ВВЕДЕНИЕ
Термин «родингиты» был предложен П. Маршаллом (Marshall et
al., 1911) для обозначения крупнозернистых диопсид-гроссуляровых
агрегатов, слагающих жилы в серпентинизированных перидотитах
(долина р. Родинг, горы Дун в Нов. Зеландии). Первоначально ро-
дингит был описан как первично магматическая порода. Лишь в
1927 г. Л. Гранж (L. Grange) показал, что она представляет собой
измененное габбро (Томкеев, 1986). В отечественной литературе,
однако, термин прижился не сразу и подобные породы обычно
описывали как гранатизированные габбро, гранат-везувиановые фельзи-
ты, гранатиты, офиосфериты и т.д. (Колман, 1979). Кроме того,
часто использовались также названия, отражающие либо
особенности химического состава этих горных пород (известково-силикатные
породы, кальциево-алюмосиликатные породы), либо их
характерные минеральные ассоциации: хлорит-везувиан-гранатовая порода
(Падалка, 1932), хлорит-гранатовая порода, пироксен-гранатовая
порода (Заварицкий, 1932) или сокращенные варианты этих
названий — хлограпит (Соболев, 1952). Отметим, что перечисленные
выше термины только в малой мере отражают содержание этих
сложных метаморфно-метасоматических образований, поскольку
они равным образом могут быть использованы и для обозначения
других пород аналогичного химического и минерального состава
(например, некоторых скарнов). Начиная с семидесятых годов
понятие «родингит» окончательно закрепилось в отечественной
литературе (Геологический словарь, 1973).
Следует отметить, что к родингитам относят не только
переработанные дайки основного и среднего состава, располагающиеся в
пределах серпентинизированных ультраосновных массивов, но и
другие типы горных пород близкого минерального состава. Так,
например, считают, что родингиты возникают также в результате пе-

реработки ксенолитов осадочных или метаморфических пород,
поглощенных гипербазитами в процессе их тектонического внедрения,
или контактового метасоматоза вмещающих толщ аналогичного
состава (Петрологический словарь, 1981). По-нашему мнению,
учитывая геолого-структурную специфику родингитов, термин «родинги-
ты» следует оставить за метаморфно-метасоматическими породами,
образовавшимися в результате переработки дайковых пород
различного состава при серпеитипизации вмещающих их гипербазитов.
Отметим, что родингиты известны не только в составе офиолитовых
комплексов. В последнее* время интенсивно изучаются аналогичные
образования из концентрически-зональных базит-гипербазитовых
массивов и из вулканогенной ассоциации горных пород щелочно-
ультраосиовной формации.
Таким образом, в настоящей работе, вслед за К. Бюхером и
М. Фреем (Bucher, Frey, 1994), к родингитам мы относим кальцие-
во-силикатные породы, образовавшиеся путем метасоматического
замещения даек магматических пород в серпентипизированных
ультраосновных массивах.
Родингиты были обнаружены во многих регионах мира, в том
числе и на дне современного океана (O'Brien, Rodgers, 1973; Hon-
norez, Kirst, 1975). Эти породы описаны на Кавказе (Соболев, 1952),
в Казахстане (Москалева, 1971; Шаркова, 1983), на Сахалине (Ли-
хойдов, Плюспина, 1992), в Сибири (Колесник, 1965; Пинус,
Колесник, 1966; Сикерин, 1982), на Камчатском полуострове
(Селиверстов, Осипенко, 1999). Родингиты обнаружены в Северных
Альпах (Novaga, 1994), Польше (Heflik, 1967; Heflik, Zabinski, 1969),
Пакистане (Bilgremi, Hawie, 1960), Сирии (Majer, 1960), Южной
Африке (Anhaeusser, 1979), Центральной Америке (Espinosa, 1980),
Калифорнии (Schlocker, 1960), Канаде (Wares, Martin, 1980).
Широко развиты родингиты и на Урале. На Полярном Урале они
проявлены на массиве Рай-Из (Заварицкий, 1932), на Среднем
Урале — в пределах Баженовского гипербазитового массива (Тата-
ринов, 1954; Соколова, 1960; др.), на Южном Урале — в районе
Миасса (Кротов, 1915; Варлаков, 1975), в пределах массива Крака
(Логинов, 1970), Джетыгоринского и Киембайского массивов
(Кузнецова, 1963), а также на месторождении Золотая Гора (Николаев,
1908; Мурзин и др., 1987; Спиридонов и др., 1997).
Несмотря на растущий интерес геологов к родингитам, многие
вопросы генезиса этих пород остаются дискуссионными.
Обсуждаются гипотезы метаморфического, контактово-метасоматического,
собственно магматического, палиигенно-метасоматического
происхождения родиигитов. При многообразии предлагаемых механизмов
формирования родингитов образование их в офиолитах, по мнению
большинства исследователей (Спиридонов и др., 1996; Лихойдов,
Плюспина, 1992; O'Hanley et al., 1992), происходит при условиях

