ХРОМСОДЕРЖАЩИЕ МИНЕРАЛЫ СВИТЫ ХИЗО-ВАРА

В 1939 году при картировании северной части водораздела между Топозером и Кереть-озером на южном берегу озера Верхнее Кереть ское авторами был встречен своеобразный комплекс кристаллических сланцев, названный по месту нахождения свитой Хизо-вара.
По петрографическому характеру в пределах комплекса Хизо вары выделяются три группы пород: а) сланцы, б) гнейсы, в) амфиболиты.
Среди сланцев широким распространением пользуются мусковито-вые, мусковито-гранатовые и двуслюдяно-гранатовые разновидности. Подчиненное значение имеют сланцы кианитовые и кианит-ставролитовые.
Во второй группе преобладают гнейсы биотитовые, биотито-гранатовые и биотит-амфиболовые, среди которых встречаются отдельные пропластки с кианитом, ставролитом и гранатом.
В группе амфиболитов господствующую роль играют крупнозернистые, слабо-гнейсовндные полевошпато-гранатовые разновидности. Подчиненное значение имеют сланцеватые, мономинеральные амфиболиты, приуроченные, преимущественно, к низам разреза. Амфиболиты, гнейсы и сланцы различного минералогического состава образуют перемежающуюся толщу суммарной мощностью около 3 км. Мощность отдельных членов ее колеблется от сантиметров до десятков метров.
Вся эта толща приурочена к замку крупной синклинальной складки, ось которой погружается на юго-запад 205—210° под углом 55— 60". Главная синклиналь осложнена рядом мелких складок того же направления.
Сланцы и гнейсы Хизо-вары представляют глубоко метаморфи.ю-ванную седиментогенную толщу. Судя по данным ряда анализов, ее состав менялся от глинистых песчаников и глин, с примесью того или иного количества карбонатного и железистого материала, до более или менее чистых огнеупорных глин.
• Генезис амфиболитов менее ясен, хотя они также имеют, вероятно, еедиментогенный характер.
Кристаллические сланцы Хнзо-вары прорываются отдельными жилами пост-свнонннскнх грано-днорнтов и более молодых пост-бот-нийскнх мнкроклнновых гранатов. С воздействием последних связаны явления калиевого метасоматоза, проявляющиеся в слабом замещении плагиоклаза, ставролита, кианита и других алюмосиликатов вторичными слюдами. Основные породы ряда габбри, i аббро-пироксени-та среди толщи Хнзо-вары не были встречены. Однако, судя по общей геологической обстановке, они являются более молодыми, чем кристаллические сланцы Хнзо-вары.
При картировании Хизо-вары среди толщи сланцев были встречены разновидности с высоким содержанием кианита, представляющие ценное высокоглиноземнстое сырье. Здесь же были обнаружены небольшие пропластки фукснтовых сланцев с хромсодержащнм кианитом и ставролитом. Наблюдающаяся в них резкая локализация Сч, на фоне общей зараженности свиты этим элементом, представляет интересный случай в мало изученной геохимии хрома. Описанию данного месторождения хромсодержащих минералов посвящена настоящая статья.

Минералы фукситовых сланцев свиты хизо-вара
И центральной части Хнзо-вары поднимается широтный гребень, вытянутый вдоль северного берега оз. Тиро-Ламбина. На южном склоне гребня, над западной губой озера Тиро-Ламбина, в ставролитогранатовых гнейсах заключены два пропластка яркозеленых слюдяно-кнаннто-ставролнтовых сланцев, мощностью в 0,5 и 1,5 2.0 .«. По простиранию на северо-восток 45° они прослеживаются на 8—10 .«.далее уходя под наносы. Необычная окраска породы обусловлена присутствием зеленой слюды—фуксита, образующей мелкие листочки, ориентированные строго параллельно сланцеватости. Интенсивность окраски минерала варьирует от светлозеленой, напоминающей некоторые тона талька, до яркой изумрудно-зеленой. Видимой закономерности в распределении различно окрашенных разновидностей не наблюдается. Кианит и ставролит распределены неравномерно, местами давая мелкие линзообразные или неправильные пятнистые зоны обогащения.

