Натровые и натро-кальциевые амфиболы глаукофансодержащих комплексов Урала тема диссертации и автореферата по ВАК РФ 04.00.20, кандидат геолого-минералогических наук Вализер, Петр Михайлович

• Вализер, Петр Михайлович
• кандидат геолого-минералогических наук
• 1984

Оглавление диссертации кандидат геолого-минералогических наук Вализер, Петр Михайлович

ВВЕДЕНИЕ

1. ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ ПОЛОЖЕНИЕ И ПЕТРОГРАФИЧЕСКАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА ГЛАУКОФАНСОДЕРЖАЩИХ ПОРОД

1.1. Глаукофансодержащие комплексы Урала

1.2, Петрографическая характеристика глаукофан-. содержащих пород

2. МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЯ НАТРОВЫХ И НАТР0~КАЛ ЬЦИЕВЫХ АМФИБОЛОВ

3. ОСОБЕННОСТИ ХИМИЧЕСКОГО СОСТАВА И ИЗОМОРФИЗМ ■

НАТРОВЫХ И НАТР О-КАЛ ЬЦИЕВЫХ АМФИБОЛОВ

3.1. Номенклатура натровых и натро~ка#вц;иевых амфиболов

3.2. Химический состав.

3.3* Изоморфизм

3.4. Морфология кристаллов.

3.5. Зональность

3.6. Псевдоморфозы

4. ФИЗИЧЕСКИЕ СВОЙСТВА НАТРОВЫХ И НАТРО-КАЛЬЦИЕВЫХ АМФИБОЛОВ

4.1. Оптические свойства натровых и натро-кальциевых амфиболов

4.2. Структура и параметры элементарной ячейки натровых и натро-кальциевых амфиболов.

4.3. Плотность глаукофан-рибекитов.

4.4. Определение параметров состава глаукофан-рибе-^. . . китов по совокупности физических свойств

4.5. Инфракрасные спектры натровых и натро-кальциевых амфиболов

4.6. Термическое исследование глаукофан-»рибекитов

4.7. Прочие физические свойства

5. ФИЗИКО-ХИМИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ ОБРАЗОВАНИЯ НАТРОВЫХ И ■- -■

НАТРО-КАЛЬЦИЕВЫХ АМФИБОЛОВ УРАЛА.

5.1. Термодинамическая оценка образования глаукофан-^. . . . рибекитов по экспериментальным данным

5.2. Геохимические условия глаукофанового метаморфизма.

5.3. Минералы сосуществующие с натро~кальциевыми и. натровыми амфиболами, их ассоциации

5.4. Распределение катионов между амфиболами и сосуществующими минералами

5.5. Связь химического состава амфибола с составом. породы.

5.6. Парагенетические типы натровых амфиболов

5.7. Термодинамические условия образования натровых и натро-кальциевых амфиболов в конкретных комплексах

Введение диссертации (часть автореферата) на тему «Натровые и натро-кальциевые амфиболы глаукофансодержащих комплексов Урала»

Актуальность проблемы. Изучение глаукофановых сланцев представляет интерес как для решения ряда дискуссионных вопросов, касающихся теории метаморфизма (оценка роли давления, натрового метасоматоза), так и для вопросов общегеологического характера (эндогенные режимы глаукофанового метаморфизма, появление глаукофановых' комплексов на уровнях современного эрозионного среза и других). Особый интерес эти вопросы приобрели в связи с развитием актуалистических, плитотектоничес-ких моделей развития земной коры, поскольку считается, что рассматриваемые комплексы фиксируют конвергентные границы плит.

Глаукофан является наиболее распространенным и типичным минералом одноименной метаморфической фации, которая на большинстве современных схем фаций в Р-Т координатах соответствует полю высоких давлений. Однако, при выделении этой фации критическими минералами считаются арагонит, лавсонит и жадеит, а глаукофан рассматривается многими как минерал, образующийся в щироком поле физико-химических условий.

В справочной литературе и публикациях, посвященных вопросам номенклатуры и диагностики натровых и натро-кальциевых амфиболов, отмечается слабая изученность их структурных, кри -сталлооптических и других физических свойств. Связь между физическими свойствами и химическим составом амфиболов этих групп дается на качественном уровне, без их точной диагностики, что приводит (при отсутствии химического анализа) к неправильному определению амфиболов, ненадежной оценке Р-Т условий образования и т.д.

Кроме того, эти амфиболы, в частности - волокнистый магне-зиорибекит (голубой асбест), имеют большое промышленное зна■ бчение, а глаукофан может быть использован в качестве наполнителя при производстве кислотоупорных материалов.

В связи с вышеизложенным, цели исследований заключались: в выявлении типоморфных параметров состава натровых и натро-кальциевых амфиболов и их зависимости от состава вмещающих пород и условий образования; в изучении физических свойств натровых и натро-кальциевых амфиболов с целью их диагностики.

Конкретные задачи сводились к следующему:- выявить основные типы натровых и натро-кальциевых амфиболов и особенности их распространения в глаукофансодержащих комплексах Урала)- установить различия в составе основных типов глаукофан-рибекитов из пород разного генезиса (зон глаукофанового метаморфизма, гранитоидов и др.);- рассмотреть изменение состава натровых и натро-кальциевых амфиболов и сосуществующих с ними минералов с целью определения Р-Т условий их образования;- определить связь состава натровых и натро-кальциевых амфиболов с составом вмещавших пород;- выявить типоморфные параметры состава амфиболов ряда глаукофан-рибекита, отражающие условия их образования;- изучить физические свойства натровых и натро-кальциевых амфиболов и выяснить зависимость их от состава с целью оценки степени влияния отдельных катионов на свойство;- разработать схему диагносцирования состава основных типов натровых и натро-кальциевых амфиболов по их физическим.свойствам ( п п <1 а0, ь0 с0) и по совокупности свойств; ё РДля решения перечисленных задач, Урал является уникальным регионом. Здесь развиты древние (рифейские и палеозойские) эклоги т-глаукофансланцевые и глаукофанеланцевые комплексы. Результаты исследования этих образований в последнее десятилетие отражены в публикациях Н.Л. Добрецова (1971,1974), В.И. Ленных (1977,1980,1981), А.П. Казака (1970,1981), В.В. Бутина (1974,1979) и других. Однако в указанных публикациях освещены в основном проблемы геологического положения глаукофановых сланцев, их возраста, петрографии и недостаточно - вопросы минералогии. Сведения по глаукофан-рибекитам и натро-каль-циевым амфиболам, представляющим один из главных породообразующих минералов пород, очень разрознены и малочислен!*, Сравнительно полно охарактеризованы (химический состав, характеристика псевдоморфоз, оптические свойства, кривые нагревания, окраска и кислотоустойчивость) глаукофаны и натро-кальциевые амфиболы максютовского эклогит-глаукофансланцевого комплекса, причем, - только из глаукофанизированных эклогитов, апоэкло« гитовых гранат-^глаукофановых сланцев и жил альпийского типа (Б.В. Чесноков, 1961,1970; А.П. Казак, 1970; Добрецов и др., 1971; Ленных, 1977). По остальным комплексам имеются единичные анализы или определение натровых и натро-кальциевых амфиболов дается по оптическим свойствам.

Фактический материал данной работы собран при полевых работах 1974-1981 годов и представлен 105 оригинальными полными химическими анализами глаукофан-рибекитовых и натро-кальци-евых амфиболов по восьми из тринадцати комплексов, известных на Урале. Для большинства из них определены оптические константы (105), плотность (70), параметры элементарной ячейки (71), получены ИК-спектры (78), проведены термические исследования (23) и проведено определение кислотоустойчивости (4). Использован также имеющийся литературный материал по всем глаукофансодержащим комплексам Урала. В ряде случаев, при статистической обработке, для получения более представительнойвыборки привлекались данные по амфиболам глаукофанеодержащих комплексов других регионов СССР, Тихоокеанского обрамления и Альпийско-Средиземноморской области. В тексте работы приводится фактический материал по амфиболсодержащим породам (химический состав, количественно-минералогический состав) и составу минералов, ассоциирующих с исследуемыми амфиболами - гранатам (25), фенгитам (XI), эпидотам (15), биотиту (I), отильпномела-нам (3). При построении схем распространения типов натровых и натро-кальциевых амфиболов в глаукофанеодержащих комплексах Урала проводилось большое количество определений оптических констант, изучено около 2000 шлифов.

Практическая значимость работы:- составлена схема диагностирования и определения типомор-фных параметров состава натровых и натро-кальциевых амфиболов;- полученные данные по условиям образования натровых и натро-кальциевых амфиболов и типам зональности глаукофанового метаморфизма в глаукофанеодержащих комплексах Урала должны учитываться при составлении карт метаморфизма;- результаты исследований кислотоустойчивоети амфиболов глаукофан-рибекитового ряда подтвердили возможность практического использования не только глаукофана,.но и кроссита и ри бекита как кислотоупорного наполнителя.- некоторые разновидности глаукофановых и кросситовых пород могут использоваться как поделочный камень.

Публикации и апробация работы. Материалы диссертации докладывались и обсуждались: на У1-*УП конференциях молодых геологов и геофизиков Урала (1979,1981); на школе-семинаре молодых специалистов Урала (1982); на ученых советах Ильменского государственного заповедника.

По теме исследований опубликовано Ц статей.

Работа состоит из введения, пяти глав, заключения и приложений.

В первой главе изложено геологическое положение глауко-фанеодержащих пород и распространение основных типов натровых и натро-кальциевых амфиболов. Дана петрографическая характеристика основных разновидностей глаукофанеодержащих пород.

Во второй главе приведены методики лабораторных исследований.

Третья глава посвящена классификации щелочных амфиболов, морфологии кристаллов, характеру псевдоморфоз, типам изоморфных замещений и особенностям составов основных типов натровых и натро-кальциевых амфиболов Урала, их отличию от аналогичных щелочных амфиболов глаукофанеодержащих комплексов дру гих регионов и различных по генезису пород.

В четвертой главе и приложениях 1У-УП дана характеристика физических свойств натровых и натро-кальциевых амфиболов Урала. Показана связь их с составом амфибола и диагностика основных типов щелочных амфиболов по физическим свойствам.

В пятой главе изложены результаты по термодинамической оценке условий образования и типоморфным признакам составанатровых и натро-кальциевых амфиболов Урала.

Работа выполнена в лаборатории метаморфизма Ильменского государственного заповедника им. В.И. Женина УНЦ АН СССР под руководством зав. лаборатории метаморфизма кандидата геолого-минералогических наук Б.И. Ленных, которому автор глубоко благодарен за совместные полевые исследования, внимание и помощь при написании работы.

Автор выражает глубокую признательность доктору геолого-минералогических наук ЩТ УНЦ АН СССР В.Н. Пучкову за возможность проведения полевых исследований на Полярном Урале, пред-ставленые образцы и шлифы; зав. отделом кристаллохимии и минералогии ШШ АН УССР» доктору геолого-минералогических наук А.Л. Литвину за руководство при определении параметров элементарной ячейки амфиболов и консультации при обработке полученного материала; с.н,с» кандидату геолого-минералогических наук ИЭМ Г.Г. Лихойдову; кандидату физико-математических наук Института геохимии СО АН СССР И.Л. Лапидесу; доктору геолого-минера логических наук КГУ А.И. Бахтину; сотрудникам лаборатории метаморфизма ИГЗ кандидату геолого-минералогических наук А.И. Белковскому, е.И. Лекаревой, В,А, Чуксиной, В.В. Марочкину, Н»Й. Вализер; м.н.с. А.Г. Баженову, доктору геолого-минералогических наук Б*В. Чеснокову, зав. лаборатории ФХМИ кандидату гешгого-минералогических наук Ю.Б. Корнилову и всем сотрудникам этой лаборатории за советы, консультации и практическую помощь при написании и оформлении работы.

Г. ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ ПОЛОЖЕНИЕ И ПЕТРОГРАФИЧЕСКАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА ГЛАУКОФАНСОДЕРЖАЩИХ ПОРОД УРАЛАВ данном разделе дана краткая геолого-петрографическая характеристика глаукофансодержащих пород Урала по собственным и литературным материалам,1,1. Глаукофансодержащие комплексы УралаГлаукофансодержащие комплексы Урала прослеживаются прерывистой цепочкой с севера на юг почти на протяжении 2 тыс.км вдоль зоны Главного Уральского габбро-*гипербаэитового пояса. Н.Л. Добрецовым (1974) и В.И. Ленных (1980) эти комплексы подразделяются на эклогит-гнейсовые, эклогит-глаукофансланцевые и глаукофансланцевые (рис. I), Ниже рассматриваются только комплексы двух последних типов, так как присутствие глау-кофанового амфибола в эклогит-гнейсовых комплексах не уста -новлено.

Эклогит-глаукофансланцевые комплексы: I. Гердизский к востоку 'от марункеуского комплекса (ленных, 1980). 2. Неркаюс-кий (Приполярный Урал) к западу от Олысй«Мусюрского гипербаэитового массива (Жданов и др., 1980, Пыстин и др., 1980). 3. Максютовский (Ленных, 1963,1968,1977; Добрецов, 1970,1971, 1974; Чесноков 1959,1961,1963,1970; Казак, 1963,1965,1970; Алексеев, 1976 и другие).

Глаукофансланцевые комплексы (зоны). Значительная их /часть приурочена к западным, иногда восточным контактам гипер-базитовых массивов, реже они не связаны непосредственно с гипер базитами. Выделяются следующие комплексы: 4-глаукофановые сланцы района р.Щучья; 5-глаукофановая полоса северного окончания гипербаэитового массива Сыум-Кеу; б-глаукофановые сланцы к западу от массива Сыум-Кеу, район р.Хадата; 7-эеленыелл> дллл л лЧ Ч Чшкяияями•-ОZ1 г з f567&9 Ю 11 12 13 П 1$ 16Рис. I, Схема размещения глаукофанеодержащих комплексов на Урале (по Б,И. Ленных, 1980).

Палеозойские формации: 1терри генные; 2-вулканогенноосадоч-ные. Метаморфические и магматические комплексы: 3-архейские гранулитовые; 4-дорифейские' гнейсо-амфиболитовые; 5-дистен-силлиманитового типа (фации ам-фиболитовая-зеленосланцевая); 6зеленосланцевые; 7-зональные андалузит-силлиманитового типа;8-эклогиты гнейсовых комплексов;9-эклогит-глаукофансланцевые комплексы; Ю-глаукофансланце-вые комплексы без эклогитов;II-метагабброиды меланократово-го фундамента; 12гшербазиты; 13-габбро; 14граниты; 15-зона главного надвига; 1б-прочие границы. Цифры на схеме (I-I4) -проявления глаукофансланцевого метаморфизма (объяснения в тексте).Vсланцы с магнезиорибекитом в западном экзоконтакте марункеуского комплекса (Добрецов,1974; Бутин и др.* 1979; Ленных, 1980, 1981; Казак, 1981), 8* Глаукофансодержащие породы в зоне западного контакта харбейского гнейсо-амфиболитового комплекса с отложениями няровейской свиты (Бутин, 1974, Бутин и др., 1979). 9. Проявление глаукофанового метаморфизма в северном обрамлении массива Рай-Из (руч. Нырдвымен-Шор), в зоне серпентинитового меланжа и на её южном продолжении -широте г.Шлем (Дергунов и др.,1975; Казак и др.,1976; Ленных, 1980). 10. Глаукофановые сланцы западного экзоконтакта Войкаро-Сы.ньинского массива (Добрецов, 1974; Савельева, 1974; Ленных и др., 1976,1978). II. Глаукофансодержащие породы к западу от Салатимского гипербазитового пояса (Колен-ко, 1939; Шалагитов, 1975). 12. Породы с глаукофановым амфиболом района плато Кваркута (Старков, 1963; Минкин, Яковлева, 1974). 13. Проявления глаукофанового метаморфизма на Среднем Урале (Добрецов-, 1974). 14. Глаукофансодержащие породы к востоку от Хабарнинского и Кемпирсайского гипербази-товых массивов (Ииловский и др., 1977; Абдулин и др., 1977; Вализер, 1982).

Гердизский комплекс выделяется в виде узкой (2-4 км) полосы к востоку от марункеуского комплекса в районе руч. Герд-Из (рис.2). С востока, породы комплекса ограничены гипербазитами. массива Сыум-Кеу, а с запада эпидотовыми и гранатовыми амфиболитами и гнейсами марункеуского комплекса (верхний протерозой?), Гердизский комплекс нередко сопоставляется с няровейской свитой (рифей), Эклогиты и глаукофа-новые сланцы представлены линзами (будинами) различного размера, залегающими среди графитистых кварцитов, слюдяных сланцев и гнейсов. Для эклогитов характерна ассоциация Гр+Пи+Нсе,1-вулканогенно-терригенные отложения органской свиты (нижний ордовик); 2- вулканогенно-терригеиные отложения нижней толщи няровейокои свиты(рифей); 3-гнеисы и амфиболиты ханмейхойс-кой овиты (верхний протерозой); ¿[-гранатовые амфиболиты, ам-фиболовре габбро, габбро; 5-ультрабазиты; б-гердизский экло-гит-глаукофансланцевый комплекс; 7-9 зоны глаукофанеодержащих пород: 7-гранат-глаукофановая, 8-эпидот-глаукофановая/ 9-рибекитовая; 10-15 амфиболы: Ю-глаукофан, П-кроссит, 12-феррокроссит, 13-магнезиорибекит, 14-натровый барруазит, 15-винчит - натровый винчит.

Бар+Фен+Аб, Рут, причем высокожелезистый натровый барруа-зит (см. Приложения I-III, № 108,112,113) развивается по пироксену и часто замещается глаукофаном. Глаукофановые сланцы образованы по эклогитам и представлены гранат-гла-укофановыми и эпидот-глаукофановыми разностями. Натровые амфиболы а них отвечают глаукофанам (2^ 30-32, Т") и кросситам ( 1,656* пр = 1,638, = 34-36, "К")« В графитистых кварцитах встречаются белые длинно-призматические псевдоморфозы по бесцветному глаукофану, аналогичные псевдоморфозам по бесцветному глаукофану графитистых кварцитов максютовского комплекса (Ленных 1977, Вализер, 1978).

