджених включень такого типу, тобто не менше 95 % від загальної кількості первинних, містять різні тверді фази, об'єм яких не постійний і становить 50-90 % об'єму вакуолі. За формою, розмірами і складом твердих фаз (кварц, альбіт, протолітіоніт, кріоліт, флюорит, колумбіт, монацит) вони аналогічні до описаних у праці (Леммлейн і ін., 1962). Такі ж мінерали знаходяться в топазі у вигляді лише твердих включень, часто в зоні первинних рідких включень з твердими фазами. Співвідношення між твердими фазами у включеннях різне. У зонах, які містять включення з твердими фазами, знаходяться рідинно-газові (L = 40 %) включення без твердих фаз. Ці первинні газово-рідкі (з твердими фазами мінералів-супутників) і рідинно-газові (L = 40 %) включення (без твердих фаз) гомогенізуються за температури 385-392 °С у рідку (без розчинення твердих фаз-мінералів-супутників) та 410-415 °С - у газову фази, відповідно. Близькість температури гомогенізації включень однієї зони росту в рідку і газову фази і їхня сингенність свідчить про гетерогенний субкритичний стан флюїдів. Виміряні температури є дійсними (або близькими до дійсних) температурами захоплення включень, тобто температурам мінералогенезу. Отже, це - типові включення гетерогенного походження.

Нами у кристалах топазу із занориша пегматитового тіла, розкритого шахтою № 2, ідентифіковано більшість з восьми типів флюїдних включень, виявлених у топазі із заноришів пегматитів (Возняк, 1971, Мінералоутворюючі флюїди…, 1971), а також виявлено тверді включення, подібні до розплавних включень. При їхньому нагріванні до 800 °С (разом з І.Т. Бакуменком) жодних фазових змін не виявлено, тому їх не можна вважати розплавними. Ці дані вказують на ксеногенне походження таких газово-твердих включень, незважаючи на те, що при нагріванні у високотемпературній камері їхнє плавлення може здійснюватися при 1000-1200 °C з доброю гомогенізацією в рідку чи газову фазу, як це доведено Г.М. Гігашвілі. Вони також підтвердили інформацію про утворення топазу на післяінверсійної стадії пегматитового процесу з надкритичних розчинів (Возняк, 1971; Мінералоутворюючі флюїди…, 1971, Возняк, Павлишин, 2008), підкреслюючи недостатню аргументацію висновку щодо утворення топазу, кварцу, мусковіту, кріоліту та інших мінералів камерних пегматитів з розплаву (Леммлейн і ін., 1962).

Найраніші кристали топазу (топаз І) утворилися за температури біля 600 °С у 1-й кислотний період. Це засвідчує знаходження мікрокристаликів топазу у включеннях із зовнішніх зон “стільникового” кварцу. Основна маса топазу (топаз ІІ) утворилася з надкритичних розчинів у 2-й кислотний період післяінверсійної стадії пегматитового процесу за температури, дещо вищої за 400 °С як шляхом вільної кристалізації в заноришах, так і при метасоматозі у зонах вилуговування. У метасоматично змінених породах топаз пізньої генерації (топаз ІІІ) кристалізувався з низькотемпературних розчинів (180-200 °С) у 3-й кислотний період разом з пізніми бертрандитом, фенакітом, альбітом тощо (Мінералоутворюючі флюїди…, 1971). Величина рН топазоутворювальних розчинів складала від 4,3 до 5,6 (Калюжный, 1957; Калюжний, 1960; Калюжная, Калюжный, 1963; Возняк, 1971).

Берил кристалізувався за температур, близьких до утворення топазу, проте за інших значень рН. Формування берилу в заноришовій області відбувалося за температури майже 400 °С. В зонах вилуговування температура кристалізації берилу дещо вища, а в метасоматично змінених породах - досягала 500 °С. Величини рН індивідуальних включень у берилі становлять 7,5-8,5±0,2 (Калюжний, 1960; Калюжная, Калюжный, 1963) що безпосередньо засвідчує ріст лужності розчинів завдяки нагромадженню калію при альбітизації калішпату, як це доведено експериментально (Беус, Диков, 1967), і переконує, що флюїдне середовище періоду формування основної маси берилу було слабко лужним (Ремешило, 1971, 1972).

Основна маса топазу і берилу утворилася за тисків, не вищих від 30-40 МПа.

У заноришових областях камерних пегматитів мінералоутворювальні розчини еволюціонували так: розчини, що кипіли, з густиною, близькою до критичної, > гетерогенні висококонцентровані розчини багатофазових включень > гетерогенні розчини з перевагою діоксиду вуглецю. В зоні вилуговування чіткіше простежується діяльність висококонцентрованих та збагачених СО2 і метаном флюїдів.