Под микроскопом структура сланцев порфиробластнчеекая с гра-нобластнческон основной массой.
Кроме минералов, описанных выше, в породе присутствуют: кварц двух генераций и плагиоклаз № 10-13, развитый в виде крупных порфнробласт, включающих мелкие зерна кварца, ставролита и фуксита.
Акцессорные минералы представлены: магнетитом, рутилом и небольшим количеством вторичных слюд, развивающихся при метасо-матнческом замещении алюмосиликатов.
Ф у к с и т, среднее содержание которого составляет 15 18%, развит в виде узких, правильных, резко-ориентированных пластинок! обусловливающих отчетливую сланцеватую структуру породы. В проходящем свете минерал окрашен в бледный серовато-зеленый цвет. В некоторых разрезах наблюдается едва заметный плеохранзм в этих же тонах. Оптические кон^анты минерала, в зависимости от нитен» сивностн окраски, меняются в следующих пределах:
Таблица 1
Л)Л> обр. % Сг.,0 Окраска минерала Nq Nm 1 Np Nq--Np
1 2 5 4 5 G 7
558 1.20 11зу м рудно-зеленая 1,00G !,GoO 1,565 0.041
201 я — - 1,G09 1,594 1.567 0,042
201-я — • п 1 010 1,598 1,565 0,045
20-в Снстлозслонан 1,004 — 1,567 0,037
20 в 0,76 г 1,605 — 1,567 0.038
20-е — ф 1 603 1,590 1,567 0.036
По данным Whitmore н других авторов, • приведенным в их сводной работе (12), показатели преломления фуксита, в зависимости от содержания Сг._,0:, (от 0,37% до 4,81%), варьируют в следующих пределах: Ng—1,5973—1,0115; Nm—1,5930--1,6040; Np—1,5590—1,5095. Некоторое количество зеленон слюды (около 2 г) из фукситовых сланцев Хизо-вары было тщательно отобрано под бинокулярной луной.
На отобранном материале выполнено определение удельного веса пикнометрическим методом, произведен химический анализ (I) и спектральный анализ, сделанный по просьбе авторов Ю. М. Толмачевым.
Кроме этого, необходимое количество материала длд анализа (II) было отобрано из темноокрашенной, изумрудно-зеленой слюды. Необходимо отметить, что материал этого второго анализа значительно уступает в чистоте первому. Присутствие мелких зерен других минералов несомненно.
Таблица 2
Результаты спектрального анализа фукента месторождения Хизо-вары
(ан. Ю. М Толмачева)
Кол ичествспная характернс-тяка . Элементы
Основные компоненты . Si. Al, К. Na
Много Сг. Fe
Мало Са, Mg. V, Rt>, Cs, Li
Следы Ti. Mn, Cu. Be. Ph
Не наАдены Sn, Со, Ni
В данном анализе обращает внимание присутствие небольших количеств бериллия, лития, рубидид и цезия. Результаты химических анализов слюды приведены в таблице 3. При пересчете данных анализа из суммы была-исключена гигроскопическая вода и остаток пересчитан на 100 %. Потеря при прокаливании принята за конституционную воду. Исправленные содержания пересчитаны на молекулярные количества. Молекулярные эквиваленты сгруппированы по
окислам, причем кальции отнесен к щелочам, а магний и двухвалентное железо—к полуторным окислам. Согласно Whitemore количество щелочей принято равным единице.
Таблица н
Химический анализ фукснта месторождения Хизо-вара
1 (ааьлит. Жиров)
II (авалнт. Егорова)
Весовые Молекул. Эквив. Весовые Молекул Эквнь
Окисло кодиче- количе
% количества CTBu о/ /О количества ства
SlOo 47 32 8024 8024 6.84 50,89 8626 8724 8 73
TiO, «•л. - 0.Ь2 98
AUOj 34.91 3500 • 29,57 2959
СМЪ 0,76 51 1.20 79
Fe.0, 0.11 7 3684 3 14 1.25 .79 3469 3 46
Feu 0.79 lit 0 57 79
MgO 0,06 15 1,07 257
CaO 0,13 23 0.63 114
K»0 7.31 790 1173 1 7,56 817 999 • 1
Na,0 2,20 360 0 42 68
ц/и 4 49 2539 2539 ‘4.16 4,44 2511 2511 2.51
H20 гнгр. 1 45 _ 1 90
F 0,08 — не инр..