Неркаюский комплекс в плане имеет линзовид« ную форму и прослеживается на 70 км с севера на юг от р. Тыкотловы до р. Халмерью при максимальной ширине 15 км. С востока данный комплекс ограничен Олыся-Мусюрским гиперба-зитовым массивом, а с запада от вендских и палеозойских вулканогенно-осадочных толщ восточного крыла Ляпинского антиклинория отделяется Эрэпшорским разломом. На основании структурного несогласия с обрамляющими его отложениями и относительно высокого метаморфизма он рассматривается A.B. Ждановым с соавторами (1980) как выступ дорифейского фундамента. По данным В.Н. Пучкова и В.И. Ленных, исходя из того, что вулканиты вендского уровня (маньинская свита) в неркаюском блоке метаморфизованы слабее, возраст комплекса довендский.бклогиты и эклогитоподобные породы образованы в результате раннего этапа метаморфизма и слагают внутри комплекса несколько субширотно ориентированных полос, согласных сдревним структурным планом комплекса, Глаукофановые сланцы накладываются на ранние образования комплекса и развиты в основном в северной части комплекса. По составу выделяются гранат-глаукофановые и эпидот-глаукофановые сланцы. Амфибол по оптическим константам (образцы представлены В.И. Ленных) отвечает глаукофановому амфиболу (ng= 1,643, = 1,623, 2V^p = 56-57, "Г").I а к с в т о в с к и й комплекс располагается в пределах западной области Южного Урала, в восточной структурно-формационной зоне (Ленных, 1968,1977). Он представлен полосой шириной 12-16 км, протягивающейся в субмеридиональном направлении от верховьев р.Сакмары до р. Губерля. с запада имеет тектонический контакт с породами суванякского комплекса (верхний рифей), а с востока ограничен гипербазитами Главного Уральского разлома. На юге породы максютовского комплекса перекрываются слабо метаморфизоваиными породами нижнего палеозоя.

Вопрос о возрасте пород максютовского комплекса в настоящее время остается неразрешенным» Большинство определен ний абсолютного возраста по минералам и породам K-Ар методом дают 370-450 млн.лет. (Ленных,1963,1968,1977), методом получена одна цифра 1100 млн.лет (Добрецов,1974), которые отражают проявления разных этапов метаморфизма. По терригенным цирконам из кварцитов A.A. Краснобаевым альфа-свинцовым методом получены определения в интервале 9002000 млн.лет. В связи с этим существуют несколько точек зрения на возраст комплекса: по Ю.1. Смирнову с соавторами (1977) - верхнедокембрийский, A.B. Пейве и др., (1977) и С.Н. Иванов (1979) - дорифейский, НЛ. Добрецов (1974) иВ»И. Козлов (1977, 1980) - среднерифейский.

В истории образования глаукофановых ассоциаций выделяются два этапа: рифейский (л 1Ю0 млн.лет) и предположительно палеозойский (Добрецов, 1974).

Относительно структурного контроля, зональности глауко-фанового метаморфизма высказаны различные соображения.

В.И. Ленных и НЛ. Добрецовым указывалось, что вероятно существовала неоднородность Р-Т условий прогрессивного гла-укофансланцевого метаморфизма, но выделить эту прогрессивную зональность не удается. Н.Л. Добрецов (1974, стр.206) пишет: "Ориентировочно можно отметить, что гранат-глауко фановая зона присутствовала (возможно прерывисто) в осевой части полосы максготовского комплекса и преимущественно в нижней половине его разреза'1.A.П. Казаком (1970) отмечалось, что глаукофансодержащие породы Южного Урала приурочены к локальным зонам повышенной деформации в структуре главного разлома антиклинория,Урал-» Tay. Они обнаруживают линейное расположение, согласное со структурами метаморфического комплекса антиклинория. Глаукофансодержащие породы в максютовском комплексе не имеют ка кой-либо стратиграфической приуроченности, и встречаются повсеместно во всех толщах, где проявился локальный дислока -ционный метаморфизм. Часто они обнаруживают четкую метаморфическую зональность от зеленосланцевой до эклогитовой фаций.B.В. Бутин с соавторами (1976) считают, что эклогиты и глаукофзновые породы развиты преимущественно в кайраклинской и в небольшом объеме в' юмагузинской свитах. Проявления гла-укофанового метаморфизма приурочены, главным образом, к ин-^ тенсивно дислоцированным крыльям брахиантиклинальных складок, где они сочетаются с крупными надвиговыми структурами. Характерной чертой глаукофановых пород является их конформность структурным элементам брахиантиклиналей.

Нами (Вализер, Ленных, 1980; Ленных,1980, 1981; Вали-зер, 1981) по структурному положению глаукофановых ассоциаций в пределах комплекса получены следующие данные. Глау-кофансодержащие породы, образованные в результате рифейско-го глаукофансланцевого метаморфизма, слагают зоны (участки) различной мощности и протяженности, северо-восточного простирания согласные с древними субширотными структурами. Развитие их приурочено к толще (нижней) светлых слюдяных кварцитов, кварцитосланцев с незначительными прослоями гра-фитистых кварцитов (рис. 3).

Рис.3. Схема распространения глаукофансодержащих пород, натровых и натро-кальциевых амфиболов в максютовском комплексе. Составлена автором с использованием материалов A.B. Кло-чихина, Д.Д. Криницкого, В.М. Криницкой, д.Ф; ротаря и В.И. Ленных. I - четвертичные отложения: глины, пески, галечники; 2 - верхний девон, мукасовский горизонт: кремнистые сланцы; 3-силур, сакмарская свита: диабазы, спилиты, кремнистые и глинистые сланцы с граптолитами; 4-рифей, верхняя толща: графитистые кварциты и зеленые сланцы с хлоритом, эпидотом и стильпномеланом; 5-рифей, зоны развития антигоритовых серпентинитов, метародингитов, зелен ока менных пород с гранатом, лавсонит-хлоритовых пород с гранатом и пумпеллиитом, мраморов; 6-рифейт нижняя толща: слюдяные кварциты, кварцито-сланцы и незначительные прослои графитистых кварцитов с гранатом, гла-укофаном, лавсонитом и хлоритоидом; 7-рифей, зоны распространения эклогитов, энстатит-форстеритовых и энстатитовых пород; 8-зоны развития палеозойского глаукофана; 9-габброиды, измененные зеленосланцевым метаморфизмом, предположительно нижнепалеозойского возраста; Ю-серпентиниты; Ii-тектонические контакты; 12-18 - амфиболы: 12-бесцветный глаукофан; 13-гла-укофан; 14-ферроглаукофан; 15-кроссит; 1б-феррокроссит; 17-магнезиорибекит; 18-барруазит^натровый барруазит.

Чаще всего они ассоциируют с эклогитами, энстатит-форстери-товыми и энстатитовыми породами» Строение одной из этих зон (л; Караяново) представлено на рис»4. В отдельных случаях (руч. Урускунган и др.) глаукофан-кроссит развит в слюдяных кварцито-сланцах узкими (до.10-15 м) зонами непосредственно в контакте с серпентинитами, а также в мелких, порядка нескольких метров, складках (район д.Верхнее Галеево). В толще (верхней) графитистых кварцитов и зеленых сланцев,.непосредственно в контакте с глаукофанеодержащими породами, широко присутствуют аитигоритовые серпентиниты, актинолитовые, тальк-актинолитовые и тальковые породы, метародингиты, лавсонит-хлоритовые, гранат-лавсонит-хлоритовые, гранат-хлорит^альби-товые и другие зеленокаменные породы. Здесь же встречаются редкие тела мраморов.(рис.5). В этой толще глаукофан почти не встречается.

Для глаукофанеодержащих пород комплекса характерно широкое разнообразие натровых и натро-кальциевых амфиболов и ассоциирующих с ними минералов. Натро-кальциевые амфиболы в птитанистых" эклогитах представлены барруазитом-натровым бар-руазитом (см. Приложения I-III, № I00-I0I, 105-107) и кальциевым глаукофаном (см. Приложения МП, № 95). В диопсид-жадеитовых эклогитах развиты глаукофаны с железистостью 3541% (см. Приложения I-III, № 10,11,16,18,19,35,40), а в лав-сонитсодержащих эклогитах и гранат-глаукофановых породах -низкожелезистые глаукофаны (см. Приложения I-III, № 7,21,23). В глаукофановых сланцах и глаукофансодержащих кварцито-сланцах и сланцах в ассоциации с гранатом, лавсонитом, хлормеланитой, хлоритоидом, клиноцоизит-эпидотом и фенгитом сосуществуют глаукофаны с широкой вариацией состава (см. Приложениям! 5,8,9,12,14,17,22,25,27,30,32,34,36-39,41-42,44-46). АмфибоС! I> / ^^гру**-'7 ш,V /■л/лл/ж о 200 т боо ж\<3? |«пг>пгрис. Схематическая геологическая карта Участка п. Карая-ново (составлена В.ИЛенннх и П.М.Вализер).

1-графитистые кварциты и зеленые сланцы с линзами мраморов зеленокаменных пород и серпентинитов; 2-графитистые, слюдистые кварциты и сланцы с гранатом, глаукофаном и лавсонитом; 3-светло-серые слюдистые, плитчатые кварциты; 4-форстерит-энстатитовая, энстатитовая порода: 5-серпентинит; 6-диопсид-жадеитовый эклогит; 7-"титанистыйп эклогит; 8-зеленокаменная порода; 9-зеленосланцевый диафторит; Ю-мрамор; П-лавсонит; 12-стильпномелан; ГЗ-элементы залегания; 14-геологические границы.V—-V —-V1 23456 7С. I/й^ГX.

Л'тг&// А>#'•р 4, А Ф® &§7 Н / * ^Щ/0 ДО 0®ния. Размер тел увеличен в 2 раза сунка.

Рис.5. Положение серпентинитов, метародингитов и разнообразных зеленокв-менных пород в графитистых и слюдяных кварцитах, сланцах в районе п. Уралбаево (А) и д. Искужено (Б).

1-четвертичные отложения;2-графитистые и слюдяные кварциты, сланцы; 3-зеле-ные сланцы; 4-зеленокамен-ные породы, нередко с гранатом; 5-лавсонит-хлорито-вые, гранат-лавсонит-хло-ритовые, гранат-пумпеллиит--лавсонит-хлоритовые и кли-ноцоизит-хлоритовые породы; бметародингиты; 7-серпентиниты; 8-тальковые породы; 9-элементы залегапо сравнению с масштабом рилы ряда кроссит-феррокроссит (см. Приложения I-III, № 62, 64-68,70,73,77,78,82,83) встречаются в основном в слюдяных кварцитах и кварцито-сланцах. Для них характерны парагенезисы с гранатом, хлормеланитом, эпидотом, хлоритоидом и высокожелезистым фенгитом. Наиболее редкими разновидностями являются низкожелезистый глаукофан в графитистнх кварцитах (см. Приложения I-III, № 8), ферроглаукофан в слюдяно-кварцевых сланцах (см. Приложения I-III, № 58) и магнезиорибекит-рибекит в кварцевых и кварц-полевошпатовых жилах и линзах (см. Приложения I-III, № 91).

Далее к югу (район д. Новосимбирка) в диафторированныхРис. 6. Схема положения глаукофановых сланцев (пале озойских?) на контакте с серпентинитами (р. Ташда, максютовский комплекс). Г-антигоритовые серпентиниты; 2-зеленокаменные породы; 3-лавсонитхлорит-альбито-вые породы; 4-хлорит-акти-нолит-альбитовые сланцы; 5 хлорит-альбитовые сланцы с крупными порфиробластами граната; б-гранат-глаукофа;-новые и глаукофан-клиноцои-зитовые сланцы; 7-эпидот-кросситовые сланцы; 8-гра-фитистые кварциты; 9-гранат -слюдистые сланцы; ХО-изве-стняки; IX« элементы залегания.т лМ./ж -V—" VV • V IО 50 Ш 150 мI— I ■.тН-гг^т.345 878 е ю иэклогитах по плоскостям рассланцевания в виде корочки мощностью до 1-2 см и линз размерами до Ю-20 см, развит мелкоигольчатый, бледно-синий глаукофан (см. Приложения 1-Щ, № 26). Такой же глаукофан в ассоциации с хлоритом, альбитом, и белой слюдкой присутствует по плоскостям рассланцевания в глаукофановых эклогитах с крупными (до 1,5 см) зернами граната и глаукофана.

В м. арункеуском комплексе выделяется несколько зон глаукофановых сланцев (рис.2).

ПолосаГ£а на т«глаукойа новых и эп идотг л а офановыхс л а н-цев к востоку отсбверногоокончаниягип^базитовогомассива СырнКеу. Она прослеживается от устья руч. Герд-Из-ЧП ор в северо-восточном направлении до озера Харампэ-То. Гранат-глауко-фановые сланцы развиты в подошве пластины метаморфизованных габброидов, являющихся их субстратом. Натровый амфибол в них по оптическим константам отнесен к глаукофану 40-42,"Г"). Эпидот-глаукофановые и зеленые сланцы образованы по базальтам органской свиты (ордовик). Амфибол в этих породах варьирует от глаукофана ( 1,644, 1,655; пр 1,623, 1,635 "Г")» кальциевого глаукофана (см. Приложения 1-Щ, № 98) до натро-кальциевого амфибола ряда винчит - натровый винчит.

А ия логична я вышеописанной гляукпфянплгяицдвяя зоня проолге-живается к западу от массива Сыум-Кеу, от р.Хадата к северу. Гранат-глаукофановые сланцы и плагиограниты с глаукофаном здесь в большинстве своем подвергнуты зеленосланцевому диаф-торезу. Характерная минеральная ассоциация для них Гр+Гл+КЦ+ +Сл+Аб+Кв; вторичные минералы представлены хлоритом, актино-литом, кальцитом. Наиболее распространенной разновидностью п натрового амфибола является глаукофан (см. Приложения 1-111, № 31), значительно ре^.е встречается кроссит (см. Приложения 1-Ш, № 63).

В западной части марункеуского комплекса (руч. Бурный) отдельными узкими зонами (мощностью до нескольких м) встречаются глаукофановые сланцы по амфиболитам и гнейсам. 3 их составе присутствует (Амф)+Гл+Хл+КЦ+Пл+Кв, Сф, Руд. Глаукофан ■./.= 47-50, ИГ") совместно с хлоритом развивается по раннему амфиболу« В районе оз. Сядата глаукофановый амфибол отмечается по плоскостям рассланцевания (скольжения) диафторито-вых гнейсов в виде тонкой (в несколько мм) корочки.

Позападномуэкзоконтакт£ ма£ункеу ского комплекса в зеленых и графитистых сланцах няровейской свиты прослеживаются прослои (до 2 м) рибекитсодержащих сланцев. Мощность зоны развития рибекитсодержащих сланцев варьирует от нескольких десятков до сотни метров. В сланцах в ассоциации с магнезио-рибекитом (см. Приложения I-III, № 85,87) присутствуют эпи-дот, стильпномелан, актинолит и кальцит. В зеленых сланцах этой зоны встречаются натровый винчит - винчит и актинолит (см. Приложения I-III, № 121).

Глаукофановые сланцы- зоны сочленения харбейского гнейсо-амфиболитового комплекса с няровейской свитой приурочены к участкам интенсивных пликативных деформаций, катаклаза и милонитизации в породах няровейской свиты, непосредственно в контакте с гнейсо-амфиболитовым комплексом (рис»7). Зона глаукофановых сланцев представлена параллельными узкими (от первых до нескольких десятков метров) полосами, ориентированными согласнос границей гнейсо-амфиболитового комплекса и простиранием поiрод няровейской свиты. Суммарная мощность зоны глаукофановых сланцев достигает 100м:7 и протяженность - до 400м. Глаукофа« новые сланцы образованы по зеленым аповулканогенным сланцам и апопелитовым осадкам няровейской свиты (рифей). Натровый амфибол в них представлен кросситом (см. Приложения 1-1П,.№ 69) и ассоциирует с альбитом, цоизит-эпидотом, актинолитом, хлоритом, мусковитом и парагонитом. В кварц-альбитовых и кварцевых жилах и линзах этой зоны в виде включений, гнездРис. 7. Схема расположения глаукофановых сланцев в западном экзоконтакте харбейского гнейсо-амфиболитового комплекса (по В.В.Бутину и др., 1979)»1-терригенные отложения органекой свиты (нижний ордовик); 2 вулканогенные породы, мрамора, кварциты немурюганской свиты и верхней толщи няровейской свиты (рифей); 3-терригенные отложения нижней толщи няровейской свиты (рифей); 4-слюдяные кристаллические сланцы париквасыпорской свиты (верхний протерозой); 5-гнейсы и амфиболиты ханмейхойской свиты (верхний протерозой); 6-гранитойды; 7-кварцевые диориты; 8-габбро, габбро-диабазы; 9-ультраосновные порода; 1СЬтектонические нарушения; 11-кроссит; 12-зона эпидот-глаукофановых сланцев.и оторочек присутствует волокнистый магнезиорибекит (см. Приложения 1-1II, №- 86,89).

Глаукофановые сланцы зоны меланжа по северному обрамлению массива Рай-Из и на её южном продолжении слагают узкие (см - первые метры) полосы небольшой протяженности внутри блоков (пластин) зеле-нокаменных пород, с которыми связаны постепенными переходами. Глаукофановые сланцы тесно ассоциируют с родингитами, нефритовыми и другими кальциевыми породами. Они представлены тонкозернистыми полосчатыми альбит-глаукофан-хлоритовыми, эпи дот-глаукофановыми разностями, нередко со стильпномеланом. Амфибол в них соответствует глаукофану (см. Приложения 1-111, № 48). В зеленых сланцах глаукофан и натровый винчит - винчит нередко образуют каймы вокруг зерен актинолита. В кварцито-сланцах и кварцитах совместно со стильпномеланом и рудным минералом встречается волокнистый рибекитовый амфибол.

