Том CLIV, № 4 (2025)

Метаморфические породы Кичанской структуры Тикшеозерского зеленокаменного пояса образовались за счет дифференцированной вулканогенной серии и представлены гнейсами, сланцами и амфиболитами. Условия метаморфизма соответствуют эпидот-амфиболитовой и амфиболитовой фации повышенных давлений. Методом минимизации энергии Гиббса установлено, что минеральные парагенезисы метабазитов (плагиоклаз + биотит + роговая обманка + гранат), занимают низко- и среднетемпературную области на P–T диаграмме (550—720 °C, 3—10 кбар). Условия метаморфизма для кланит-гранат-биотитовых и гранат-двуслюдяных гнейсов составляют 600—730 °C, 6—8 кбар, что согласуется с петрографическими наблюдениями. При использовании множества минеральных равновесий наилучшие пересечения линий реакций соответствуют условиям 640—650 °C, 7.8—8.0 кбар с уменьшением до 620—630 °C, 6.2—6.5 кбар при учете Ti-содержащих фаз и H₂O. Для метабазитовых минеральных парагенезисов расчетная активность воды близка к 0.6, в то время как для гнейсов она доходит до 0.9—1.0. По данным предшественников, минеральные парагенезисы изученных пород возникли в ходе палеопротерозойского (1.80—1.76 млрд лет) этапа метаморфизма архейских вулканитов, синхронного поздним стадиям формирования Свекофеннского и Лапландско-Кольского оротенов. Супракрустальные серии вулканитов предположительно сформировались в окраинно-океанических обстановках в переходной зоне между структурами Карельского кратона и Беломорского подвижного пояса.

Впервые на Таймырском полуострове установлена германиевая минерализация, представленная в том числе собственными минеральными фазами — германоколуситом, бриартитом, а также германийсодержащими колуситом и стибиоколуситом. Они обнаружены в кальцит-сфалеритовых жилах карбонатитового массива Кошка, относящегося к средне-позднетриасовому вулкано-плутоническому поясу карбонатитов Таймырского полуострова. Колусит, германоколусит и стибиоколусит образуют зональные кристаллы размером 5—50 мкм в ассоциации с зональным маложелезистым сфалеритом, халькопиритом, пиритом, реже — галенитом. Наиболее широко развиты члены изоморфного ряда колусит–германоколусит, реже встречается стибиоколусит. В изученных минералах широко проявлены вариации состава по содержаниям Ge, As, Sb и Sn. В кристаллах этих минералов проявлена как зональность с обогащением краевых частей Sb и Sn, так и осцилляционная зональность, с ритмичными колебаниями содержаний многих видообразующих компонентов. Германоколусит содержит до 11 мас. % Ge (5.1 a. ф. Ge); колусит — до 11.5 мас. % As (5.99 a. ф. As); стибиоколусит — до 6.9 мас. % Sb (1.92 a. ф. Sb); содержание Sn не превышает 4.1 мас. % (1.19 a. ф. Sn). Для минералов-концентраторов германия (члены изоморфной системы колусит—германоколусит—стибиоколусит) в карбонатитовом массиве Кошка получены их спектры отражения, параметр кубической элементарной ячейки, изучены вариации химического состава.

Перхамит — водный силикато-фосфат кальция и алюминия с соотношением Si:P = 3:4 — установлен в оолитовых железных рудах Марсятского месторождения на Северном Урале. По минеральному составу изученные руды делятся на оксидные (кварц-шамозит-гётитовые) и карбонатные (каолинит-кварц-сидеритовые). Перхамит установлен в карбонатных рудах в ассоциации с сидеритом. Перхамит представлен сферолитовыми агрегатами размером 20—30 мкм в поперечнике. В образцах перхамит имеет желто-коричневую окраску, в шлифах бесцветен, прозрачен, n ≈ 1.56, двупреломление очень низкое. Диагностика минерала подтверждена методом рентгенофазового анализа. Химический состав перхамита характеризуется вариациями содержаний Si, P, Al, Ca и Sr. В случае, когда содержание фосфора минимально, а кремния — максимально, катионная часть формулы минерала имеет вид (Ca₂, Sr₀, Ba_0,1) _Σ=2,9(Al₂, Fe_0,4) _Σ=7,7(Si₃, P_3,9) _Σ=7,00 или, упрощенно, (Ca₂, Sr_1,0) _Σ=3,0Al_7,7(Si_3,0P_4,0) _Σ=7,0. Минералы с более высокими содержаниями фосфора и низкими — кремния могут соответствовать полисоматической серии перхамит–гоящит. Не исключена также полисоматическая серия перхамит–янгрейит. Образование перхамита происходило на стадии раннего диагенеза железистых отложений и сопряжено с процессом замещения исходно седиментогенных оолитов гётита сидеритом.