Оучын 99,56
100,12
Формула I :(К, Na),0 . 3,14 А!г0, . . . ) . 6,84 Siu> . 2.16 Н20
Формула II:(К, Na),0.3,46 (А1.,Р.\ . . . ) . 8.73 SI0, . 2.5 ll.il
УдрльиыП вес I — 2.78.

Как видно из приведенных данных., анализ I отличается от идеальной формулы мусковита (RjO . 3R.0a 6 SiO, . 2HsO) повышенным содержанием кремнекислоты, вероятно в силу загрязнения анализированного материала мельчайшими частичками кварца. Характерно сравнительно низкое содержание двуокисей по сравнению с другими фукситами (табл. 4) и несколько более высокое содержание натрия.
Результаты спектрального и химического анализа полностью совпадают.
Второй анализ значительно отличается от первого повышенным содержанием SiO:., ТЮ„ Fe5Os, СаО и некоторых других компонен-

тов. Пересчет анализа указывает на загрязненность материала кварцем, рутилом и другими минералами, вероятно, в том числе и вторичной слюдкой. Однако и в этом случае анализированным материал близок к фукситу, если не принимать во внимание значительного избытка кремнекислоты
Сравнение обоих анализов представляет специальный интерес в отношении хрома, отличие в содержании которого (0,76% Сг.Оа в первом и 1,20% во втором случае) не может быть объяснено примесью какого-нибудь богатого хромом минерала, т. к. таковой не установлен. Содержание хрома в слюде несомненно является непостоянным, меняющимся в различных местах описываемой пачки. Это подтверждается уже отмеченной различной интенсивностью окраски минерала и некоторым колебанием его оптических констант. Аналогичное явление имеет место для ставролита и кианита, описание которых дано ниже. Следовательно, содержание хрома в различных участках пачки сланцев было не одинаково и в процессе метаморфизма не было выравнено, вероятно, в силу его недостаточной подвижности при данных условиях.
В таблице 4 мы приводим сводную таблицу анализов фукситов Whitmore и др., дополненную одним нашим анализом и двумя анализами фуксита из Верхне-Тимтонского района Якутской ССР, описанного К. Н. Озеровым и И. А. Ьыховер (4).
Таблица I
Сводная таблица ан лнзов фукситов различных месторождений
1 i 5 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12
Sift. 44,87 • 45.68 43.51 47,24 42,21 45.49 46,17 46,35 45,97 47,32 40,09 45,09
Tift. 0,02 — — - - 0.28 - сл. ВО опр. 0,18
А СО, 37,72 34,17 36.86 31.86 34,55 31,08 29,7) 29,69 31.67 34.31 36,25 36,80
Croftj 0,27 0.84 0,85 0,Ъ7 2,03 3,09 3,51 4.60 4,81 0,76 0.45 0,12
0,54 2,35 2.05 - 1.03 сд. 2 03 0 23 2.56 0.11 нет 0,64
Feo нет — 0,56 - - 0.85 0.53 0,79 1.99 0,72
Mgo 0,32 3,84 i, оз 2,91 3.13 3.36 2,28 1.93 0.31 0,06 5.05 1.32
CsO 0.96 0.27 0.55 0,58 0.47 0.51 — ГД. 0,15 0.18 0.38 0.16
Na,0 1,04 2,23 1.34 0,16 0.82 0.90 — 0,78 1.03 2,20 сл 1.51
ICO 9.83 4.47 8.11 10.73 9,16 9.76 10,40 10,53 9,07 7.31 7,65 8,27
1
Hoft-j- 4.72 4.65 5,80 5,37 6.77 5,42 5.85 4,69 3,99 4.49 6,85 4.71
H,0- 0,38 — - - — 0 12 ’ 1,45 — 0.12
F нет - - — — - 0.04 0,03 я? опр. 0,05
i 'умна 100 24 98.50 100.55 100.41 100.17 100.04 99,52 100 31 100.09 99,56 99.59 99.78
I Westland, South Island, Новая Зеландия; nn. Sedye (1940) сад- в т ом число V..O, -0,1)0;- МпО—сл; LM)—с.т, Р-Ю-—0.08.