Глаукофановые сланцы западного экзо контакта Войкаро-Сыньин-ского массива выделяются в два пояса метаморфических пород. Восточный - метагаббро-амфиболит-глаукофан-сланцевый и западный - глаукофановые и зеленые сланцы - в юго-западной части площади, в 12-13 км западнее гипербазитов (рис.8).

Западныйгла^кофансланцевый пояс имеет мощность 600-9С0м и прослеживается на протяжении 40 км. Глаукофановые сланцы приурочены в основном к лежачему (западному) крылу Кок-Пельс-кой антиклинали. Они образованы по вулканогенно«осадочным по-* родам доордовикской кокпельской свиты, слагающей ядро данной структуры, В глаукофановых сланцах сохраняются реликты миндале каменных текстур и порфировых структур пород субстрата. Натровый амфибол присутствует в альбит-олигоклазовом arperaте в виде мелких игольчатых зерен или образует псевдоморфозы по роговой обманке (?), по оптическим свойствам он может быть отнесен к ферроглаукофановому амфиболу (ng= 1,685-1,692, Tip = 1,651-1,667, 2Vjfp = 30-33, Т"). Совместно с ним сосуществуют эпидот, стильпномелан, хлорит и кальцит.

Г л а у к о | а н с о держащие породы плато Кваркуш. В северной периклинальной оконечности Кваркушско-Каменогорского антиклинория (плато Кваркуш) натровый амфибол относительно редко встречается в порфироблас-тических (очковых) гнейс обидных сланцах верхнего рифея*. нижнего кембрия и более широко распространен в кембрийских диабазовых порфиритах. В порфиробластических гнейсовидных сланцах он образует мелкие длиннопризматические зерна в порфиробластах альбита. В рассланцованных диабазовых порфиритах слагает псевдоморфозы по уралиту (?), а в основной массе представлен иголками в мелком мозаичном агрегате альбит-олигоклаза. С ним ассоциируют стильпномелан, клиноцоизит, мусковит, карбонат и хлорит. Амфибол определен как глаукофан, по характерному плеохроизму - в синих тонах.

Условные обозначения к геологическим разрезам: р. Степановка (А), р. Малиновка (Б); 1глаукофансодержащие сланцы; 2-метапе-литы; 3-метабазиты; 4-кварцито-песчаники; 5-серпентиниты; 6-геологические границы; 7-разломы.

2V,|p = 76-80). Глаукофан развит преимущественно в метапесча-никах и метапелитах, составляя 1-3 редко до 10% объема породы. Кроссит встречен в основном в метабазитах и слагает до 20-30$ объема породы. Кроме вышеуказанной полосы глаукофан-содержащих сланцев натровый амфибол отмечается в эпидотовых амфиболитах и посткинематических сиенито-диоритах, прорывающих глаукофановую толщу северо-западнее горы Кривской Чурок. В эпидотовых амфиболитах он развит в оторочках порфиробласт паргасита, а в сиенито-диоритах замещает пироксен.

П.р оявление глаукофа нсланцев ого метаморфизма в северной части Кемп.ирсайско.го антиклинория (э б е т и н с к а я зона). Присутствие в данном районе натровых и натро-кальциевых амфиболов в породах эбетинской, лушниковской свит и прорывающих эти толщи габбро-диабазах, диабазах и гранитоидах Бегетинского массива отмечалось A.A. Абдулиным и др. (1977) и A.B. Миловским и др.,. (1977). В этих работах они описывались как глаукофан или амфибол варьирующего состава рядов глаукофан^рибекитов и глаукофан-акти-нолитов.

1.2. Петрографическая характеристика глаукофансодержащих породГлаукофансодержащие породы Урала представлены самыми различными по исходному составу и генезису образованиями: экло-гитами, разнообразными метагабброидами и метабазальтами, ме-таморфизованными пелитами, песчаниками, аркозами, граувакка-ми, кислыми эффузивами, гранитоидами. Детальное петрографическое описание всего разнообразия этих пород не входит в задачи данной работы. Минералогический и химический составы болыпин«ства типов глаукофанеодержащих пород по комплексам приведены в таблицах 1,2 и приложении УШ. В приложении ГЦ отражен количественно-минералогический состав пород, из которых выделены исследуемые амфиболы, а в главе 5 рассмотрены минеральные ассоциации с характеристикой большей части минералов. Ниже в краткой форме приведено описание основных типов глауко-фансодержащих пород, объединенных в группы по парагенезису, без разделения их по комплексам.

Примечание. среднее арифметическое, в скобках - предел колебаний.гит, кварц и кальцит присутствуют в эклогитах в виде скоплений, полос и прожилков.

Г 1 а у к о $ а н и з и р о в а н н н е диопсид-жадеитовые эклогиты представлены породами зеленого, голубовато-зеленого и голубовато-серого цвета, массивной и грубосланцевой текстуры, порфиробластовой структуры. Порфиробласты образованы гранатом, реже глаукофаном. В составе пород отмечается гранат, пироксен, глаукофан, фенгит, эпи-дот, кальцит, кварц, рутил и сфен. Гранат размером до I см нередко имеет зональное строение, подчеркнутое красно-бурым ядром и бледно-розовой каймой, в некоторых разностях отмечается, в виде полосок, второй мелкозернистый бледно-розовый гранат. В эклогитах претерпевших также мусковитизацию и ок-варцевание, в зернах граната развиты слюда, кварц и глаукофан. Пироксен представлен мелкими (до 2 мм) призматическими кристаллами светло-зеленого цвета. Он содержит до 8% эгириновой и М% жадеитовой молекул. По пироксену развивается глаукофан. Глаукофан в пределах эклогитовых тел развит равномерно в виде крупных (до 1,5 см) порфиробласт по зонам рассланцевания, а также образует совместно с фенгитом и кварцем оторочки буди-нированных тел. Кристаллы его имеют призматическую или длин-нопризматическую форму, и, как уже отмечалось выше, он развивается по пироксену, а при диафторезе замещается хлоритом, альбитом и актинолитом. Чешуйки фенгита размером от долей мм до 1-2 мм распределены равномерно, слагают полоски и линзовид-ные скопления. Клиноцоизит-эпидот представлен изометричными и призматическими кристаллами. Кальцит присутствует в виде прожилков.

Гранат-глаукофановые породы и ела н ц ы (апоэклогитовые, метабазальтовые) имеют сероватосинюю и темно-синюю окраску. Текстура сланцеватая или полосчатая, обусловленная ориентированным расположением кристалл-лов амфибола. Структура порфиробластическая, характеризующаяся развитием крупных (до I см) зерен граната. Структура основной ткани - гранонематобластовая. По особенностям минерального состава выделяются гранат-глаукофановые, лавсонит-гра-нат-глаукофановые, эпидот-гранат-глаукофановые и хлормеланит-гранат-глаукофановые разности. Апоэклогитовые гранат-глауко-фановые и гранат-лавсонитглаукофановые породы имеют постепенные переходы от диопсид-жадеитовых эклогитов, слагают полосы и оторочки в пределах эклогитовых тел. Гранат в них нередко зональный, содержит включения кварца и слюды, замещается хлоритом. Пироксен имеет призматическую или неправильных очертаний форму зерен и слагает полоски мощностью до 0,8-1,0 см. Он замещается.хлоритом и ассоциацией альбит+актинолит с образованием псевдоморфоз. Амфибол отвечает глаукофан-кросситу. Призматические кристаллы его размером от 0,1 до 5-7 мм слагают почти мономинеральные полоски, линзы и скопления. При ди» афторезе он замещается хлоритом, альбитом и актинолитом. Лав-сонит имеет характерные ромбовидные или удлиненно-прямоугольные сечения зерен размером до I см, обычно замещенными цоизит клиноцоизитом, светлой слюдой, кварцем. Клиноцоизит-эпидот присутствует в виде линзочек и полос, реже разрозненными кристаллами изометричной формы размером 0,2-0,4 мм. Чешуйки фен-гита образуют полоски и располагаются в тенях давления зерен граната. Альбит и кварц - мелкие изометричные зерна. В качестве акцессорных минералов встречаются рутил, сфен, рудный минерал и апатит.

Гранатовые амфиболиты и гра« натамфиболовые породы имеют голубовато-серую окраску, сланцеватую, полосчатую или линейно-ориентированную текстуру, порфиробластовую структуру. Порфиро-бласты граната или равномерно распределены, или слагают полоски в гранонематобластовой основной ткани, представленной барруазитом-натровым барруазитом, клиноцоищит-эпидотом, мусковитом, плагиоклазом и кварцем. Акцессорные минералы - рутил, сфен, апатит и рудный. Округлые зерна граната имеют размер до 5 мм, очень часто содержат включения кварца, плагиоклаза и замещаются хлоритом, Барруазит-натровый барруа-зит образует длиннопризматические кристаллы размерами до 3 мм по удлинению и слагает линзовидные скопления и полосы, иногда края зерен замещены глаукофаном и хлоритом. Изомет-ричные и прямоугольные зерна эпидота и чешуйки мусковита присутствуют в виде прерывистых полос, эпидот образуется по плагиоклазу. Плагиоклаз имеет изометричные зерна размером 0,2-0,7 мм с извилистыми контурами и по составу отвечает оли-гоклазу № 15-20.

Гранат-глаукофановые сланцы (по метагаббро-амфиболитам, метабазальтам) имеют синевато-серую окраску, сланцеватую или линейно-ориентированную текстуру, порфиробластовую, редко порфировую реликтовую структуру. В отличие от гранат-глаукофановых сланцев эклогит-гла-укофансланцевых комплексов для них характерна одна ассоциация - гранат+клиноцоизит+эпидот+глаукофан, редко с хлормела- ■ нитом. Порфиробласты граната размером до 7 мм имеют неравномерное, полосчатое распределение в объеме породы. Мелкие (0,1-0,8 мм) призматические кристаллы глаукофана и изометричные зерна клиноцоизит-эпи.дота слагают полоски и линзочки. Плагиоклаз по составу отвечает альбит-олигоклазу (№6-20). Вторичные минералы - хлорит, кальцит, акцессорные - сфен, anaтит, редко рутил.

Эпидот-глаукофановые сланцы. К данной группе отнесены также эпидот-амфиболовые сланцы с натровым винчитом. Это сероЕато-синие, темно-синие, почти черные породы. Текстура сланцеватая, линзовидно-полосчатая или полосчатая, подчеркнутая чередованием почти мономинеральных полос амфибола и эпидота мощностью от мм до 2. см. Реже для них отмечается "пятнистая" и "брекчиевидная" текстуры. Структура нематобластовая и гранонематобластовая. в отдельных зонах в сланцах сохраняются порфировые и офитовые структуры пород субстрата. В отличие от гранат-глаукофановых сланцев они характеризуются более высоким содержанием плагиоклаза, эпидота и почти постоянным присутствием в них стильпномелана, кальцита и хлорита. Акцессорные минералы представлены сфеном, апатитом и рудным минералом. Амфибол соответствует глаукофан-рибекиту или глаукофан-натровому винчиту. Он развивается по хлориту, альбиту и актинолиту и при диафторезе замещается этими же минералами, Эпидот мелкозернистый, изометричной или прямоугольной формы, в слабоизмененных породах совместно с кальцитом и кварцем выполняет миндалины. Мелкочешуйчатый стильпномелан слагает стебельчатые агрегаты, нередко секущие сланцеватость породы. Плагиоклаз представлен зернами (до 5. мм) изометричной и прямоугольной формы с извилистыми краями, содержащими включениями мелкоигольчатого амфибола и серицита.

Глаукофанизированные габбро-диабазы и диабазы, Слабоизмененные разности этих пород сложены удлиненно-призматическими зернами альбити-зированного плагиоклаза, пироксеном, реже буровато-зеленой роговой обманкой, лейкоксеном, магнетитом и апатитом, имеютофитовую структуру. Глаукофанизированные разности приобретают с.иневато-зеленоватую окраску, слабо сланцеватую текстуру и гранонематобластовую структуру. Б их составе присутствуют рибекит, амфибол ряда актинолит-натровый винчит, эпидот, кальцит, плагиоклаз и кварц. Акцессорные минералы - лейкоксен и рудный. Рибекит образует призматические кристаллы размером до 4 мм. Он развивается по роговой обманке, актинолиту, образует срастания с хлоритом. Эпидот « изометричные зерна размером до I мы, равномерно распределенные в объеме породы. Мелкочешуйчатый хлорит слагает линзовидные скопления. Плагиоклаз имеет прямоугольную и неправильную формы зерен размером до 3 мм, хорошо сдвойникованный, отвечает олигоклазу № Ю-18, серицитизирован и альбитизирован.

Глаукофансодержащие графитис-тые кварциты - черные тонкозернистые, сланцеватой и тонкополосчатой текстуры породы. Структура порфироблас-товая и гранобластовая: они сложены.кварцем-, графитом, гла укофаном, гранатом, фенгитом и очень редко отмечаются псевдоморфозы по лавсониту. Вторичные минералы - хлорит, альбит, актинолит, кальцит и акцессорные - рутил, сфен и апатит. Тла-укофан образует порфиробласты удлиненно-призматической (до 1,5 см) формы и чаще всего встречается в виде псевдоморфоз, сложенных вторичными минералами. Гранат мелкий, изометричный, с равномерным или полосчатым распределением по объему породы. Скрытокристаллический графит слагает прерывистые полоски и линзочки. Мелкочешуйчатый фенгит развит в плоскостях рас-сланцевания. Кварц - в виде изометричных зерен с извилистыми контурами размером до 0,5 мм.

Глаукофансодержащие кварцито-сланцы и сланцы. Это белые, серые и зеленоватые породы сланцеватой текстуры. Структура порфиробластовая, лепидогранобластовая и нематогранобластовая. По типичным минеральным ассоциациям и общему составу они существенно варьируют и представлены глаукофан-рибекитовыми-; глаукофан^рибе-кит-эпидотовыми, глаукофан-кроссит-гранатовыми; глаукофан-кроссит-гранатовыми разностями с лавсонитом, клиноцоизит-эпи-дотом, хлоритоидом» хлоромеланитом. Вторичные минералы - биотит, стильпномелан, хлорит, актинолит, кальцит;' а акцессорные рутил, сфен, апатит и магнетит. Амфибол образует как мелкие призматические кристаллы так и длиннопризматические порфиро-бласты размером до 1,5-2,0 см. Он в основном развит в плоскостях рассланцевания; имеет планпараллельную ориентировку. При диафторезе замещается вторичными минералами. Гранат представлен порфиробластами округлой формы размером до I см. Зерна граната наполнены включениями кварца, слюды, рутила вплоть до образования скелетных форм. Лавсонит имеет ромбовидную и удлиненно-прямоугольную форму кристаллов и представлен псевдоморфозами состава слюда, слюда+кварц, слюда+клиноцоизит и другими. Хлоромеланит присутствует чаще всего в виде псевдоморфоз прямоугольной или неправильной формы, сложенных ассоциациями слюда+альбит+кроссит, слюда+альбит+клиноцоизит+маг-нетит и другими (Ленных, 1977). Хлоритоид имеет неправильную или прямоугольную форму зерен размером до 4 мм, неравномерно распределен в объеме породы. Зерна его с краев и по трещинам замещаются хлоритом, белой слюдой, а по границе зерен отмечаются выделения рудного минерала. Чешуйки фенгита размером 0,2-2-3 мм слагают полоски и скопления, Эпидот развит по лавсониту и хлормеланиту, но не имеет реакционных взаимоотношений с другими минералами-и представлен мелкими, до I мм, зернами. Кварц - изометричные зерна с извилистымиконтурами, размером до 0,5 мм,Плагиогнейсы гранат-глаукофановой зоны западного экзоконтакта Войкаро-Сыньинского массива имеют серую, синевато-серую окраску, полосчатую или гнейсоватую текстуру, мелкозернистую гранобластовую структуру. Они сложены в основном кварцем и альбит-олигоклазом, Второстепенные минералы представлены глаукофаном, гранатом, фенгитом, эпидо-* том. Акцессорные минералы - рудный и апатит.

Грани той ды эбетинской зоны - белого, светлосерого цвета породы. Текстура сланцеватая или гнейсоватая. Структура гранобластовая или лепидо-нематогранобластовая, в их составе присутствуют рибекит^ мусковит, стильпномелан, эпидот, полевой шпат, кварц и рудный минерал. Рибекит игольчатые, призматические кристаллы размером до 1,5 мм, в ассоциации с мелким изометричным кварцем и мусковитом слагают полосы и скопления, неравномерно распределенные в объеме по роды. Плагиоклаз представлен изометричными и прямоугольными зернами размеров до 4 мм с ровными и извилистыми контурами. Края зерен и зонки внутри них выполнены мелкими изометричными и удлиненными зернами кварца. Часть зерен хорошо сдвойни-кована, серицитизирована.

Жилы. Натровые амфиболы присутствуют также в жилах альпийского типа. Жилы обычно маломощные (см - 50 см) как согласные, так и секущие по отношению к сланцеватости пород. По составу они выделяются - мономинеральные глаукофановые, эпидот-глаукофановые, глаукофан-кварцевые, глаукофан-^муско-вит-кварцевые, рибекит-кварц-полевошпатовые. Натровый амфибол слагает в жилах оторочки, гнезда и нередко представлен шестоватым или волокнистым агрегатом.г» МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЯ НАТРОВЫХ и НАТРО-КАЛЬЦИЕВЫХ АМФИБОЛОВ Для изучения амфиболов были применены традиционные и доступные методы исследования - химический, кристаллооптичес-кий, рентгенографический, термографический и другие.