Топаз і берил виявилися надійними типоморфними мінералами-індикаторами кислотно-лужних умов мінералогенезу на післяінверсійній стадії пегматитового процесу, чітко індивідуалізованими кристалографічно.

В процесі кристалізації морфологія багатогранників топазу збіднюється.

Як вже зазначалося (Івантишин, 1955), огранка кристалів топазу ільменського типу багатша, ніж індивідів адун-чілонського типу. Кристали пізньої генерації, що утворилися за температури 180-200 °С з розчинів низької концентрації (Мінералоутворюючі флюїди…, 1971), мають найбіднішу огранку. За матеріалами (Івантишин, 1955) багатогранники ільменського типу утворилися за вищої температури, ніж кристали коростенського, тобто адун-чілонського типу. З огляду на це, можна вважати доказаним факт збіднення габітусу топазу зі спадом температури (рис. 17). Це добре узгоджується з даними (Балицкий, 2008), що при вирощуванні штучних топазів максимальні швидкості росту простежуються в напрямку [001]. Як відомо (Шафрановский, 1974), грані, які ростуть з максимальною швидкістю, проявляються на перших стадіях росту кристалів і з часом зникають.

Размещено на http://www.allbest.ru/

Рис. 17 Залежність габітусу кристалів топазу від температури

У підсумку до виявлених нами основних закономірностей впливу температури утворення на кристаломорфологію топазу належать такі:

1. Рідкісні прості форми простежуються, зазвичай, на багатогранниках, що утворилися при високих температурах.

2. Морфологічно важливі, виходячи з структурних чинників, прості форми M {110}, l {120} та f {011} фіксуються на кристалах топазу незалежно від температури, водночас важливість o {111}, u {112}, c {001} і b {010} із зниженням температури зменшується.

3. Прості форми c {001}, d {101}, y {021}, Х {023}, o {111}, u {112} є морфологічно важливими лише на високотемпературних топазах.

4. Низьку частоту прояву пінакоїда b {010} неможливо пояснити ні спираючись на структурні чинники, ні на вплив температури.

5. Загальна тенденція процесу - це поступове збіднення габітусу і збільшення відсотків індивідів адун-чілонського типу.

Водночас, для берилу в цьому аспекті вдалося встановити наступне.

Враховуючи, що в зонах вилуговування берил утворюється за дещо вищих температур, ніж у заноришах, можна дійти висновку, що з падінням температури габітус кристалів берилу збіднюється. У зв'язку з невеликою кількістю придатних для гоніометричних досліджень багатогранників берилу, можна висловити лише два припущення щодо впливу температури на кристаломорфологію берилу:

1. Дигексагональна дипіраміда {211} зникає з падінням температури.

2. Морфологічна важливість гексагональної дипіраміди {101} з пониженням температури зростає, але все одно вона поступається дипіраміді {111} частотою прояву та величиною розвитку.

Отже, отриманими автором даними вперше доведено факт збіднення кристаломорфології топазу і берилу в процесі кристалізації з падінням температури.

ВИСНОВКИ

У дисертації вирішено актуальне наукове завдання з дослідження кристаломорфології та генезису топазу і берилу камерних пегматитів Коростенського плутону як важливих типоморфних мінералів, надійних індикаторів кислотності-лужності флюїдного середовища кристалізації мінералів на післяінверсійній стадії пегматитового процесу.

До найвагоміших результатів роботи належать:

1. На підставі гоніометричних досліджень понад 90 кристалів топазу з різних мінералого-структурних зон пегматитових тіл підтверджено багату кристаломорфологію мінералу. Виявлено наступні прості форми: М {110}, l {120}, m {230}, g {130}, л {470}, U {160}, {410}, а {100}, b {010} - у вертикальному поясі; с {001}, f {011}, y {021}, X {023}, в {012}, d {101}, h {103}, Q {201}, о {111}, u {112}, i {113}, ѓ {225}, ? {114}, r {121}, ф {131}, г {232}, ч {123} - на головках, зокрема дипіраміди ? {114}, ф {131}, г {232}, ч {123} виявлено вперше. Огранення індивідів топазу визначають три пояси [001], [100] і [110], причому у зоні [001] головними простими формами є М {110} і l {120}, останні наявні практично на всіх кристалах, інші призми мають підпорядковане значення; важливість поясу [100] визначають призми f {011}, рідше y {021} і X {023}, та пінакоїд с {001}, інші форми менш важливі; у зоні [110] виявлено п'ять дипірамід, серед яких найважливішими є о {111} та u {112}, сюди також належать призма М {110} і пінакоїд с {001}.