2. Salra Chateau, Бельгия; an. Klemen (1888| в том числе Li-.0—сл.
3. Mashischimala, Трансвааль; ан. Partridge (1937), и том числе Cs20—сл.
•4. Binnenthal. Швейцарам; ан. Prior (1909) в том числе LI-.0 — сл.
5. Montgomery Со, Maryland; ан. Chatard (Dana, 1892)
6. Aird Island, Lake Huron лн. Cairus ( 1887)
7. i jjeepTCK. Урал; ан. Domaurd (1S82)
8. Deed Horse Creek, Lake Wakatipu region, Webern Otago. Ноиан Зеландия; ан. See-lye (1942)
9. Pointe du Bois, Manitoba; an. Whitmore (1946)
10. Х:ио-вара, '.’ев. Карелии; ан. Жиров (1947)
! *’ | Чайиытское месгорожд. Верхпе-ТимтоискиЛ р-н. Якутская А'ХР.
Помимо данных, приведенных в табл. 4, известно, что в фуксите из Сарановского месторождения (Урал. 3, стр. 180,) содержание Сг..О:1 достигает 4,42%, в фуксите месторождения Outocumpu в Восточной Финляндии (9, стр. 30) — около 4,9% и из Marhle в Колорадо (11, стр. ’66) —6,08% С.А).
Ставролит, среднее содержание которого составляет 5—6%, развит в виде черных неправильных зерен, размером 1—4 мм, реже в виде коротко-приз.матических кристаллов иногда с отчетливыми конечными гранями. Хорошо развитые кристаллы его или не имеют вросткив кварца или же содержат их в небольшом количестве Ставролит этого типа обычно отчетливо ориентирован в направлении сланцеватости.

В зернах ставролита свойственная минералу кристаллографическая форма выражена значительно слабее. Здесь можно говорить не об огранке, но о тенденции минерала к определенной огранке. Пойки-лобласты кварца обычно сосредоточены в центральной части, оставляя незасоренной, гомогенной периферическую часть зерен. Пространственная ориентировка в ставролите этого типа выражена слабее, чем в первом случае.
Наконец, в некоторых зернах количество вростков кварца настолько велико, что ставролит приобретает характер отдельных, очень неправильных „обрывков11, в которых только общая оптическая ориентировка свидетельствует о принадлежности их к одному кристаллическому индивидууму. Ставролит этого типа обычно образует нзометрнчные или неправильные зерна, лишенные видимой ориентировки.
Кроме кварца в ставролите включены отдельные кристаллики красно-бурого рутила и мелкие, неправильные зерна магнетита. Неоднородность ставролита, очевидно, является следствием изменений условий, имевших место в процессе перекристаллизации породы. Кристаллизация минерала, вероятно, началась с образования скелетных зерен, переполненных пойкнлобластами кварца, которые затем обрастали каймой гомогенного ставролита. На некоторых участках, приуроченных к плоскостям сланцеватости, развивался преимущественно этот более поздний ставролит, образующий правильные, хорошо ориентированные кристаллы. Обычно ставролит имеет свежий вид и только в отдельных зернах с краев слабо замещается светло-бурой слюдкоп типа эпигенетического биотита.
Ставролит из фукситовых сланцев был отобран под бинокулярной лупой и проанализирован в химической лаборатории ВСЕГЕИ (аналитик Бакланова К. А.). Данные анализа приведены в таблице 5.