Отбор амфибола для перечисленных анализов проводился из пород весом 0,5-3,0 кг. Пробы измельчались на щековой и валковой дробилках до фракции 0,30-0,25 или 0,25-0,10 мм, в зависимости от размера зерен амфибола в породе. Из этих фракций магнитом Сочнева и на электромагнитном валковом сепарато« ре 138Т отделялись немагнитные минералы (слюда, кварц, плагиоклаз), а затем - магнитные (рудный, гранат, пироксен, эпи-дот). Последующее обогащение концентрата амфибола до. чистоты 90-98$ проводилось многократным центрифугированием в разбавленной жидкости Клеричи. Зтот концентрат вместе с чистым амфиболом почти всегда содержал сростки амфибола с присутствующими в породе минералами (эпидотом, слюдой). Доведение пробы амфибола до чистоты ^99% проводилось традиционным спосо -бом под бинокуляром. Чистота мономинеральной фракции амфибола определялась в иммерсионном препарате. Большую помощь при подготовке проб оказали сотрудники лаборатории ФХМИ: Петраков И.Д., Кожевникова 0.Г.1 Рябухина Т.М.

Отсутствие зональности и неоднородности проанализированных монофракций амфиболов подтверждается также*результатами рентгеновских исследований: параметры элементарной ячейки глаукофан-рибекитов для разных зерен одной монофракции варьируют в пределах экспериментальной точности; рентгеновские дифрактограммы указывают на гомогенность изученных амфиболов.

Химический анализ амфиболов выполнен в химической лаборатории Ильменского государственного заповедника аналитиками Звонаревой г.К., Галкиной Н.И., Корота-евой Н. Анализ выполнялся по стандартной методике. Элементы определялись: sío2 - весовым, Fe20^,Fe0, MgO, Cao - объемным и Mu., Ti и остаточное sío^ колориметрическим методами. Общее железо при содержании более 12-15$ определялось объемным, а при содержании менее 12-15$ колориметрическим методами. Ыа2о, к2о определялись методом пламенной фотометрии. Пробы растирались перед проведением химического анализа.

Кристаллооптический метод.

Показателип]эеломления амфиболов и других минералов определялись методом Бекке. Иммерсионные жидкости измерялись на рефрактометре;ИРФ22 в тщательно контролируемых условиях. После каждого измерения показателя преломления измерялась температура окружающей среды и вносились соответствующие изменения для показателей иммерсионных жидкостей. Точность определения показателей для слабоокрашенных минералов + 0,001, для интенсивноокрашенных + 0,002-0,003. О точности определения показателей преломления можно судить по результатам сравнения показателей преломления для конечных членов глаукофан-рибекитового ряда, рассчитанных в дайной работе, и приведенных у Дж. Борг (Borg 1967);Наши данные( Borg 1967)п.п.п-рп.глаукофан 1,596 1,620ферроглаукофан 1,632 1,655магнезиорибекит 1,66 1,677рибекит 1,710 1,7153,01 1,594 1,618 3,03 3,243,19 1,652 1,672 3,153,42 1,702 1,719 3,40Наибольшие различия в значениях показателей преломления отмечаются для магнезиорибекита и рибекита, которые объясняются тем, что при определении их показателей преломления она использовала данные по амфиболам из различных по генезису пород.

Угол погасания определялся графически, измерением угла между соответствующей оптической осью ( Nm или и ) и кристаллографической осью "с" на стереографической проекции. Положение оси "с" определялось по нанесенным на стереографическую проекцию полосам плоскости спайности (110) и (010), измеренным на федоровском столике.

Рентгеновский анализ.

Определение параметров элементарной ячейки натровых и натро-кальциевых амфиболов проводилось в рентгенеструктурной лаборатории отдела кристаллохимии и минералогии ИГФМ АН УССР под руководством АЛ. Литвина (аналитик Максимчук И.Г.).

Плотность амфиболов определялась пикнометри-ческим методом с использованием дистиллированной воды. Приведенные в приложении 7 значения плотности являются средними из двух-трех измерений. Отклонение значений плотности измеренной и рассчитанной по параметрам элементарной ячейки составляет + 0,03 г/см3.

Метод - инфракрасной спектроскопии. ИК-спектры поглощения амфиболов в области 400-1200 см"1, регистрировались на спектрофотометре ИЕ-20 (ГДР) в лаборатории ФХМИ Ильменского государственного заповедника Т.О. Корниловой, л.П. Арзамасцевой, Препараты готовились осаждением пробы (20 мг) на подложку КВг из спиртовой суспензии. Условия съемки: щелевая программа - 4; скорость развертки спектра - 160 см"^/мин; масштаб записи Ю мм/100 см""^, Точность воспроизводимости частотных характеристик пиков составляет +2см, а интенсивности + 15$. Отдельные пробы амфиболов были сняты в институте Геохимии СО АН СССР, кабинете минералов по методике и программе, описанной в книге Б.И. Коваленко с соавторами (1977, стр.I41-142)♦ ИК-спектры амфиболов, полученные по второй методике, характеризуются чуть более лучшей разрешенностью.

Термический анализ амфиболов производился на дериватографе системы Паулик, Паулик и Эрдей (Фирма МОН, Венгрия) аналитиком Корниловой Т.е. Условия съемки: навеска пробы 500-1000 мг; инертное вещество-прокаленная ai2o^ в смеси с шамотом; начало программы - 130v ; скорость нагрева 6-10 град/мин; скорость мотора - 50' и скорость барабана - 50'.

Количестве нно-минералогичес-к и й анализ состава проб проводился по 1-3 шлифам с по -мощью интеграционного столика Андина (ИСА).

Результаты проведенных исследований обрабатывались методами математической статистики. Вычисление среднего состава, коэффициентов корреляции и других данных производилось с применением микрокалькулятора "Электроника БЗ-18А" и "Электроника Д328и. При расчете парных коэффициентов корреляции связь предполагалась линейной. Значимый коэффициент корреляции определялся по таблицам (Урбах, 1964), или рассчитывался через: z-трансформацию Фишера t = z \|п. где zin. (I + г) (I ^г). (Фишер, 1958). Когда t>I,96 коэффициент корреляции считался значимым с вероятностью > 95$.

3. ОСОБЕННОСТИ ХИМИЧЕСКОГО СОСТАВА И ИЗОМОРФИЗМ НАТРОВЫХ И НАТРО-КАЛЬЦИЕВНХ АМФИБОЛОВ В главе охарактеризованы особенности состава основных типов натровых и натро-кальциевых амфиболов Урала и их отличия от щелочных амфиболов другой генетической принадлежности. Выявление изоморфных.замещений в них проведено с помощью корреляционного анализа. Кратко описана морфология кристаллов и дана характеристика псевдоморфоз.

Для натро-кальциевых амфиболов Н.Л. Добрецовым, Е.А. Кос-тюк и др. (1971) предложена классификация с выделением в ря-* ду глаукофан-актинолит при А11У40,5 ф.е., промежуточных членов: винчита (Са-компонента=75-50^) и натрового винчита («50$), а в ряду глаукофан - роговая обманка ф.е.,соответственно, барруазита и натрового барруазита. Аналогичная классификация для данных амфиболов приводится в работе Б.Э. Лика:(Са+иа)ъ • Наъ (На+К)А.2+ '" 1" "Барруазит »1,34 0,67-1,33 <0,50 <7,50 <0,50Ферробарруазит „«и >0,50Винчит -И'-, „ »'„ — ^•7,50 <0,50Ферровинчит >0,50Приставка"натровый" в данной классификации используется для амфиболов с содержанием натрия >1,0 ф.е. Автором при описании изученных амфиболов используется номенклатура натровых и натро-кальциевых амфиболов по Б.Э. Лику (Leake, 1978).

3.2. Химический состав.

Для натровых и натро-кальциевых амфиболов глаукофасодержащих комплексов Урала, в соответствий с принятой номенклатурой, установлены следующие основные типы (рис. 11-12): гла-укофан-ферроглаукофан, кроссит-феррокроссит, магнезиорибекит« рибекит, кальциевый глаукофан, барруазит-натровый барруазит, винчит-натровый винчит (Вализер, Ленных, 1980; I98X а,б). Для каждого типа даны средние значения соотношения компонентов в кристаллохимической формуле (табл. 3), в таблице для сравнения приводятся данные по амфиболам из глаукофановых комплексов других регионов и из различных метаморфических и магматических горных пород (железистые кварциты, гранитоиды и др.),Глаукофан ( Ha2Mg3Ai2Si8o22(PH)2 ) - Ф е р -р О Г л а У К 0 $ а Н ( Na2I,e2+3Al2Si8022(0H)2) Для глаукофанов характерны широкие вариации химического состава - 20-50% ферроглаукофановой молекулы, 23-56% общей железистости и 12-55% коэффициента окисления. По особенностям химического состава (железистости, кальциевости, типу изоморфного замещения и др.) глаукофаны можно подразделить в ряд групп:Наиболее магнезиальные (2,22-2,55 ф.е.) низкожелезистые (23-*29%) глаукофаны являются самым крайним членом глаукофано-вого ряда известного в природе. Для них характерно содержание 20-27% ферроглаукофановой молекулы, коэффициент окисления 15-25^ и содержание натрия чуть более низкое, по сравнению со средним содержанием для всего типа.

Магнезиальные (2,33-2,52 ф.е.), но более железистые (2836%) глаукофаны, отвечают ряду глаукофан-магнезиорибекит сМа^ёзА1г5180г2(0ф2ао 80 £ тоа +^60 &^ 50о о£40Л£?10Ю 20 30 40 50 60 70 80. 90,.

Усл. обозн. ом, рис. II.

Глаукофаны с высоким содержанием кальция (0,30-0,50 ф.е.) имеют, низкое содержание натрия (1,34-1,45 ф.е.), октаэдрического алюминия (1,32-1,50 ф.е.) и кремнезема (7,50-7,60 ф.е.).

Существование ферроглаукофана в природе установлено недавно. Его широкое распространение отмечено в кварцитах Лейгоквиль Квори (wood, 1980), в глаукофансланцевых комплексам других регионов он встречается очень редко. Ферроглаукофан из слюдистого кварцита максютовского комплекса имеет железистость 68$, коэффициент окисления 23$ и содержание ферро-» глаукофановой молекулы 62$.

Кальциевый глаукофан ( CaQ ^ Na>1j34)2 ( Mg, Ре2+)3 Ul, Ре3+)2 Si8022 (0Н)2Амфиболы, отнесенные к данному типу, отличаются от собственно глаукофанов только более высоким содержанием кальция (0,500,61 ф.е.) и предельно низким натрия, а-по соотношению других компонентов соответствуют глаукофанам с высоким содержанием кальция,Глаукофаны Урала с общей железистостью более 40$ по химическому составу в основном аналогичны глаукофанам Калифорнии. Отдельные глаукофаны Японии, равные по содержанию ферроглауко-фановой молекулы и железистости ряду глаукофанов Урала, ссн держат меньше натрия и больше кальция. Основная же часть глаукофанов Японии характеризуется более высоким коэффициентом окисления, содержит больше кальция, меньше октаэдрического ■ алюминия и кремнезема,Кроссит-феррокроссит(51е3^6-1>4'А11,4-0,6)2818022(0Н)2Амфиболы кросеит-феррокросситового состава являются промежуточными членами глаукофан-рибекитового ряда, В отличие от глаукофанов они имеют большую железистость, выше коэффициент окисления, содержат меньше октаэдрического алюминия и кальция, больше кремнезема и натрия. По преобладанию изоморфного замещения или в них выделяются следующие /группы:Кросситы с главным типом изоморфного замещения являются промежуточными членами ряда глаукофан-магнезиорибекит. Они имеют высокое содержание магния (1,95-2,40 ф.е.), примерно равное соотношение окисного и закисного железа, низкую же-лезистость (40-45$), высокий коэффициент окисления (44-58$) и самое низкое содержание октаэдрического алюминия (0,93-1,34 ф.е.).

Кросситы-феррокросситы - промежуточные члены диагянального ряда глаукофан-рибекит, с примерно равнозначным проявлением изоморфных замещений м§^Ре2+и с общей желе-зистостью 55-66$, коэффициентом окисления 32-49$ и содержанием октаэдрического алюминия (0,97-1,42 ф.е.).

Феррокросситы - наиболее высокожелезистые (70-76$) амфиболы кросситового ряда. Для них характерен наиболее низкий коэффициент окисления (26-37$) и высокое содержание октаэдрического алюминия (1,20-1,45 ф.е.).

Кросситы Урала аналогичны по химическому составу отдельным кросситам Калифорнии, которые в основном представлены феррокроссит-рибекитами, т.е. более железистые и отличаются значительно меньшим количеством октаэдрического алюминия. По сравнению с кроссит-феррокросситами Японии они содержат больше кремнезема, октаэдрического алюминия и натрия, меньше-каль-ция.

Кросситы из пород рудных месторождений, в отличие от рассматриваемых, содержат меньше октаэдрического алюминия, глау-кофанового компонента и больше окисного железа.

Магнезиорибекитрибекиты из глаукофансодержащих комплексов Урала в отличие от рибекитов глаукофансланцевого пояса Калифорнии содержат больше магнезиорибекитовой молекулы, алюминия и октаэдрического алюминия при меньшем содержании кремнезема и имеют более низкую железистость. По сравнению с маг незиорибекитами глаукофансланцевого пояса Санбогава (Япония) они характеризуются большим содержанием магнезиорибекитовой молекулы, кремнезема, натрия и меньшим-алюминия и кальция. От рибекитов железистых кварцитов отличаются более высоким содержанием магнезиорибекитовой молекулы', октаэдрического алюминия и имеют более низкую железистость, а от волокнистых магнезиорибекитов асбестовых и рудных месторождений - меньшим содержанием магнезиорибекитовой молекулы и большим октаэдрического алюминия, натрия и большей железистостью (табл.3).рибекиты магматических горных пород являются членами изоморфного ряда рибекит-арфведсонит. Их отличает от амфиболов как глаукофансланцевых комплексов, так и метаморфических горных пород - низкое содержание магнезиорибекитовой молекулы (менее 20$), высокая сумма щелочей в позиции А+Х (2,08-2,36 ф.е.). Они содержат больше калия и фтора," меньше кремнезема и алюминия. Алюминий шестерной координации в них практически отсутствует (табл.3).

Барруазит^натровый б 'а р р у а з и т (Са, ^33)2 (Мё, 1,е2 + )3 (А1, Ре3+)231уА1 022(0Н)2К амфиболам этого ряда отнесены натро-кальциевые амфиболы эк-логитов эклогит-глаукофансланцевых и амфиболитов глаукофансланцевых комплексов.Урала. Ранее, при. описании эклогитов мак-сютовского комплекса, они относились к гастингситам (Архипен-кова, 1962), условно к "каринтинам" (Ленных, 1968,1977) и к группе субкальциевых роговых обманок (Костюк, 1970). Особенностями состава описываемых натро-кальциешх амфиболов является содержание натрия 0,86-1,27 ф.е., кальция 0,53-1,23 ф.е., алюминия 1,44-2,34 ф.е. и кремнезема 6,55-7,38 ф.е. По сравнению с теоретическим соотношением двух,трехвалентных катионов в шестерной координации (3:2) имеют более высокое содержание двухвалентных катионов. По этой характеристике их можно отнести к амфиболам ряда паргаскт-ферропаргасит.

По особенностям химизма барруазиты - натровые барруазиты подразделяются на две группы (рис.13). К одной относятся бар-руазиты-натровые барруазиты из эклогитов максютовского комплекса, ко Еторой из эклогитов гердизского комплекса и из амфиболитов западного контакта Войкаро-Сыньинского массива. Среди барруазитов - натровых барруазитов максютовского комплекса отмечаются низкожелезистые 21-25% и более железистые 33-36$ разности. Низкожелезистые барруазиты, для которых не установлено реакционных взаимоотношений с пироксеном, имеют очень незначительные отличия от паргаситовой роговой обманки (каринтина). Они характеризуются более высоким содержанием кремнезема, меньшим алюминия, тетраэдрического алюминия и кальция. В отличие от амфиболов ряда гастингсит - феррогас-тингсит в них октаэдрический алюминий преобладает над окис ным железом.

Натровые барруазиты из эклогитов гердизского комплекса и из амфиболитов Войкаро-Сыньинского массива представлены железистыми разностями (53-57%) и по сравнению с выше описанными содержат больше алюминия и тетраэдрического алюминия.

1-барруазит, II-натровый барруазит; I-гердизскии комплекс;2-западный экзоконтакт Войкаро-Сыньинского массива; 3-мак-сютовский комплекс; 4-западный экзоконтакт харбейского комплекса; 5-район Бесси, пояс Санбогава Япония "(Ваппо 1964).CaXQFe^AlSi4 022(0H)2 СаШ^ХМЮ)*СЛ55 +еч/и ft,г41Емт—I—I—гА4-—L.

1-1-1-Г"• 1Fes4Fto»*AT) Ca№Mfi4ALSiа0мГан)й D*JfaMe„fle*Si,0.

Рис. 14. Колебания химических составов амфиболов ряда винчит - натровый винчит. Диаграмма ПО Б.э. Лику (Leake 1978).I-максютовский комплекс; 2-за-падный экзоконтакт Войкаро-Сыньинского массива.количества октаэдрического алюминия и кремнезема с возрастанием содержания натрия и уменьшением кальция. По сравнению с кальциевыми глаукофанами натровые винчиты, при колебании кальция в тех же пределах, содержат меньше натрия.

Актинолит из зоны рибекитсодержащих сланцев западного экзоконтакта марункеуского комплекса, по сравнению с актинолитами зеленых сланцев, имеет повышенные содержания кремнезема и октаэдрического алюминия.

3.3. ИзоморфизмДля выяснения характера изоморфизма в ряду глаукофан-ри-бекит проведено вычисление парных коэффициентов корреляции между отдельными ионами. Представительность выборки по глауко-фану нашла отражение в полном проявлении имеющихся связей (табл.для кросситов и особенно магнезиорибекит-рибекитов (табл.4), в виду незначительного количества материала отдельные связи не проявлены или затушеваны. Так же следует отметить, что различия в значениях парных коэффициентов корреляции между отдельными ионами, полученные автором и Е.А. Кос-тюк (1970), обусловлены большим количеством материала в наших выборках.