Новое соединение Na_15–2xCu_7+x(AsO₄)₈F₃C_l2 (x ~ 0.12) получено методом химических транспортных реакций. Кристаллическая структура при 100 K (тетрагональная, P4bm, a = 14.58917(16), c = 8.30072(14) Å, V = 1766.76(5) ų, Z = 2) решена прямыми методами и уточнена до R₁ = 0.025. В основе кристаллической структуры соединения лежат медь-арсенатные слои, сформированные путём объединения лавендулановых кластеров, основанных на атомах Cu1 и Cu2, через октаэдры Cu3O4FCl. Кристаллическая структура обладает резкой осевой асимметрией. Соединение Na_15–2xCu_7+x(AsO₄)₈F₃C_l2 (x ~ 0.12) близко к акселиту Na₁₄Cu₇AsO₄)₈F₂C_l2. Нестехиометрия состава обусловлена изоморфизмом по схеме 2Na⁺ → Cu²⁺+ ☐.

Представлены результаты исследования окраски шпинели из проявления Горон. Для выявления кристаллохимических особенностей в структуре шпинели использованы методы мёссбауэровской, оптической абсорбционной и люминесцентной спектроскопии. Изучено распределение основных хромофорных центров в изученных образцах и выявлена природа окраски шпинели. Основными центрами окраски являются ионы Cr³⁺, Ti³⁺, Fe³⁺, которые располагаются в октаэдрических полиэдрах, но часть ионов Fe³⁺ занимает тетраэдрические позиции. Эти хромофорные центры создают в видимой области спектра три окна пропускания света. Одно — в фиолетовой области при 440 нм, другое — в голубой области при 490 нм, третье — в оранжево-красной области (650—1500 нм). Первые два окна создают фиолетово-голубую окраску шпинели, а третье окно обусловливает розовый оттенок, который усиливается в свете ламп накаливания. Вариации положения, ширины, глубины этих трех окон пропускания создают уникальную голубовато-фиолетовую окраску шпинели р. Горон и александритовый эффект.

Образцы вязких ископаемых смол: румэнита, румэнитоподобных смол и сукцинита из коллекций Горного музея были исследованы с помощью инфракрасной спектроскопии с преобразованием Фурье (FTIR). В статье сравниваются характеристики ИК-спектров ископаемых смол из Прикарпатья (Румыния, Молдавия), о-ва Сахалин (Стародубское месторождение), Калининградской обл. (пос. Янтарный) и Закавказья (месторождение Горчу, Азербайджан). Установлено, что образцы из Стародубского местонахождения относятся к двум видам вязких ископаемым смол. Более распространенный вид смолы имеет идентичные ИК-спектры с румэнитоподобными смолами из Закавказья. Классические румэниты Прикарпатья существенно отличаются от них по признакам ИК-спектра: отсутствием полос поглощения 1325, 1180, 1095, 855, 814 см^-1, широкой полосой в диапазоне между 1030 и 975 см^-1. ИК-спектр классического румэнита наиболее близок к ИК-спектру сукцинита, от которого он отличается отсутствием явно выраженного балтийского зубца с максимумом 1160 см^-1 и полос поглощения, связанных с экзоциклическими группами (3078, 1642 и 888 см^-1). Для всех исследованных видов ископаемых смол в целом характерны признаки вязких смол: максимумы для одинарных и двойных связей C-O в карбоксильных группах приходятся на 1160 и 1725 см^-1. Для румэнитоподобных смол установлена значительная вариабельность интенсивности отдельных полос поглощения ИК-спектра между разными образцами из одного местонахождения и внутри одного образца.