Таблица о
Окислы Во(.ч.»11Ые% Молекул, колп'кх'тна
I *2 3
SiO.. 41,57 6915 7053
Til),. 1,10 138
AlJO, 38,81 3804
Fe..0;, 0.36 22 3887
СгЛ- 0.77 51
FeO 12.26 1705
MnO опз 4 2326
Cat) 1.96 349
MgO 1.08 268
R..0 0,40 42
63
Na.O 0,13 21
II,.0 0.04 —
II. II. II. 1,6! 890 890
Сумма 100 12
Молекулярные количества вычислены после пересчета суммы анализа на 100%. Приведенный анализ ставролита свидетельствует о значительном загрязненности минерала включениями кварца. Сравнение его с рядом анализов ставролита, приведенных в работе Е. Thiele (10, стр. 67), дано в таблице 6. 1
Таблица .
JWA> 1 o 3 4 5 6 7
SiO.. 30,10 36,55 30,12 29,44 39.56 27,68 28,08
TiO, — 0,21 — 0.11 — 0,77 0,73
AIO, 50,10 49.89 50.44 48,46 50.91 53.37 51,90
Fe.O 2,08 1.61 1,73 2,89 0.81 2.33 1,80
Fen 11,22 14.11 12,90 14 75 12,76 12,69 13.39
MgO 3.12 1.72 2.72 1,64 2.85 1.78 2,58
MnO 0,64 — 0,07 следы 0.14 — —
CaO 0 07 0.39 0.G5 — — — —
HO 2,73 2,26 2,20 2,65 2,17 1,59 1,73
Сумма: 99,75 99,74 100,23 99,94 100,20 100.21 99,71
1- Pizzo Fornn, 2 — Petcrsdori, 3—Shittering Lake, 4 — Bretagne, 5 —Rosa Alp, 6 — Ascbaffenburg, — St. Gotthard.
Как видно из приведенных данных, содержание SiO, в ставролите Хнзо-вара примерно на 25% выше, чем в других анализах. Несомненно это объясняется присутствием большого количества мелких вростков кварца. К сожалению, точный учет включении кварца не представляется возможным вследствие большой неоднородности анализируемого материала. Если мы примем содержание кварца за 25% и введем соответствующие коррективы в соотношения различных окислов, действительное содержание Сг;Оя в нашем ставролите выразится цифрой 0,85 — 0,90%.
Небольшое количество ставролита из хорошо образованных гомогенных кристаллов было тщательно отобрано под бинокулярной лупой и проанализировано одним из авторов на Сг,,0;г По данным анализа содержание окиси хрома в этой разновидности равно 1,28%.
Приведенные цифры позволяют предполагать, что для ставролита, так же как для фуксита и кианита (см. ниже), имеет место непостоянное содержание хрома в различных участках описываемой пачкн.
С присутствием хрома в ставролите несомненно связано отклонение оптических свойств его от обычных констант, приводимых в минералогических справочниках.
В таблице 7 приведены показатели преломления хромсодержащего ставролита Хизо-вары (1) и ставролита обычного типа из вмещающих ф/кситовые сланцы гранат-ставролнтовых гнейсов (2). Для сравнения здесь же помещены показатели преломления ставролита из различных районов, приведенные в работе Thiele (10, стр. 68).
Таблица Г
л»л> п/п Место взятия образца Содержание Ng Nm * Nq-Np
AUO- Fe?0. Cr,0..
1 Хпзо-варз 38,81 0 36 077 1.76И 1,755 1.750 0,010
2 * Щ не апалнзнров. не анаЗЕ 1,750 1,740 1,739 0,011
3 Stuttering Lake 50,44 1,73 ровался — 1.745 ■ —
St Gottbard 51.90 1,80 — 1.745 —
5 Pine Foran 50.10 2.08 — 1,746
с Bretagne '•8.46 2,89 — 1 1,750 _ —

Как видно из приведенных данных, содержание хрома в молекуле ставролита повышает показатели преломления минерала, тогда как двупреломление его остается неизмененным.