Натровый амфибол в породе развит по плоскостям рассланце-вания, распределен равномерно в виде отдельных кристаллов, полос, пятен или обособлений всевозможной формы. Он концентрируется вдоль трещин, слагает жилы, прожилки и линзы мощностью первые десятки см, согласные и секущие к сланцеватости пород (рис.15-17), Кристаллы амфибола имеют планпараллельную, реже линейно-планпараллельную ориентировку или не ориентированы. В редких случаях образуют радиально-лучистые скопления типа "солнца". В складках они часто имеют линейно-планпарая-лелькую ориентировку в ядре, согласную с углом падения шарнира, а в крыльях - планпараллельную (рис.18). Содержание амфибола уменьшается от ядра к крыльям складки.

3.5. Зональность.

Глаукофан-рибекиты нередко представлены зональными или неоднородными кристаллами. Наиболее широко встречаются зональные натровые амфиболы в породах эклогит-глаукофансланцевых комплексов. Зональность в глаукофан-рибекитах хорошо устанавливается по изменению интенсивности окраски. Для зональных натровых амфиболов Урала в основном характерно увеличение интенсивности окраски в краях зерен. Одновременно с изменеРис. 15. Кристаллы кроссита по плоскостям рассланцевания в кроссит-слюдяно-кварцевом сланце, максютовский комплекс, обр. 1217а.

Рис, 1б. Лйнзовидно-полосчатое распределение глаукофана и эпидота в эпицот-глаукофано -вом сланце, западный экзоконтакт Бойкаро-Сынь-инского массива, обр. 34г.фановом сланце, район р. Щучья, обр. 381г.

3.6. ПсевдоморфозыВ результате того, что глаукофансодержащие породы Урала образуются по различным породам, и, в свою очередь, подвергаются зеленосланцевому диафторезу, в них присутствуют разнообразные псевдоморфозы.

Рис. 21. Замещение глаукофана хлоритом в глаукофан-слюдяно-кварцевом сланце, мак-сютовский комплекс, обр. 10071. Без анализатора. X 40.

Рис. 22. Псевдоморфоза хлорита+альбита по глаукофану в гранат-глаукофан-слюдяно-кварцевом сланце, максютовский комплекс, обр. 1625. Без анализатора. X 40Рис. 23. Замещение глаукофана сине-зеленым винчитом в гранат-глаукофановом сланце, гердизский комплекс, обр. 394. Без анализатора. X 5С.

Рис. 24. Псевдоморфозы стильпномелана по глаукофану в глаукофансодержащем кварците, максютовский комплекс, обр. 5014. Без анализатора. X 50.

Рис. 25. Замещение глаукофана ассоциацией кроссит+стильпномелан+хлорит в глаукофан-слю-цяно-кварцевом сланце, максютовский комплекс, обр. г-54-596-1. Без анализатора. X 40.

Рис. 26. Замещение глаукофана ассоциацией кроссит+актинолит+стильпномелан+альбит в глау-кофан-слюдяно-кварцевом сланце, максютовский комплекс, обр. 5X64-9. Без анализатора. X 40.

Рис. 27. Псевдоморфоза состава альбит+хлорит по глаукофану в графитиотом кварцито-слан-це, максютовский комплекс, обр. 9833-4. Без анализатора. X 40.

Рис. 28. Псевдоморфоза состава актинолит+ альбит по бесцветному глаукофану в графитис -том кварците, максютовский комплекс, обр.1433. Без анализатора. X 50.

Рис. 29. Псевдоморфоза состава альбит+тре-молитоподобный минерал+хлорит по бесцветному глаукофану в графитистом кварците, максютовс-кий комплекс, обр. 3170. Без анализатора. Х4С.

Рис. 30. Псевдоморфоза состава альбит+ак-тинолит+хлорит по бесцветному глаукофану в графитйотом кварците, максютоеский комплекс, обр. 9834. Без анализатора. X 40.

4. ФИЗИЧЕСКИЕ СВОЙСТВА НАТРОВЫХ И НАТРО-КАЛЬЦИЕВЫХАМФИБОЛОВФизические свойства натровых и натро-кальциевых амфиболов изучены недостаточно. Зависимость оптических констант, параметров элементарной ячейки и плотности от состава на ограниченном материале рассмотрена рядом исследователей ( Miyashiro, Bannö, 1958; Дир и др., 1965; Borg 1967 и др-), которые дают качественную оценку по этим связям и приводят рабочие диаграммы.

Исследование зависимости физические свойства - состав натровых и натро-кальциевых амфиболов включало два вопроса: I.-. зависимость каждого из свойств от состава, степень влияния каждого катиона на данное свойство; 2определение состава амфибола по его свойствам, а также и по совокупности свойств. Эти вопросы рассмотрены с помощью корреляционного, одномерного и многомерного анализов.

4.1. Оптические свойства натровых и натро-кальциевых амфиболов.

4.1*1. Оптические свойства глаукофан-рибекитов.

Показатели преломления. Для выяснения связи показателей преломления с составом были рассчитаны парные коэффициенты корреляции между оптическими свойствами и элементами в кристаллохимической формуле для каждого типа (ряда): глаукофан-ферроглаукофан, кроссит-феррокроссит и маг-незиорибекит-рибекит (табл.5).

Связь между общей железистостью и показателями преломлеТаблица 5.

Таблица бУравнения линейной регрессии, показывающие связь показателей преломления глаукофан -- рибекитов с их составомРядп005№уравн.уравн.

Близкая к значимой отрицательная связь между показателя -ми преломления и кальцием для магнезиорибекит - рибекитов указывает на возможность уменьшения показателей преломления с увеличением содержания кальция для них. Для рибекитов и рибе-кит - арфведсонитов из гранитойдов ( Borg 1967; Коваленко и др., 1977) отмечается преобладающее влияние на показатели преломления содержания фтора по сравнению с двух- и трехвалентным железом. Вследствие этого зависимость между показателями преломления и железистостью для рибекитов глаукофансодержащих комплексов, которые характеризуются очень низким содержанием или отсутствием фтора, и для рибекитов из гранитойдов и других пород должны, по-видимому, выражаться отдельными линейными уравнениями.

Ориентировка, плеохроизм и угол оптических осей, в описываемых амфиболах отмечаются все четыре ориентировки оптической индикатрисы: "Глаукофановая", "Кросситовая", "Озанитовая" и "Ри-бекитовая" и, следовательно, они имеют определенную схему плеохроизма:Ориентировка Плеохроизминдикатрисы кр ит"Глаукофановая "Кросситовая""Озанитовая" "Рибекитовая"Крайние магнезиальные члены глаукофанового ряда в шлифе бесцветны или имеют очень слабый серовато-голубоватый оттенок.

Используя схему плеохроизма и интенсивность окраски в совокупности со знаком удлинения при описании данных амфиболов, можно точно диагностировать их принадлежность к тому или иному члену глаукофан-рибекитового ряда.

В ряду кроссит-феррокроссит ограниченное количество данных не позволяет с достоверностью говорить о влиянии каких-либо катионов на изменение угла оптических осей, но по графикам можно наметить нелинейную тенденцию увеличения угла оптических осей с возрастанием степени изоморфного замещения^Ре^+Ре^"или общей желеэистости. Данная зависимость отмечалась В.Е* Трегером (1952) для кроссит-бабабуданитов.

Данных по величине угла оптических осей магнеэиорибекит-рибекитов очень мало как у нас, так и в литературе. Те немно-* гочисленные данные, которыми мы располагаем, подтверждают вывод сделанный У.А. Диром и др. (1965), что магнезиорибекиты ■:,: имеют меньший угол оптических осей. Значительные колебания в величине угла оптических осей при равной степени изоморфного замещения м§А1т1^Ре2+Ре-3+ или одинаковой желеэистости этих амфиболов, вероятно, связано с влиянием коэффициента окисления.

На всех ранее предложенных графиках изменение угла опти« ческих осей от состава изображено единой линией криволинейного характера, где смена ориентировки оптической индикатрисы происходит с уменьшением угла оптических осей до нуля с последующим развертыванием плоскости оптических осей. По нашим данным, изменение угла оптических осей для рядов глауко-фан-ферроглаукофан, кроссит-феррокроссита и магнезиорибекит-рибекита в зависимости от состава изображается отдельными кривыми с очень широкой областью перекрытия (рис. 31-32) т.е. изменение ориентировки происходит путем поворота индикатрисы.

Рис.33. Рабочий график для определения общей железистости амфиболов рядов актинолит - роговая обманка и барруазит по показателям преломления. 1-роговых обманок из пород гранулитовой/я*ю го зо ю м ео 70 во зоТфации; 11-то же из пород амфиболитовой (без гиперстена) фации; Па-то же, из гранито-гнейсов; Щ-то же, из пород эпи-дот-амфиболитовой фации; 1У-для паргаситов из карбонатных пород. Пунктирные линии - для определения железистости по сплошные — по (Костюк, 1970). 18-19 - рассчитанные прямые для барруазитов.

Как видно на графике линии, построенные для показателей преломления барруазитов, имеют пологий наклон и располагаются между прямыми для амфиболов амфиболитовой, эпидот-амфибо-литовой фации и для актинолитов.

Следовательно, по оптическим свойствам (плеохроизму, углу оптических осей и углу погасания) можно определить только принадлежность амфибола к группе натро-кальциевых. Более точное определение состава, вследствие сложной зависимости оптических свойств от состава ( ^,са-комп и А11ЛГ), не представляется возможным.

Для синтезированных глаукофана и кроссита У.Г. Эрнстом (Ernst 1963,1968) был установлен полиморфизм объема в зависимости от величины давления. Изменение объема элементарной ячейки глаукофана I-II и кроссита I—II связывалось им с упорядочиванием и количеством октаэдрического алюминия в структуре амфибола. Так в модификациях высокого давления (глауко-фан-П и кроссит-Il) октаэдрический алюминий концентрируется в позиции М2, а низкого - (глаукофан-I и кроссит-I) распределен равномерно по трем октаэдрическим позициям. BU Суено и др. (Suen.o,Caremoii. Papike 1973) И АЛ. ЛИТВИН (1977) СВЯзывают изменение объема ячейки амфиболов с удлинением или сжатием связей октаэдрический катион - кислород.

Параметры ( а0,ъ0,с0, ßr) и объем элементарной ячейки изученных амфиболов приведены в приложении У. Глаукофаны (см. Приложения Iy, Us 7,8,16 и другие) с предельно высоким содержанием глаукофано-вого компонента по параметрам элементарной ячейки близки синтезированным глаукофанам - амфиболу - 2 по У.В. Марешу ( Ма-resch. 1973), глаукофану по М.Г. Гильберту и Р.К. Поппу (Gilbert,Popp 1973), рассчитанным на природном материале для чистого глаукофана по Дж. Борг (Borg t 1967) и значительно ниже, чем у глаукофана-II по У. Г. Эрнсту (Ernst, 1963), которому соответствуют природные глаукофаны с содержанием глаукофанового компонента 20-25$. Кроссит-феррокросситы, каки глаукофаны, независимо от химического состава характеризуются более низкими значениями параметров элементарной ячейки в отличие от синтезированных кросситов X и II по У.Г» Эрнсту (Ernst 1963) и кроссита по Т. Козловскому, Т. Хинрехсену (Kosiowski jHinrichsen. 1979). Магнезиорибекит-рибекиты, в противоположность глаукофану и кросситу, близки или соответствуют по значениям параметров элементарной ячейки синтезированным У.Г. Эрнстом (Ernst i960, 1962) магнезиорибекиту. рассчитанным на природном материале параметрам для этих амфиболов по Дж. Борг (Borg 1967). Следовательно, параметры и объем элементарной ячейки глаукофан-кросситов свидетельствуют о высоких давлениях их образования. Для магнезиорибекит-рибекитов данная физическая характеристика не является критерием, так как для них, согласно экспериментальным данным (Ernst i960), не отмечается изменения параметров и объема ячейки при разных Р-Т условиях.

Выше было отмечено, что для синтезированных глаукофанов и кросситов У.Г. Эрнстом (Ernst, 1963, 1968) были получены две полиморфные модификации. Однако;, последующими экспериментальными работами (Maresch. 1977) этот факт не подтвердился (см. Главу У), да и все природные глаукофаны отвечают только полиморфной модификации высоких давлений. Сопоставление объема элементарной ячейки глаукофанов из разных ассоциаций в пределах участка п.Караяново максютовского эклогит-глаукофанслан-цевого комплекса позволило установить следующую особенность. Глаукофаны (см. Приложения 1-у, № 3,4,17 и др.) из гранат-гла-укофановых пород зоны контакта с форстерит-энстатитовыми породами, из мелких линз гранат-глаукофан-фенгит-кварцевых сланцев и альпийских жил, по сравнению с глаукофанами из гранат-глаукофановых графитистых кварцитов, кварцито-сланцев и anoэклогитовых сланцев при почти идентичном химическом составео,имеют больший на 3-3,5 А объем элементарной ячейки. Следовательно, можно предположить, что данные глаукофаны имеют различия в структуре, которые указывают на разные физико-химические условия их образования, возможно, натровый метасоматоз для первых.

Зависимость параметров и объема элементарной ячейки г л а у к о -фан-рибекитов от состава. При изучении связи параметров элементарной ячейки с химическим составом глаукофан-рибекитов рядом исследователей (Borg, 1967; Coleman, Papike 1968;Ernst,Wai 1970) были отмечены следующие закономерности: параметры элементарной ячейки натровых амфиболов возрастают с увеличением степени изоморфного замещения Mg Aivl = Pe2+Pe3+ при большем влиянии типа замещения Aivr=s=t Ре3+; замещение Mg ==?Ре2+ приводит к большему повышению параметра ъ0 чем а0 и a0sin^-; вариации значений катионов почти не влияют на параметр с0л» Унгарети и др. (1978) отмечают слабую связь параметров элементарной ячейки натровых амфиболов с содержанием железа в октаэдрических позициях, указывая лишь на корреляцию ас-Ре3+» а.Л. Литвиным (1977) установлено изменение угла моноклинности амфибола в зависимости от катионного заполнения позиции М4.

Рассмотрение зависимости параметров элементарной ячейки от химического состава натровых амфиболов проводилось по выборкам как для всего глаукофан-рибекитового ряда так и отдельно по каждому из трех рядов (табл.7).

Для глаукофанов, наряду с отмеченными связями, наблюдается хорошая зависимость параметров а0 и ^ от гетеровалентного изоморфного замещения СаА!1^ ^ и низкая, в пределах значимости, корреляция параметров ь0 и с0 и объема ячейки с ка-тионным заполнением позиции М4.

Отдельные значимые, но очень низкие коэффициенты корреляции при связях Мп и т± с параметрами элементарной ячейки, вероятно, являются наведенными.

Таким образом, выявленные закономерности изменения параметров элементарной ячейки от химического состава для уральских глаукофан - рибекитов в основном согласуются с ранее установленными, а также для них отмечается средняя по величине связь параметров ( а0,ъ0!с0. ) с катионным заполнением позиции М4 и зависимость а0 и > от гетеровалентного изоморфного замещения Са На Эх.

Общая железистость глаукофан-рибекитов со всеми параметрами ( а0,ъ0, с0 и д) и объемом элементарной ячейки имеет высокую положительную связь, причем наиболее высокие коэффициенты корреляции отмечаются для f ъ0 hf с0 (табл.7). Ана«* логичные связи характерны также для отдельных выборок по гла-укофанам и кросситам, только зависимость здесь отражена более низкими коэффициентами корреляции. Как устанавливается по рассчитанным одномерным уравнениям регрессии (табл,8, уравн.1-7 и 12-14, рис.36), определение железистости по любому из параметров элементарной ячейки характеризуется низкой точностью. Этого следовало ожидать, исходя из неравнозначности влияния изоморфных замещений Mgi=Fe2+ и Ai^^r Fe3+. В подтверждение можно привести такой пример. Глаукофаны с незначительной вариацией глаукофанового и кальциевого компонента из максютов-ского эклогит-глаукофансланцевого комплекса на рис*36 образуют обособленную группу, и одномерные линейные уравнения а0-, ъо> Со-*1 имеют ошибку в 2-2,5 раза меньше (табл.8, уравн, 8-II).

Определение содержания глаукофанового компонента в амфиболе ряда глаукофан - рибекит, являющегося одной из их главных характеристик, можно производить с относительно высокой точность* по параметру ъ0 и объему элементарной ячейки (табл.8, уравн. 26-29, рис.37).

Расчет содержания трехвалентного железа в составе глауко-фан - рибекита также лучше проводить по параметру ъ0 и объему элементарной ячейки (табл.8, уравн.30-33). Точность определения данного элемента при этом составляет в среднем около 30$. Для сравнения приведем точность определения трехвалентного железа по разным методикам: при зондовом анализе определение его содержания исходя из ядерного баланса или по соотношению Ре3+= Na-AI имеет низкую точность; использование ин-тенсивностей PeL^ а и Ре ^рентгеновских линий при их электронно-зондовом анализе имеет относительные расхождения с химическим определением в среднем на 20% (Легкова и др., 1982).

Определение данных характеристик химического состава гла-укофан - рибвкитов с использованием многомерных линейных уравнений регрессии, включающих все параметры элементарной ячейки, характеризуется более высокой точностью (табл.9). Исходя из точности всех приведенных уравнений отметим, что определение характеристик химического состава лучше производить по уравнениям регрессии, рассчитанным для каждого из типов амфибола глаукофан - рибекитового ряда. При расчете их для амфиболов ряда магнезиорибекит - рибекит нужно также учитывать различия рТ условий их образования, так как для магнезиорий,нж йзто№61.77226а10 20 30 «О Я80 70 ао♦ Л7 27аШ £0 40 $0 60 70 80 иЛ? 60 и,- да,;:10 го 30 40 50 60 70 во.обратной регрессии зависимости параметров и объема элементарной ячейки от А1 ) амфиболов ряда глаукофан - рибекит.

Са/(Са+Ма+К) 18 - 414,24 + 147,82 — 1,87 - 180,93 + 3,28$бекит * рибекитов разных парагенетических типов проявлены свои характерные зависимости параметров элементарной ячейки от химического состава: фтора, суммы и соотношения катионов натрия, калия и кальция в позициях М4 и А.

4.2.2. Параметры элементарной ячейки натро-кальциевых амфиболовПараметры и объем элементарной ячейки низкожелезистых барруазитов из эклогитов максютовского ниже по значениям, чем железистых натровых барруазитов гердизского комплексов и близки к "каринтинам" из эклогитов г.Слюдяной марункеуского комплекса (Удовкина, 1971). Натровые барруазиты гранат-амфи-боловых пород западного экзоконтакта Войкаро-Сыньинского массива, характеризующиеся наиболее низкими содержаниями кальциевого компонента, имеют более низкие параметры и объем элементарной ячейки.

Зависимость параметров и объема элементарной ячейки от состава, вследствие малочисленности данных, рассматривается на качественном уровне.

Параметры и объем элементарной ячейки амфиболов ряда бар-руазит-натровый барруазит, как и показатели преломления, имеют слабую корреляцию с железистостью и хорошую - с содержанием кальциевого компонента (рис.38); т.е. определение железис-тости амфиболов этого ряда по данным физическим свойствам не рекомендуется. Для определений значений кальциевого компонента лучше использовать параметр а0 чем V, так как зависимость здесь более строгая (рис. 38в).

Аналогичные, по-видимому, зависимости параметров и объема элементарной ячейки от состава имеют и амфиболы ряда винчит-натровый винчит.» ю тш **>ш шгтш, т т *и ш жI»гя №*(д11.1А/ / О+* ///* ^I • 'Со-нотЛУ »го » • «рис. 38. График зависимости параметра а0 и объема элементарной ячейки от же-лезистости (а) и кальциевого компонента (б,в) амфиболов ряда барруазит -натровый барруазит.

Са-коня4,3. Плотность глаукофан-рибекитовПлотность амфиболов глаукофан-рибекитового ряда варьирует в пределах 3,01-3,40 г/см3; при этом для крайних членов вычислены следующие значения плотности: глаукофан - 3.03 г/см ферроглаукофан - 3,15 г/см3, кроссит - 3,18 г/см3, магнезио-рибекит - ЗД5 г/см3 и рибекит - 3,40 г/см3 1967).

Предшествующими исследованиями (Винчелл, 1953; Рог§, 1967) установлено увеличение плотности глаукофан-рибекитов с ростом степени изоморфного замещения и железистости,Плотность уральских глаукофан-рибекитов колеблется в интервале: глаукофан-ферроглаукофан 3.02-3.22 г/см3; кроссит-феррокроссит 3,09-3,26 г/см3; магнезиорибекит-рибекйт Зт24-3,30 г/см3 и для волокнистого магнезиорибекита 3,01 г/см(приложение У).

На основании графиков, отражающих зависимость плотности»Тот железистости и глаукофанового компонента (рис.39-40), можно считать, что зависимость плотности от состава в отдельных парагенетических типах глаукофан-рибекитового ряда существенно не изменяется. Исходя из этого, рассмотрение связи плотность - состав проведено по суммарной выборке глаукофан-рибе-китов, с использованием литературных данных (Coleman., Papike, Makarguola 1968; Howie 1972 И др).

1-глаукофан - феррогла-укофан; 2-кроссит- фер-рокроссит; 3-магнезио-рибекит - рибекит.

Рис. 40. График прямой и обратной регрессии зависимости плотности от содержания глау-кофанового компонента в амфиболах ряда глаукофан - рибекит. Усл. обозн. см. рис.39.и Жизндержания алюминия в тетраэдрической координации.

Зависимость между плотностью и параметрами элементарной ячейки натровых амфиболов характеризуется хорошей положительной связью с а0,Ъ0,с0. и низкой отрицательной с fir (табл. XI, рис. 41).

Таблица IIПарные коэффициенты корреляции между плотностью и параметрами элементарной ячейки глаукофан-рибекитов.

П. г005 а0 Ъ0 се V ß.d 57 0,260 +0,571 +0,720 +0,693 +0,702 -0,333Разница в значениях плотности,, измеренной и рассчитанной по параметрам элементарной ячейки, составляет - 0,05 г/см3. Низкая зависимость для параметра ас и плотности объясняется разным влиянием кальция и тетраэдрического алюминия на эти свойства, а именно: увеличение содержания этих элементов в составе амфибола приводит к увеличению параметра а0 (см,4.2.), но к уменьшению плотности. Однако для глаукофанов, которые имеют при идентичности состава больший объем (см.4.2.), характерна и более низкая плотность.

Следовательно, плотность, как и другие физические конетана0.9840.9600.9560.952 8и90то¡.770С053/ ОЛЮ 0599V0А9Чот0.879 О.Ш♦ ♦• -• ■ • • ■• » "в ••< > -Л'. I ■ к» 1/ • | *■, I ■ Л ■ • •♦ ♦- н.• \ ** че ••• • < <• 1 • 2♦ 3Рис. 41. График зависимости плотности от параметров и объема элементарной ячейки амфиболов ряда глаукофан - рибекит. Усл. обозн. см. рис. 39.

3.03.13.23*йиз»ты натровых амфиболов, зависит как от химического состава, так и от структурных особенностей.

4.4. Определение параметров состава глаукофан-рибекитовпо совокупности физических свойств При рассмотрении физических свойств (оптических констант, параметров элементарной ячейки и других) глаукофан-рибекитов в предыдущих разделах главы были предложены графики и уравнения регрессии для определения отдельных параметров их состава (железистости, Глаукофанового компонента и других) по этим константам. На основании проведенного анализа построена диагностическая диаграмма в системе глаукофан (Ma2Mgyu2sí8022(0H) ферроглаукофан ( íTa2Fe2+Ai2Si80¿2(0H)2 ) - магнезиорибекит ( Na2Mg3Pe|+Si8022(0H)2 ) - рибекит (Ma2Fe2+Pe|+Sig022(ОН), в координатах которой показано изменение важнейших свойств этих амфиболов:и a, v (или b¿> (рис.42).

Рис. 42. Диаграмма зависимости физических свойств (п V, а ) от химического состава натровых амфиболов в системе глаукофан - ферроглаукофан - магнезиорибекит - рибекит рассчитанные по уравнениям табл. 12.

Ряды: 1-глаукофан - рибекит; 2-глаукофан - ферроглаукофан; 3-кроссит - феррокроссит.

При построении данной диаграммы использовались уравнения регрессии, рассчитанные для всего глаукофан-рибекитового ряда (табл.12). Если диаграмма охватывает изменения только двух главных параметров состава, то в таблице приведены уравнения регрессии, включающие также и третий параметр - кальциевый компонент, исходя из которых можно заключить, что учет вариаций кальциевого компонента незначительно повышает точность определений» Практическая точность предлагаемой диаграммы, которая определялась с привлечением литературных данных, составляет - + 11,5$. Отметим также, что для крайних членов, вычисленные по этим уравнениям, физические свойства близки свой ствам синтетических аналогов и рассчитанным для них Дж. Борг ( Borg, 1967).

В таблице даны также уравнения многомерной регрессии, рассчитанные по каждому типу амфибола этого ряда. Регрессионная ошибка этих уравнений более низкая, следовательно; если определен тип амфибола, то по этим уравнениям можно построить аналогичную диаграмму, имеющую более высокую точность определения состава амфибола.

Кроме того* рассчитаны уравнения многомерной регрессии для определения важнейших параметров состава амфибола по совокупности физических свойств, которые имеют наибольшую связь с химическим составом (табл.13). Как видно из сравнения этих и ранее приведенных уравнений регрессии (табл.14) определение железистости, глаукофанового компонента и других диагностик ческих параметров состава амфибола по совокупности физических свойств имеет более высокую точность.

4,5. Инфракрасные спектры натровых и натро-кальциевых амфиболовМетод инфракрасной спектроскопии очень широко применяет-* ся для диагностики, изучения структуры и изоморфных замещений в минералах. В целом ряде работ А.Н. Лазарева и Т.Ф. Те-нишевой (1962), Е.Г. Куковского и А.Л. Литвина (1970), ИЛ. Лапидеса и др. (1970), Л.Г. Кузнецова и Э.Л. Липатовой (1973} A.B. Барабанова и др. (1974), А.И. Болдырева (1976), И.Л. Лапидеса, Т.И. Шишкиной (1976), В.И. Коваленко и др. (1977) и других рассмотрены МК-спектры различных амфиболов. Не останавливаясь на обзоре полученных результатов, подчеркнем то, что для различных групп амфиболов одни и те же полосы поглощения связывают с различными типами колебаний. Это обусловлено, как отмечают ряд исследователей, с широким и сложным характером изоморфных замещений и структурными особенностями таких минералов, как амфиболы.

В данном разделе на имеющемся у нас материале дается качественная характеристика ИК-спактров исследуемых амфиболов, рассмотрена возможность использования метода ИК-спектроскопии при разделении этих амфиболов по парагенетическим типам. По данным амфиболам в литературе имеются ограниченные данные, очень часто ИК-спектры не сопровождаются химическими анализами и характеристиками других свойств минерала, поэтому приводятся характеристики ИК-спектров (прилож.У!), и сами ИКспектры (прилож. 711) для большинства рассматриваемых амфиболов.

4.5.1, ИК-спектры глаукофан-рибекитовИК-с пе ктры глаукофан - феррогла укофанов. В области колебаний 400-1200 см""1' в ИК-спектрах глаукофанов, как и у большинства амфиболов, выделяются три группы полос.поглощения: 400-600, 600-800 и 8001200 см"1. Для глаукофанов в области 400-600 см""1 выделяются четыре индивидуальные полосы с максимумами при 410, 450, 490 и 565 см"1, а также отмечаются два плеча при 525 и 585 см"4*1", самый интенсивный пик наблюдается при 490 см""^, он равен по интенсивности основной полосе. Для отдельных разностей пики при 410 и 450 см"**'" выражены в виде плеча и отсутствует плечо при 585 Полоса поглощения в диапазоне 600-800 см"*"1" представлена тремя индивидуальными полосами. Дуплет полос поглощения 655 и 680 см"1 имеет наиболее низкую интенсивность, при этом в ИК-спектре отдельных глаукофанов пик при 655 см очень плохо выражен. Интенсивность данных пиков соотносится как 1:3. Полоса поглощения 800 см™*1" узкая, отчетливая, по интенсивности вдвое ниже основной полосы. Самая интенсивная полоса поглощения в ИК-спектрах глаукофанов регистрируется в области 800-1200 см"1 и состоит из семи индивидуальных полос. Наибольшее поглощение отмечается у широкого пика при 990 см"1. На низкочастотной ветви этого пика-Тнаблюдается пик при 890 см и плечо при 920 см. В высокочастотной ветви отмечается отчетливый пик при 1125 см и два - три плеча при 1200, Ю60 и 1160 см"1.

ИК-с пектры кроссит-феррокрос-с и т о в имеют в основном аналогичный характер. В области 400-600 см"*'" регистрируется также четыре индивидуальные полосы поглощения, которые по сравнению с ИК-спектрами глаукофанов, смещены на 5 см* в сторону уменьшения частот и ' имеют на 5$ ниже интенсивность. В ИКспектре данного амфибола плечо при 585 см* не наблюдается. В диапазоне 600-800 см™"'" те же три индивидуальные полосы поглощения смещены на 5-Ю см"* в низкочастотную область, отмечается уменьшение их интенсивности. Соотношение интенсивности дуплета пиковт645 и 675 см равно 1:2,5. Для кросситов с высоким содержанием окисного железа регистрируется пик при 695 см"1, В об^ -Iласти 800-1200 см характер ИК-спектра кроссита идентиченИК-спектру глаукофана.

ИК-с пектры магнезиорибекит-риб е к и т о в несколько отличны от ИК-спектров глаукофан„ткросситов. В области 400-600 см для них наблюдается две три индивидуальные полосы с максимальным по интенсивности-Iпиком при 475-465 см. Остальные пики, представляющие данную полосу, также смещены в сторону уменьшения частот на Ю-Т -Т т20 см. Пик при 405 см и плечо при 430 см А очень слабовыражены или совсем отсутствуют. В ИК-спектрах магнезиорибекитов зоны западного экзоконтакта марункеуского комплекса в отличие от магнезиорибекит-рибекитов эбетинской зоны пик при 550 см"-*- имеет большую локальную интенсивность. В области 600-800 cm™* для магнезиорибекитов зоны западного экзоконтакта марункеуского комплекса отмечаются три индивидуальные полосы 645, 675 и 790 см"*, эбетинской - четыре, регистрирует-Iся еще пик при 695 см. Данная группа полос поглощения также характеризуется и меньшей интенсивностью по сравнению с аналогичной полосой глаукофан-кросситов. В диапазоне 8001200 см"* в ИК-спектрах магнезиорибекитов зоны западного экзоконтакта марункеуского комплекса регистрируется группа полос поглощения близкая к кросситам. Пики при 990 и Ю50 см""*имеют равную интенсивность. На низкочастотной ветви наблюдаются два плеча 890 и 910 см"""'". В высокочастотной части полосы отмечается слабо выраженный пик при Ц20 см и два плеча при 1060 и 1155 см"1. В ИК-спектрах магнезиорибекит-рибекитов эбе-тинской зоны количество индивидуальных полос то же, но они имеют более хорошую разрешенность. Самый интенсивный пик отмечается при 1000 Пик при 980 см""*" или слабо выражен, или присутствует в виде плеча. Пик при III0-III5 см* имеет в 2-3 раза большую локальную интенсивность.

В ИК-спектре волокнистого магнезиорибекита (максютовский комплекс) регистрируются те же группы полос поглощения, с такими же частотными характеристиками для них, что и для магне-зиорибекитов эбетинской зоны. -Однако полосы поглощения при 465,1000,1120, и 1150 см"1 представлены более узкими по ширине и с большей локальной интенсивностью пиками.

ИК-спектры магнезиорибекит-рибекитов, рассмотренные выше, были сопоставлены с ИК-спектрами амфиболов данного ряда из гранитоидов и пегматитов (Коваленко и др., 1977). В основном они имеют аналогичные группы полос поглощения с близкими или одинаковыми частотными характеристиками (табл.16). Различие между ними отмечается в диапазоне 700-800 см"1. В данной области в ИК-спектрах рибекитов из гранитоидов наблюдается самый интенсивный пик при 775/785 см""'", на низкочастотной ветви которого регистрируется менее интенсивный пик при 760-765-I -Тсм ив редких ИК-спектрах присутствует плечо при 795 см тогда как в описанных выше рибекитах регистрируется только один узкий пик при 790 см""*".

4.5.2. ИК-спектры натро-кальциевых амфиболов ИК-с пектры натровых барруазит-барруазитов.В области 400-600 см"1 самый интенсивный пик для магнезиальных барруазитов отмечается при 480 см"*, который смещен до 465 см"* у железистых барруазитов. Остальные индивидуальные полосы выражены плечами или пиками слабой интенсивности. В диапазоне 600-700 см"* ИК-спектры характеризуются очень плохим разрешением. У магнезиальных барруазитов-Твыделяется очень слабый пик при 675 см а для железистых число индивидуальных полос колеблется от одной до трех т.е.отмечаются более слабые по интенсивности пики при 655 и 695-Т -Тсм. Полоса 780-785 см отмечается у всех барруазитов, вряде спектров она имеет утолщенный характер, в других при-Т «Iсутствует плечо при 770 см или пик при 760 см почти равтный ей по интенсивности. В области 800-1200 см самый интенсивный пик регистрируется при 995-1000 см* с очень плохо выраженным плечом 920-925 см"* на низкочастотном крыде и плечами Ю50-Ю60 см"* и IIIO-III5 см"* на высокочастотном, последний из которых в ряде спектров выражен очень слабым пиком. При сопоставлении ИК-спектров натровых барруазит-барруазитов и кальциевых роговых обманок из гранатовых амфиболитов западного экзоконтакта Войкаро-Сыньинского массива отмечается в основном их близкий характер. Наиболее характерное различие отмечается в диапазоне 700-800 см*. В ИК-спектрах роговых обманок здесь регистрируется от одной до трех индивидуальных полос. Самая интенсивная полоса наблюдается при 760 см* при которой в ее высокочастотной ветви отмечаются или плечи, или очень слабо выраженные пики при 785 и 800 см"*.

ИК-с пектры винчитов - натровых винчитов. Данные по этой группе амфиболов представлены малым количеством спектров. В ИК-спектре винчита в области-I т400-600 см регистрируется самый интенсивный пик при 470 сми плечи 410,455 и 515 см"*, а для натрового винчита наряду с131тнезначительным смещением (5 см ) полос в высокочастотную область присутствует пик при 560 см"*. В диапазоне 600-700 см"1 для винчита характерно присутствие двух пиков при 645 и 695 см"^, а для натрового винчита-пики при 655 и 680 см"*1". В области 700-800 см""* для винчита и натрового винчита наблюдаются две четко выраженные полосы 765-760 и 795-800 см"1. В ИК-спектре винчита наиболее интенсивная полоса 765 ом"^, итлокальная ее интенсивность равна 12 усл.ед., а полосы 795 см- 8 усл.ед. В Щ-спектре натрового винчита соотношение интенсивностей полос обратное и равно соответственно Ю и 24 усл.-Тед. В диапазоне 800-1200 см они имеют одинаковый характерспектров. Самый интенсивный пик регистрируется при 1000 см""'".

На его низкочастотной ветви отмечаются плечи при 970, 930 и895 см"1, а на высокочастотной - плечо при Ю60 и пик 1115см"-*- для винчита и плечи Ю65, 1160 см"1 и более интенсивныйпик 1120 см"1 для натрового винчита.

ИКс, п ектры актинолитов, Характеристикаэтой группы амфиболов дается по двум спектрам: актинолита иззоны рибекитеодержащих сланцев западного экзоконтакта марункеуского и зеленосланцевого диафторита максютовского комплектсов. В области 400-600 см у них регистрируются две индиви-Тдуальные полосы при 470-515 см и два плеча при 450- и 410 -Iсм причем для первого характерна лучшая их разрешенность.„тВ диапазоне 600-700 см х присутствуют две полосы при 655-665т т ти 695 см и плечо при 645-650 см. В области 700-800 см"-1отмечается одна четкая и узкая полоса при 760-765СМ"1, В комплексе полос 800-1200 см""'- самый интенсивный пик соответству-тет 965 см и для актинолита зоны рибекитсодержащих сланцев пики при 1С00, 1070 и 1115 см"^" более отчетливые и имеют большую локальную интенсивность.