В ставролитах, описанных Thiele (10), аналогичную роль, повидн-мому, играет—Fe203, увеличение содержания которого дает закономерное повышение показателя преломления по оси Nm от 1,745 до 1,750.
С присутствием CrsO, связан необычный плеохраизм ставролита с изменением окраски от:
светлой сероиато-желтой по Np
зеленовато-желтой по Nm
светлозеленой но Nd
схема абсорбцнш Nd Nm Nr
К и а к и т в фукситовых сланцах развит в виде крупных удлиненных порфнробласт, обычно ориентированных параллельно сланцеватости породы. Значительно реже кристаллы его располагаются под большим углом к сланцеватости, проявляющейся в ориентировке листочков слюды, удлиненных зерен кварца и призматических кристаллов ставролита.
Порфнробласты кианита обычно включают мелкие понкилобласты кварца, отдельные зерна красно-бурого рутила и мелкие зернышки рудного минерала.
Количество вростков кварца и расположение их в массе кианита очень непостоянно.
В одном из шлифов кианит имеет полисинтетическое двойниковое строение с характерным расположением двойников перпендикулярно длинной оси кристалла. При измерении на универсальном столике Федорова устанавливается, что плоскостью срастания является третий пинакоид (001). Ввиду того, что одна система двойников чрезвычайно тонка,определение закона двойннкования не представляется возможным. В проходящем свете кианит имеет довольно отчетливую окраску с изменением интенсивности от бледноголубого по Np до голубого по Ng.
При скрещенных николях местами наблюдается аномальная ннтер-фереционная окраска в слабых чернильно-синих тонах. Показатели преломления кианита, в зависимости от окраски минерала, колеблются в следующих пределах:
1) Сапфнроио-синнй кианит, ассоциирующий с изумрудно-зеленой слюдой: Ng -
1.737: Nm—1,733; Np—1,736; Ng-Np—0,011.
3) Голубой кпанпт, ассоциирующий си i-ветлозеленой слюдой: Ng 1,713; Nm 1.737; 1*р—1,731; Ng—Np—0,1*11.
Небольшое количество сапфирово-синего кианита было отобрано под бинокулярной лупой и проанализировано одним из авторов на содержание окиси хрома. Количество Сг.О;| в этой разновидности составляет 0,76%.
Магнетит присутствует в небольшом количестве в виде мелких неправильных зерен. Местами наблюдается приуроченность его к порфиробластам кианита и ставролита. В минерале, извлеченном магнитом из тяжелой фракции, химическим анализом обнаружены только следы хрома.
Хромсолержашие кианиты других горизонтов свиты
При изучении кианитов Хизо-варского месторождения обращает внимание очень непостоянная окраска минерала, которая в различных типах пород меняется от белой и светлосерой через бледноголубую, голубую и сапфирово-синюю до темносерой и, наконец, черной. В то время как темносерые и черные тона легко объясняются запыленностью кианита мелкими чешуйками графита, вопрос о различной интенсивности синей окраски до последнего времени оставался неясным. Для решения его небольшое количество материала из кианита каждого
■» Известия К-Ф Вазы АН СССР, .V I.
50
типа было отобрано под бинокулярной луной и проанализировано в спектральной лаборатории ВСЕГЕЙ. Необходимо отметить, что определение производилось только на такие более интенсивные красители, как железо, титан, кобальт, никель и хром.
В таблице 8 приведены данные спектрального анализа, сопоставленные с имеющимися в нашем распоряжении данными химического анализа и оптическими константами минерала. Для сравнения в таблицу введены данные о кианите фукситовых сланцев, описание которых приведено выше.
Условные обозначения таблицы 8
(Знак „— “ обозначаем, что данный элемент н породе не обнаружен.
.Много*.........соответствует целым %
.Есть*......... . десятым долям %.
„Мало* ... . .. сотым долям %.
„Следы* .... „ тысячным долям %.
„ ~ “.......... „ приблизительно.
Приведенные данные позволяют предполагать, что окраска Хнзо-варских кианитов в основном связана с присутствием того или иного количества Сг,03, изоморфно замещающего А1..0.. Повышенное содержание Fe в кианите графитизированных гнейсов не противоречит этому предположению, так как большая часть железа несомненно находится здесь ввиде тонкой рудной вкрапленности. Параллельно с увеличением содержания хрома возрастают также и показатели преломления, хотя для кианита их изменение происходит не так резко, как для ставролита.
Присутствие Сг„0;1 и влияние его на окраску минерала устанавливается также К. Н. Озеровым (4) для кианита Чаинытского месторождения. По данным автора, кианит, с содержанием Сг„03 — 1,81 0, имеет зеленую окраску и характеризуется повышенными показателями преломления по сравнению с кианитом обычного типа.

Заключение
При суждении о генезисе хромовых минералов и, в частности, слюд в первую очередь возникает вопрос об источниках хрома: может ли хром быть привнесен из более или менее удаленного магматического очага или же он извлекается из пород, вмещающих данное минеральное образование. Не имея возможности в рамках настоящей статьи останавливаться сколько-нибудь подробно на этих вопросах, неразрывно связанных с геохимией хрома вообще, ограничимся лишь некоторыми общими замечаниями.
Устанавливая несколько типов ассоциации хромовых слюд, Whitmore, Berrey и Holley ( 12 ) приходят к выводу о том, что источником хрома являются как ультраосновные породы и серпентиниты, так и раствооы, связанные с кислой магмой. Однако четкого анализа условий появления хрома в гранитных-.породах ими не дается. Необходимо отметить, что выводы авторов 9 связи хромовых минералов с кислыми магмами являются спорными*,. так как в большинстве хромоносных районов может быть установлена генетическая связь хрома с развитыми поблизости базитами и гипербазитами. Тем не менее представления Whitmore и его соавторов о подвижности хрома при иостмагматических процессах несомненно справедливы.,Описание многочисленных месторождений совместно встречающихся хромовых минералов (хромовых слюд, хром-турмалина, уваровита, хромхлора), которые не могут быть приведены в рамках данной статьи, позволяет сделать выводы о возможности переноса хрома пост-магматическими флюидами; особенно связанными с кислой магмой. Хром в этих условиях является мобильным в диапазоне от высокотемпературных пегматитовых и пневматолитовых до мезо- и эпитермальных образований.

Однако миграционная способность хрома не ограничена только термальными условиями. Известны такие факты, как концентрация хрома на больших площадях в связи с некоторыми вторичными месторождениями ванадия, нахождение значительных скоплении хромового минерала волконскоита в осадочных образованиях с.-в. части СССР СПустовалов Л. В., 5 ), миграция хрома с растворами в древней коре выветривания гипербазитов (Грицаенко, 2) и т. д. Сердючен-ко Д. П. ( 6 ) описана гипергенная хромовая шпинель, образование которой связано с присутствием в породе органических остатков. Хром констатирован во многих растениях ( 8 ), причем в золе некоторых ягод он обнаружен в количестве до 0,28% Сг, 0Я. Следовательно, он должен был присутствовать и в почвенных растворах. Примеры, приведенные выше, позволяют говорить о том, что и в гипергенных условиях хром способен мигрировать, концентрируясь в отдельных локальных зонах. Вследствие этого необходимо считаться с возможностью первичного накопления хрома в метаморфизованных осадочных породах.
Переходя к вопросу о генезисе фукснтовой пачки свиты Хизо-ва-ры, необходимо отметить ее следующие особенности:
1. Региональную зараженность хромом всей свиты, так как помимо фукситовых сланцев присутствие небольших количеств хрома установлено в кианитах, амфиболе и некоторых валовых пробах кристаллических сланцев.
2. Локализацию хрома в одном небольшом участке толщи вне связи с более молодыми гидротермальными процессами.
3. Слабую подвижность хрома, содержание которого не выравнивается даже в пределах пропластков мощностью в 0,5—1,5 м.