4,5.3, Определение состава натрового и натро-кальциевого амфибола по ИК-спектру Рассмотрение связи между частотой и интенсивностью полос поглощения ИК-спектра и химическим составом амфибола в пределах каждого типа показало, что не устанавливается отчетливого или монотонного изменения параметров полос поглощения в зависимости от содержания какого-либо одного из катионов. Это подтверждается также средними или низкими парными коэффициентами корреляции для большинства элементов (табл.15). Следовательно, связь между параметрами ИК-спектра и химическим составом имеет сложный характер и можно лишь указывать на большее или меньшее влияние какого-либо из катионов на ту или иную полосу поглощения, В области 400-600 частота и интенсивность полос в ИК-спектрах глаукофан-рибекитов коррелируется со степенью изоморфного замещения спреобладанием того или иного типа замещений для каждого изтамфиболов (табл,15). Для дуплета полос 655-645 и 680-670 смвеличина соотношения их интенсивности уменьшается при переходуде от глаукофана к рибекиту. Полоса поглощения 800-790 см наряду со смещением ее., в низкочастотную область в ряду гла-укофан-рибекит имеет связь с величиной "кальциевого" компонента и степенью изоморфного замещения для глаукофа-нов и рибекитов и с изоморфным замещением м§ к!*1 Ре2+Ре3+ у кросситов. Интенсивность основной полосы не имеет зависимости от состава, хотя возможно, смещение и разрешение данной полосы, может быть интерпретировано как зависимость от содержания алюминия в тетраэдрической координации.

На основании выше изложенного, можно сделать вывод, что для натровых амфиболов рядов глаукофан-ферроглаукофана, крос-сит-феррокроссита, магнезиорибекит-рибекита и натро-кальциевых барруазит-натрового барруазита, винчит-натрового винчита регистрируется свой характерный ИК-спектр (табл. 16). Он может быть использован в качестве одного из диагностических признаВолновые числа1. Глаукофан-ферроглауко-фан2. Кроссит -феррокрос-сит3. Магнезиори-бекит4. Рибекит5. Кальциевый глаукофан6. Барруазит7. Винчит8. Актинолит9. Магнезиори-бекитЮ. Рибекит*II. Роговая обманкаТаблица 16(см™1) и интенсивности представительных полос поглощения в ИК-спектрах амфиболов561(2) 585(2) 652(3) 679(2) 45(6) п 7(2) 19(4)Х(Э) 409(2) 451(3) 491(3) 525(3 Х(Э) 44(7) 66(7) 84(6) пХ(Ю 408(2) 445(4) 484(4) 519(3Х(5) 40(5) 54(8) 80(5) пХ(5) 406(1) 430 470(5) 513(5Х($) 36(9) п 73(8) пХ(5) 465 506(1Х(5) 46(16) пХ($) 405(5) 452(3) 485(Ю) 522(3Х(Э) п п 77(7) пХ(5) 408(2) 448(5) 472(6) 518(4пХ($) 410. пХ(Э) 410. пXX Xп45574(6) п 480 520(569(5) 78(4) п446(4) 472(3) 514(1п 82 75420 460 525415455 470495 520558(2) 37(5)550(2) 37(5) 550 30(4) 560 п560585пп545540600648(4)645(3) 7(2) 640 6(2) 652(3) 7(1) 655 6(1) 6557(1) 645 п650635 653676(3) 14(3)670(4) 69510(4) 17(4) 664(1) 6958(3) 12(3) 677(3) 14(2) 675 695 6(2) 680 696 18(2) 666 693 II67066018 690690 690и1

Заключение диссертации по теме «Минералогия, кристаллография», Вализер, Петр Михайлович

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Впервые собран обширный материал по натровым и натро-*каль~ циевым амфиболам глаукофансодержащих комплексов Урала. Фактический материал, представленный в приложениях I-УП, таблицах и графиках в значительной степени дополняет существующие справочные издания: "Породообразующие минералы" т.2. (У.А. Дир, P.A. Хауи и Дж. Зусман, 1965), "Статистический анализ и пара-генетические типы амфиболов метаморфических пород" (Е.А. Кос-тюк, 1970) и "Минералы" т. III, вып.З. (Ф.В. Чухров, 1981).

Проведенные исследования позволяют сделать следующие выводы, которые являются основными положениями, защищаемыми в диссертации.

1. В глаукофансодержащих комплексах Урала развиты следунъ щие типы натровых и натро-кальциевых амфиболов:.глаукофан, кроссит, феррокроссит, магнезиорибекит, рибекит, редко - фер-роглаукофан, волокнистый магнезиорибекит и барруазит, натровый барруазит, винчит, натровый винчит.

В этих типах амфиболов при анализе корреляционных связей подтверждаются следующие основные изоморфные замещения Mg^* Fe2"1", Alv=rPe3+H caAi=±?TaSi , которые, в основном, исчерпывают все особенности химического состава и определяют физические свойства.

В отличие от кросситов, феррокросситов, магнезиорибекитов и рибекитов железистых кварцитов, рудных и асбестовых месторождений, ■гранитоидов, амфиболы этих типов глаукофансодержащих комплексов Урала имеют более высокие содержания глаукофа-нового компонента, октаэдрического алюминия, меньшие - калия, фтора и суммы са+1Та+К в позициях М4+А и другие особенности состава.

2. Физические свойства (показатели преломления, двупреломление, угол погасания, параметры элементарной ячейки, плотность, характер ИК-спектра и другие) глаукофан-рибекитов определяются, в основном, степенью изоморфных замещений Mg = Ре2+, AiYI5=?Pe3+ и незначительно - гетеровалентным замещением caAiHaSi • Влияние этих замещений неравнозначно на каждое физическое свойство для изоморфных рядов: глаукофан^фер-роглаукофан, кроссит-феррокроссит и магнезиорибекит-рибекит, т.е, линейные зависимости свойство - состав для этих рядов имеют более низкие регрессионные ошибки по сравнению с линейными зависимостями свойство - состав для рядов: глаукофан-кроссит и магнезиорибекит-рибекит (Дир и др.-, 1965) или гла-укофан-рибекит и магнезиорибекит^ферроглаукофан ( Borg, 1967). Зависимость физических свойств от состава для рядов кроссит-феррокроссит и магнезиорибекит-рибекит пород разной генетической принадлежности также должна выражаться отдельными линейными уравнениями. Зависимость свойство-состав для каждого изоморфного ряда глаукофан-рибекитов и щелочных амфиболов разной генетической принадлежности обусловлена особенностями их состава и структуры.

Угол оптических осей и оптическая ориентировка этих амфиболов почти не зависят от состава. Изменение угла оптических осей от состава выражается отдельными кривыми для каждого изоморфного ряда с широкой областью перекрытия. Смена оптической ориентировки происходит путем поворота оптической индикатрисы, а не в результате перехода угла оптических осей через нулевые значения.

Для природных глаукофанов установлен полиморфизм объема элементарной ячейки, обусловленный физико-химическими условиями их образования, что было отмечено ранее только для синтезированных глаукофанов и кросситов.

3. Физические свойства натро-кальциевых амфиболов в большей степени зависят от замещения с&А1^Ъ1в.в± и в меньшей от замещений Mg~±'Fe2t Ах^^Ре3"'" . Железистость и другие параметры состава этих амфиболов можно определять только с учетом содержания кальциевого компонента.

4. По результатам исследований связи физических свойств с составом натровых и натро-кальциевых амфиболов составлена схема диагностики и определения типоморфных параметров их состава.

5. Содержание Ре, мп и железистость натровых и натро-кальциевых амфиболов зависит, в основном, от состава вмещаюту 1гт щих пород, тогда как содержание и соотношение А1 , А1", Са, >та, Ре3+ в большей степени - от условий образования.

6. На основе анализа выделенных парагенетических типов глаукофан-рибекитов глаукофановой фации установлено, что содержания глаукофанового компонента и октаэдрического алюминия являются четкими типоморфными параметрами состава этих амфиболов. Содержание глаукофанового компонента и октаэдрического алюминия в составе глаукофан-рибекитов определяется, главным образом, величиной давления. Они могут использоваться как геобарометр,

7. Для каждого типа глаукофансодержащих комплексов Урала характерен определенный набор натровых амфиболов, определенные термодинамические условия и определенный тип метаморфической зональности глаукофанов ого метаморфизма:

- эклогит-глаукофансланцевому типу отвечают глаукофаны с предельно высокими содержаниями глаукофанового компонента, октаэдрического алюминия и низкими - кальциевого компонента; глау-кофановый метаморфизм достигал максимальных температур 500°С и давлений до 13-15 кбар; метаморфическая зональность выражалась в почти равнозначном изменении температуры и давления;

- гранат-глаукофановому без эклогитов типу соответствуют гла-укофаны с более низкими содержаниями глаукофанового компонента и октаэдрического алюминия и большими - кальциевого компонента, редко « кросситы; максимальные термодинамические условия глаукофанового метаморфизма характеризовались температурой 520-550°С и давлением до 10 кбар; Наблюдаемая метаморфическая зональность отражала широкие вариации температур при незначительном изменении давления.

- эпидот-глаукофановому типу соответствуют глаукофаны с предельно низкими содержаниями глаукофанового компонента; октаэдрического алюминия и - кросситы; глаукофановый метаморфизм отвечал температуре 400-450°С и давлению до 8 кбар; Метаморфической зональности не наблюдается,

- рибекитовому типу соответствуют магнезиорибекиты и рибекиты; глаукофановый метаморфизм отвечает температуре около 300°С и давлению 4 кбар, т.е. минимальным термодинамическим условиям глаукофанового метаморфизма.

8. На основе обширного и представительного материала подтвержден вывод Де Ровера (1978) о том, что гла укофан-рибе киш являются критическими минералами глаукофановой фации.

9. Глаукофан-рибекиты могут быть использованы в промышленности как кислотоупорный минеральный наполнитель, а некоторые разновидности глаукофановых и кросситовых пород - как поделочный камень.

Список литературы диссертационного исследования кандидат геолого-минералогических наук Вализер, Петр Михайлович, 1984 год

1. Алексеев A.A. Магматические комплексы зоны хребта Урал-Тау. М.: Наука, 1976. - 172 с.

2. Архипенкова А.Я, Петрография эклогитов дер. Шубино (Юк-ный Урал). Бюл. МОИП, отд. геол., 1962, т.37, № 4, с.134-135.

3. Барабанов A.B., Зорина МЛ., Соболев В.К. Инфракрасные спектры амфиболов метаморфических пород. в кн.: Материалы по минералогии Кольского полуострова. Л., Наука, 1974, вып. Ю, с. 165-175.

4. Болдырев А.И. Инфракрасные спектры минералов. М.: Наука, 1976. - 199 с.

5. Борнеыан-Старынкевич И.Д. Руководство по расчету формул минералов, М.: Наука, 1964. - 224 с.

6. Бутин В.В., Алексеев A.A., Гревцова А.Г. К вопросу о времени проявления метаморфизма высоких давлений на Урале. Вкн.; Геология метаморфических комплексов Урала: Труды Свердловского горного ин-та. Свердловск, СГИ, 1976, вып. 127, с. 61-65.

7. Бутин В.В., Панин H.H., Козлов П.С. Геологическая позицияглаукофанового метаморфизма пород сланцевого обрамления Хар-бейского антиклинория. в кн.: Геология метаморфических комплексов: Межвуз. науч. темат. сб. - Свердловск, УПИ, 1979, вып. 7, с.92-98.

8. Вализер П.М. Бесцветный глаукофан графитистых кварцитов максютовского комплекса. В кн.: Геология и полезные ископаемые Урала: Тез. докл. 6 Урал. конф. молодых геологов и геофизиков. Свердловск, 1978, с.33-34.

9. Вализер П.М. Натровые и натро-кальциевые амфиболы максютовского комплекса. В кн.: Геология и полезные ископаемые Урала: Тез. докл. 7 Урал. конф. молодых геологов и геофизиков. Свердловск, 1981, с.13-14.

10. Вализер П.М. Рибекиты глаукофансланцевых комплексов Урала. В кн.: Минералогические исследования эндогенных месторождений Урала. Свердловск, УНЦ АН СССР, 1982, с.124-131.

11. Вализер П.М., Ленных В.И. Натровые и натро-кальциевые амфиболы глаукофансодержащих комплексов Урала. В кн.: До-кембрийско-раннепалеозойская история развития Урала: Тез. докл. Всесоюз. совещ. Миасс. - Свердловск: УНЦ АН СССР, 1980, с.70-72.

12. Вализер П.М., Ленных В.И. Глаукофаны и натро-кальциевые амфиболы западного экзоконтакта Войкарского массива (Полярный Урал). В кн.: Амфиболы метаморфических комплексов Урала. Свердловск: УНЦ АН СССР, 1981, с.29*34.

13. Вализер П.М., Ленных В.И. Бесцветный глаукофан максютовского комплекса. В кн.: Амфиболы метаморфических комплексов Урала. Свердловск, УНЦ АН СССР, 1981, с.35-37.

14. Вализер П.М., Веретенникова Т.Ю., Ленных В.И. Возможности использования инфракрасной спектроскопии при изучении глауко-фанов и натро-кальциевых амфиболов. В кн.: Минералогические

15. Исследования эндогенных месторождений Урала. Свердловск, УВД АН СССР, 1982, с.118-123.

16. Вализер П.М., Вализер Н.И. Фенгиты из глаукофанеодержащих пород Полярного и Южного Урала. в кн.: Метаморфические комплексы Урала: Тез. докл.школы-семинар молодых специалистов Миасс. Свердловск, УНЦ АН СССР, 1982, с,40-41.

17. Василевская Е.Д., Казак А.П. Глаукофановые сланцы Чарско-го антиклинория в Восточном Казахстане. Геология и геофизика, 1971, №» 3, с.145-149.

18. Вертушков Г.Н., Чесноков Б.В. Глаукофан Южного Урала как кислотоупорный наполнитель. Изв. высш. Учеб. завед. Геология и разведка, 1966, № 9, с,142-143.

19. Винчелл А.Н., Винчелл Г. Оптическая минералогия. м.: ИЛ, 1953• - 562 с.

20. Гинзбург И.В. Гастингсит зоны щелочио-гранитного метасоматоза и изоморфизм в моноклинных амфиболах: Труды Минерал, музея АН СССР, 1961, вып. II, с.13-23.

21. Дергунов А.Б., Казак А.П., Молдованцев ß.E. Серпентинито-вый меланж и структурное положение гипербазктового массива Рай-Из (Полярный Урал). Геотектоника, 1975, № I, с.28-34.

22. Дир У.А., Хауи P.A., Зусман Дж. Породообразующие минералы. №.: Мир, 1965, т.2. - 406 с.

23. Добрецов H.JI. Глаукофансланцевые и эклогит-глаукофанслан-цевые комплексы СССР. Новосибирск: Наука, 1974. - 428 с.

24. Добрецов H.I. Глаукофановый метаморфизм и три типа офио-литовых комплексов. Докл. АН СССР, 1974, т.216, № 6, с.1383 -1386.

25. Добрецов H.I., Соболев Н.В. Эклогиты в метаморфическихкомплексах Казахстана, Тянь-Шаня, Южного Урала и их генезис.- В кн.: Проблемы петрологии и генетической минералогии».М.,

26. Наука, 1970, т.2, с.54-76.

27. Добрецов Н.Л., Костюк Е.А., Лаврентьев Ю.Г. и др. Несмесимость в рядуш Ca- амфиболов и их классификация. Докл. АН СССР, 1971, T.I99, № 3, с.677-680.

28. Добрецов Н.Л., Лаврентьев Ю.Г., Поспелова Л.Н., Соболев Н.В., Соболев B.C. Особенности минералогии и генезиса эклогит-глаукофансланцевых комплексов на примере Южного Урала. Геология и геофизика, 1971, № 7, с.3-15.

29. Дук Г.Г. Зеленосланцевые пояса повышенных давлений (Горный Алтай). Л.: Наука, 1982. - 181 с.

30. Ершова З.П. Термические исследования щелочных амфиболов изоморфного ряда рибекит-магнезиорибекит-глаукофан. В кн.: Термический анализ минералов. М., Наука, 1978, с.85-104.

31. Закруткин В.В. Сравнительная характеристика амфиболов из пород амфиболитовой и гранулитовой фаций Алданского Щита. -Геология и геофизика, 1961, № 9, с.73-79*

32. Закруткин В.В. Об эволюции амфиболов при метаморфизме. -Зап. Всесоюз. минерал, о-ва, 1968, ч.97, вып.Г, с.13-23.

33. Иванов С.Н. О байкалидах Урала и природе метаморфическихтолщ в обрамлении эвгеосинклиналей. Свердловск, УНЦ АН СССР, 1979. - 78 с.

34. Иванова В.П., Касатов Б.К., Красавина Т.Н., Розанова ЕЛ., Термический анализ минералов и горных пород. М»: 1974. -147 с.

35. Казак А.П. Петрографические особенности метаморфогенных рутилоносных пород на Южном Урале. В кн;: Магматизм, метаморфизм, маталлогения Урала: Труды I Урал, петрограф, совещ. Свердловск, УФАН СССР, 1963, т.З, с.265-272.

36. Казак А.П. Некоторые разновидности глаукофанов в породах различных фаций метаморфизма на Южном Урале. Зап. Всесоюз. минерал, о-ва, 1970, ч. 99, вып. I, с.45-56.

37. Казак А.П. Глаукофансланцевые формации Севера Урала. -В кн.: Петрология и минералогия метаморфических формаций Сибири. Новосибирск, Наука, 1981, с. 143-150.

38. Казак А.П., Чесноков Б.В. Энстатит из области развития эклогитов на Южном Урале. В кн.: Минералы рудных месторождений и пегматитов Урала: Труды Ин-та геологии и геохимии УФАН СССР. - Свердловск, УШАН СССР, 1965, вып. 70, с.43-46.