Сопоставление многочисленных литературных данных с наблюдениями. сделанными над породами свиты Хнзо-вары, приводит авторов к следующим выводам. Чрезвычайно слабое развитие пневмато-литических и гидротермальных явлений не позволяет объяснять нахождение хрома в свите Хизо-вары привносом его из какнх-то неизвестных источников, флюидами, связанными с более поздними интрузиями—например, с молодыми гранитами. Более вероятно предположение о первичном характере обогащения хромом в процессе образования мощной седиментогенной толщи, послужившей материалом для кристаллических сланцев Хизо-вары. После отложения хромистые соединения претерпели только перекристаллизацию в процессе складчатости без сколько-нибудь заметной миграции. Вопрос о первоисточнике хрома пока остается открытым, так как развитые поблизости основные породы ряда габбро-пироксеннтов, повидимому, являются более молодыми, чем кристаллические сланцы Хизо-вары и, следовательно, не могут рассматриваться в качестве источников хрома при формировании этой свиты.







Л II Т Е Р А Т У Р А
1. Борисов II. А. и Во.ю говс к л я Н. \. Хизо.варское месторождение кианита в К-ФССР Сов. геология. St 6. 1911.
2. Грицаенко О хромовом ферримонтморнллоните из Аккср.мановского м-ни-л на Урале. Зан. Всерос. Мни. Об.ва (2), ч. 75, в. 2, 1946.
3. Зимин Н. А. Слрановское хрэмоворудпое м-ние Тр. Уральского научно, ж следовательского нн-та геологии, в. II Полезные ископаемые 1938
■1. Озеров К. Н и Быховер Н. А. Месторождения корунда н кианита Всрх-нт-Тнмтонского района Якутской АССР. 1936.
5. Пустовал о в Л. В. Всткситскоит. Тр Пн-та прнко минер н металл. ЛЬ 3.4.
6. СердюченкоД. П Гнпергеннан чр^мава» шпинель из древней коры вы петрнвання на Сев. Кавказе. Зап. Всерос. Мин. Об-ва (2). 74. в. 4. 1945.
7 Blake Ch. Analysis of the Viburnum dentatum. Chem News, 100. 1909.
Я. Dingy all A. a. Beans H. Studies on Chromium II. J. Am. Chem. Soc. v 56, 1934.
9. Escola P. On the chrome Minerals of Outorumpu C k Soc. Qeol. Finhnide No 7. 1933.
10. Thiele E. Die Beziehang der chemischen Zusammensetzung zu den physika-lisch-optischen Eigenschaften in einigen Mineralien des Kontakts Chemie der Erde 13, H 1. 1940.
11. Whezzy. Notes on Allophanite. Fuchsite and Triophylnc Pras li. S. Nat. Mus. 49. 1915.
12. Whitmore. Be r re у a. Holley. Chrome micas Am. Miner, v. 31, No 1-2. 1946.



HIISIVAARAN METAMORFISEN SARJAN KROMIPITOISET MlNERAAUT
YHTEENVETO
Artikkctissa anneiaati kuvaus Hiisivaaran (Pohjuis-Karjala) meia-.«orfisen sarjan kromipiioisista mineraaleista — gneissieta ja liusfcckiveeta -t.;a esitetaan niiden kemiallinen ja spektriananysi.
Fuksiilti sisaHaa 0,78:sta 1.2%:iin Cr.03, slaurolittti — 0,77:sta
l,28%:iin Cr,0„ kianiitti — 0.76%:iin Cr,U- Minenaalien optiHiset oml naisuudet johluvat ikromipiToisuudesiia.
Myohaisempien graniittliajien vaikutus on heikkoa ja lama wkee mah iioitomaksi kromin tulon ulkoapain. Sita paits: se esiintyy pienissa maarin koko sarjasea. Taeia Kaikesta voi tehda johtopaatoksen kromin a'kuperat -esta keskittymisesta laskokerrostumasea. Taman metamorfisen mucdostu man vaikutuksesta muodostui Hiisivaaran 'kr4tal!iliu9kekivien ja sen kro-misisaltorsten mineraalien rvhma.