39. Казак А.П., Добрецов H.JI., Молдованцев Ю.Е. Глаукофано-вые сланцы, жадеититы, везувианиты и нефриты гипербазитового массива Рай-Из. Геология и геофизика, 1976, № 2, с.60-66.

40. Кепежинскас К.Б. Статистический анализ хлоритов и их па-рагенетические типы. М.: Наука, 1965. - 135 с.

41. Кепежинскас К.Б., Хлестов В.В. Статистический анализ минералов группы эпидота и их парагенетические типы. М*: Наука, 1971. - ЗЮ с.

42. Коваленко В.И., Владыкин Н.В., Лапидес ИЛ., Горегляд A.B. Щелочные амфиболы редкометальных гранитоидов. Новосибирск: Наука, 1977. - 232 с.

43. Козлов В.И. Рифей Уралтауского антиклинория. В кн.; Корреляция докембрия. M., Наука, 1977, т.2, с.210-223.

44. Козлов В.И."Стратиграфия рифея Южного Урала. В кн.: До-ордовикская история Урала. Свердловск, УНЦ АН СССР, 1980, вып. 2, с.3-32.

45. Коленко Б.З. Кроссит в зеленокаменных сланцах Северного Урала. Изв. АН СССР. Сер. геол., 1939, № 5, с.144-157.

46. Колмогорова В.И., Чесноков Б.В. Исследование обогатимости глаукофановых пород Южного Урала с целью получения глаукофанового концентрата как кислотоупорного сырья. Изв. высш. Учебн. завед. Горный журнал, 1966, № I, с.149-151.

47. Костюк Е.А. Статистический анализ и парагенетические типы амфиболов метаморфических пород, М.: Наука, 1970. - 312 с.

48. Кузнецов Л.Г., Липатова Э.А. Инфракрасные спектры поглощения основных породообразующих минералов (методические указания). Л.: Наука, 1973. - 109 с.

49. Куковский Е.Г., Литвин А.Л. Инфракрасные спектры амфиболов. В кн.: Конституция и свойства минералов, Киев, Наукова думка, 1970, № 4, с,81-85.

50. Лазарев А.Н., Тенишева Т.Ф. Колебательные спектры силикатов. У. Силикаты с анионами в виде лент. В кн.: Оптика и спектроскопия. f наука , 1962, т.12, №2, с. 215-219.

51. Лапидес И.Л., Коваленко В.И., Бранд С.Б. Рибекит и арфвед-сонит: термические превращения, изоморфизм, проблема оксония, В кн.: Конституция и свойства минералов. Киев, Наукова думка, 1970, № 4, с.37-52.

52. Лапидес И.Л., Шишкина Т.И. Инфракрасные спектры щелочных амфиболов. В кн.: Ежегодник - 75 Ин-та геохимии СО АН СССР. Иркутск, 1976, с.271-275.

53. Легкова Г.В., Войткевич В.Г., Маркин О.П. Электронно-зондовое,определение содержания ре2* ире3+ в амфиболах. Минерал. «урн., 1982, № ц, с.90-94.

54. Ленных В.И. Петрография, особенности метаморфизма и абсолютный возраст пород максютовского комплекса. В кн.: Магматизм, метаморфизм, металлогения Урала: Труды I Урал, петрограф, совещ. Свердловск, УФАН СССР, 1963, т.З, с.245-255.

55. Ленных В.И. Региональный метаморфизм докембрийских толщ западного склона Южного Урала и хребта Урал-Tay. Уфа, ШАН СССР, 1968. - 67 с.

56. Ленных В.И. Эклогит-глаукофановый пояс Южного Урала. М.: Наука, 1977. - 160 с.

57. Ленных В.И« Метаморфические комплексы западного склона Урала. В кн.: Доордовикская история Урала. Свердловск, УНЦ АН СССР, 1980., вып.6, с.З-«0.

58. Ленных В.И. Эволюция докембрийских базит-гипербазитовых комплексов западного склона и главного офиолитового пояса Урала. В кн.: Эволюция офиолитовых комплексов. Свердловск, УНЦ АН СССР, 1981", с.49-71.

59. Ленных В.И., Пучков В.Н., Вализер П.М, Пространственное положение и относительный возраст глаукофановых сланцев в северо-западном контакте Войкаро-Сыньинского массива (Полярный Урал). Докл. АН СССР, 1976, т.228, ® 5, C.II67-XI70.

60. Ленных В.И., Перфильев A.C., Пучков В.Н. Особенности внутренней структуры и метаморфизма альпинотипных офиолитовых массивов Урала. Геотектоника, 1978, № 4, с.3-22.

61. Ленных В.И., Вализер n.M., Пучков В.Н. Глаукофановые сланцы и амфиболиты в северо-западном контакте Войкаро-Сыньинского массива (Полярный Урал). В кн.: Метаморфические породы в офиолитовых комплексах Урала. Свердловск, УНЦ АН СССР, 1979, с.З-31.

62. Ленных В.И., Вализер П.М. Гранаты эклогитов и глаукофано-вых сланцев Полярного и Южного Урала. В кн.: Гранаты метаморфических комплексов Урала. Свердловск, УНЦ АН СССР, 1980, с.22-37.

63. Лик Б.Э. Соотношения между составом известковых амфиболов и степенью метаморфизма. В кн.: Природа метаморфизма. М., Мир, 1967, о.311-330.

64. Литвин А.Л. Кристаллохимия и структурный типоморфизм амфиболов. Киев: Наукова думка, 1977. - 235 с.

65. Литвин А.Л*, Петрунина A.A. Влияние состава роговых обманок на размеры параметров их элементарной ячейки. В кн.: рентгенография минерального сырья. М., Недра, 1970, № 7, с.69 -76.

66. Лихойдов Г.Г., Сидоров Ю.И., Гуревич В.М., Горбунов В.Е., Ленных В.Й., Вализер П.М., Ходаковский И.Л. Термодинамические свойства глаукофана ua^Mgya^sigfOH^g о22 и некоторые петрологические следствия. Геохимия, 1982, №7, с.1002-1013.

67. Лодочников В.И. Первый лавсонит в Союзе. Изв. АН СССР. Сер. геол., 1941, вып.1, с.125-140.

68. Маракушев A.A., Мишкин М.А., Тарарин И.А. Метаморфизм Тихоокеанского пояса. М.: Наука, 1971., - 134 с.

69. Маракушев A.A., Перчук Л.Л. Термодинамическая модель флюидного режима Земли. В кн.: Очерки физико-химической петрологии. М., Наука, 1974, С.Ю2-Г30.

70. Миловский A.B., Гетлинг Р.В., Зверев А.Т. Рошкован Г.Р., Свальнова В.И. Докембрий и нижний палеозой западного Казахстана. М.: МГУ, 1977. - 268 с.

71. Минк-ин Л.М., Яковлева О.М. Новые данные о метаморфизме горных пород плато Кваркуш. В кн.: Геология, метаморфических комплексов Урала: Труды Свердловского горного ин-та. - Сверд-'ловск, СГИ, 1974, вып.108, с.31-36.

72. Никитина Л.П., Хильтова В.Я. Особенности кристаллохимичес-кого строения железо-магнезиальных слюд и роговых обманок. -В кн.: Петрография метаморфических и изверженных пород Алданского щита, л., Наука, 1964, с.24-31.

73. Пейве A.B., Иванов С.Н., Нечеухин В.М., Перфильев A.C., Пучков В.Н. Тектоника Урала. Объяснительная записка к тектонической карте Урала масштаба 1:1 ООО ООО. - М.: Наука, 1977. - 120с.

74. Перчук Л.Л. Равновесия породообразующих минералов. М.: Наука, 1970. - 391 с.

75. Пыстин A.M., Чернышев Ю.А., Жданов A.B., Царев D.M. О проявлении эклогитового метаморфизма на Приполярном Урале. В кн.: Ежегодник-1979 Ин-та геологии и геохимии УВД АН СССР, Свердловск, 1980, с.79-81.

76. Ровер В.П. Некоторые проблемы образования глаукофана и лавсонита. В кн.: Проблемы петрологии и генетической минералогии. М., Наука, 1970, т.2, с.25-40.

77. Ровер Е.В.Ф. Тлаукофан: минерал высоких давлений". В кн.: Проблемы петрологии земной коры и верхней мантии, Новосибирск, Наука, 1978, с.195-201.

78. Савельева Г.Н. Метаморфическая зона в ассоциации с гипер-базитами Войка^о-Сыньинского массива. В кн.: Магматизм, метаморфизм и орудцнение в геологической истории Урала:Тез. докл. 3 Урал, петрограф, совещ. Свердловск, УНЦ АН СССР, 1974, т.2, с.18-19.

79. Смирнов Ю.д, Докембрийские образования. В кн.: Проблемы стратиграфии Урала: Материалы к 3 Межведомственному Урал, стратиграф. совещ. Свердловск, 1977, с. 57-69.

80. Соболев B.C. Введение в минералогию силикатов, Львов:1. ЛГУ, 1949. 331 с.

81. Соболев B.C. Федоровский метод. М.: Госгеолтехиздат, 1954. - 263 с.

82. Старков Н.П. К вопросу о метаморфизме древних свит западного склона Северного Урала. В кн.: Магматизм, метаморфизм, металлогения Урала: Труды I Урал, петрограф, совещ. Свердловск, УФАН, 1963, т.З, с.223-233.

83. Трегер В.Е. Оптическое определение породообразующих минералов. М.:Недра, 1952. - 198 с.

84. Удовкина Н.Г. Эклогиты Полярного Урала. М.: Наука, 1971. - 193 с.

85. Унгаретти Л., Маззи Ф., Росси Г., Даль Негро А. Кристалло-химическая характеристика голубых амфиболов: Тез. докл. XI съезда ММА. Новосибирск, 1978, т.1, с,53-54.

86. Урбах Ю.В. Биометрические методы. М.: Наука, 1964. -415 с *

87. Фации регионального метаморфизма высоких давлений / н.Л. Добрецов, B.C. Соболев, Н.В. Соболев, в:,В. Хлестов. М.: Недра, 1974. - 328 с.

88. Фишер P.A. Статистические методы для исследователей. -К.: Гостехиздат, 1958. 268 с.

89. Чесноков Б.В. Рутилеодержащие эклогиты Шубинского месторождения на Южном Урале. Изв. вузов, Геология и разведка, 1959, № 4, с.124-136.

90. Чесноков Б.В. Кривые спектрального поглощения глаукофана из эклогитов Южного Урала. Зап. Всесоюз. минерал. о~ва, 1961, 4.90, с.700-703.

91. Чесноков Б.В. Изменение состава гранатов при метаморфизм ме эклогитов Южного Урала. Изв. АН СССР. Сер. геол., 1961, № 7, с.40-48.

92. Чесноков Б.В. Эклогиты Южного Урала и их практическое значение,'- В кн.: Магматизм, метаморфизм, металлогения УраIла: Труды I Урал, петрограф, совещ. Свердловск, УФАН, 1963, т.З, с.257-263.

93. Чесноков Б.В. Жилы альпийского типа в эклогитах Южного Урала. В кн.: Минералы изверженных и метаморфических горных пород Урала, Свердловск, УФАН СССР, 1970, с.93-103.

94. Шалагинов В.В. Глаукофансодержащие сланцы восточного склона Северного Урала. В кн.: Геология метаморфических ком- * плексов Урала: Труды Свердловского горного ин-та. - Свердловск, СГИ, 1975, вып. 116, с.15-22.

95. Baimo S. Petrologic studies on Sanbagawa crystalline schists in the Bessi-Ino District»Central Sikoku,Japan. -J. Рас. Sci. Univ. Tokyo, ' 1964, Sect.11, 15, 219 p.

96. Borg J.Y. Optical properties and cell parameteres in the glaucophane-riebeckite series. Contrib. Mineral, and Petrol., 1967, v.15, 1, p.67-93.

97. Brown. E.H. The crossite content of Ca-amphlbole as a guide to pressure of metamorphism. J. Petrol., 1977, v.18, 1, p. 53-72.

98. Butler В, C.M. Chemical Study of Minerals from the Moin.e Schists of the Ardn.amurch.an- Area, Argyllshire, Scotland. -J. Petrol., 1967, v.8, p. 233-267.

99. Carman J.H. Preliminary data on P-T stability of syntlre^tic glaucophane. Am. Jeophys.Union Trans., 1974, v.55,p.481

100. Cipriani C., Sassi P.P., Scolary A. Metamorphic white micas :definition paragenetic fields. Schweir. Mineral. Pet-rogr. Mitt., 1971, v.51, 1, p. 259-302.

101. Coleman R.G., Papike J.J. Alkali amphiboles^v.from the blueschists of Caaadero, California. J. Petrol., 1968, v.9, p. 105-122.

102. Ernst W.G. The stability relations of magnesioriebeckite.-Geochim. and cosmochim. acta, 196o, v.19, p.10-40.

103. Ernst W.G. Stability relations of glaucophane. Amer. J. Sci., 1961, v.259, p.735-765.

104. Ernst W.G, Synthesis, stability relations and occurrence of riebeckite and riebeckite-arfvedsonite solid solutions. -J. Geol., 1962, v.7o, 6, p. 689-737.

105. Ernst W.G. Polymorphism in alkali amphiboles, Amer. Mineral., 1963, v.48, p. 241-26o.

106. Ernst W.G. Petrochemical study of coexisting minerals from low-grade schist, Eastern Shikoku, Japan. Geochim. et cosmochim. acta, 1964, v.28, р.1б31~1бб8.

107. Ernst W.G. Amphiboles. Mew York, 1968, 115 p.

108. Ernst W.G., Wai C.M. Mossbauer, infrared, X-ray and optical study of cation ordering and dehydrogenation in natural and heat treated sodic amphiboles.■»— Amer. Miner., 1970, v.55, p. 1226-1258.

109. Foslie S. Hastingsites and amphibolites from the epidote-amphibolite facies. Norsk, geol. tidsskr., 1945, 25, p.25-31.

110. Gilbert M.C., Popp R.K. Properties and stability of glaucophane at high pressure. Am. Geophysic Union Trans., 1973, v.54, p. 1223.

111. Hawthorne P.O. The Crystal chemistry of the amphiboles.1.. Polyvalent-caution ordering in clinoamphiboles. Can. Miner., 1978, v.16, 4, p. 521-525.

112. Hawthorne P.C. The crystal chemistry of the amphiboles. X. Refinement of the crystal structure of ferroglaucophane and an ideal polyhedral model for clinoamphiboles. Can. Miner., 1979 v. 17, 1, p. 1-10.

113. Hoffman C.H. Die Glaukophangesteine, ihre stofflichen Äquivalente und Umwandlungsproducte in Nordcalabrien (Süditalien) Contr. Mineral, and Petrol., 1970, v.27, p.283-320.

114. Hoffman C.H. Natural and Synthetic ferroglaucophane. -Contr. Mineral, and Petrol., 1972, v.34, p. 135-149.

115. Koslowski T. and Hinrichsen Th. Synthesis, properties and upper thermal stability of a glaucophane-riebeckite mixed crystal. Neues Jahrbuch . für Mineralogie. Monatshefte, 1979, h.8, p. 357-362.

116. Kragh E.J., Raheim A. Temperature and pressure dependence of Pe-Mg partitioning between garnet and phengite, with particular reference eclogites. Contrib. Mineral, and Petrol., 1978, v.66, 1,p. 75-80.

117. Kunitz W. Die Isomorphieverhältnisse in der Hornblendegruppe. Neues Jahrbuch für Mineralogie, Abt. A., 1930, б0, 171 s.1.ake B.E. Nomenclature of amphiboles. Can. Miner. ,1978, v.16, p. 501-520.

118. Makanjola A.A., Howie R.A. The mineralogy of the glaucophane schists and associated rocks from lie de Croix, Brittany, Prance. Con.tr. Mineral, and Petrol., 1972, v.35, 2, p. 83-118.

119. Maresch W.V. New data on the synthesis and stability relations of glaucofane. Earth Planet. Sei. Letters, 1973, p.385-390.

120. Maresch W.V. Experimental studies on glaucophane: an. analysis of present knowledge. Tectonophysics, 1977, 43, p« 109-125.

121. Miyashiro A. The chemistry, optics and genesis of alkali amphiboles. J. Рас. Sei. Univ. Tokyo, 1957, Sect. II, v. II, 57 p.

122. Miyashiro A., Banno Sh. Nature of glaucophanitic metamor-phism. Am. J. Sei., 1958, 25б, p. 97-110.

123. Shido P. Plutonic and metamorphic rocks of the Nakoso and Iritono Districts in the Central Abakuma Plateau. J.Рас. Sei Univ. Tokyo, 1958, Sect. II, v. II, 2, 131 p.

124. Shido P., Miyashiro A. Hornblendes of basic metamorphic rocks. J. Рас. Sei. Univ. Tokyo, 1959, sect. 2, 12, p. 85102.

125. Sueno Sh., Cameron M., Papike J.J. Temperature crystal chemistry of tremolite. Am. Miner.,1973, v.53, 7-8, p. 649-664.

126. Sundius N. The classification of the hornblendes and the solid solution relations in. the amphibole group. Arsbok.Sve-riges Geol. Undersök, 1946, v.40, 4, p. 1-36.

127. Velde B. Phengitic micas; Synthesis, stability and naturaloccurence. Am. J. Sei., 1965, 263, p. 886-913.4

128. Velde B. Si content of natural phengites. - Contr. Mineral. and Petrol., 1967, 14, p. 250-258.

129. Witte P., Langer K,, Seifert P., Schreyer W. Synthetische Amphibole mit OH-Überschuss im System NagO MgO - SiC>2 - H20. - Naturwissenschaften, 1969, 56, p. 414-415.

130. Wood R.M. The iron-rich blueschist facies minerals: 2. Howieite. Min. Mag., 1979, v.43, p. 363-370.

131. Wood R.M. Compositional zoning in sodic amphiboles from the blueschist facies. Min. Mag., 1980, v.43,. p.741-752.