зеленосланцевой и пренит-пумпеллиитовой фаций метаморфизма.
При более высоких температурах и давлениях в гипербазитовых
массивах развиваются другие высококальциевые метаморфиты: эк-
логиты, различные жады, глаукофановые сланцы.
Родингиты широко распространены в пределах одного из
крупнейших в мире Баженовского месторождения длинноволокнистого
хризотил-асбеста. В жильных телах месторождения проявлены все
стадии эволюции родингитов, в удивительном многообразии
представлены минералы. Тем не менее, несмотря на широкую
известность родингитов Баженовского месторождения, их минералогия и
условия образования до последнего времени были исследованы
относительно слабо. Вместе с тем детальное минералогическое
изучение, выявление условий образования, типоморфных признаков
отдельных минералов и их сообществ в родингитах может служить
базой для дальнейших геолого-петрологических построений.
Настоящая работа преследует несколько основных задач:
во-первых, обобщение материалов по геологии и разрозненных сведений
по минералогии родингитов Баженовского месторождения;
во-вторых, представление результатов изучения структурно-текстурных
особенностей и минерального состава родингитовых пород,
определения характера пространственно-возрастных взаимоотношений
между слагающими их минеральными парагенезисами; наконец,
достоверная диагностика минералов родингитов, исследование их
морфологии, свойств и особенностей химического состава.
В основу работы легли материалы, собранные автором и группой
студентов кафедры минералогии СПбГУ в течение полевых сезонов
1993—1999 гг. на Бажеиовском месторождении. В значительной
мере эта деятельность проводилась в рамках студенческих научно-
производственных практик. Под эгидой Уральских летних
минералогических школ 1995—2000 гг. осуществлялось плодотворное
сотрудничество с коллективом студентов и сотрудников кафедры
минералогии МГУ. Кроме того, обширный каменный материал,
включающий уникальные образцы минералов, был любезно
предоставлен Ф. И. Габидулиным (АО «Урал-Асбест»).
Исследования проводились на кафедре минералогии СПбГУ по
госбюджетной теме НИИЗК: «Состав и свойства минералов как
индикаторы условий их образования» и были поддержаны грантами
программы «Университеты России» и РФФИ.
Автор глубоко благодарен идейному вдохновителю этой
работы — профессору В. Г. Кривовичеву за всестороннюю помощь и
поддержку. Выполнение работы было бы невозможно без советов и
доброжелательной критики со стороны профессора кафедры
минералогии МГУ Э. М. Спиридонова. Большое содействие при
выполнении различных исследований и в обсуждении их результатов
автор получил от Г. Ф. Анастасенко, А. И. Брусницына, Г. А. Иль-

инского, А. Р. Нестерова (СПбГУ), Ю. Л. Крецера («Механобр-
Аналит»), Н. В. Чуканова (ИХФ РАН). Активное участие в работе
принимали студенты кафедры минералогии СПбГУ А. В. Антонов,
А. М. Большаков, И. А. Попель, Е. В. Старикова, Д. В. Воробьев.
Редкие образцы минералов предоставили для изучения Е. Новгоро-
дова и А. Лоскутов. Особую благодарность за бесценную помощь в
проведении полевых работ автор выражает Ф. И. Габидулину
(«Урал-Асбест») и организаторам «Уральских летних
минералогических школ» (профессорам Э. Ф. Емлину, Э. М. Спиридонову,
О. К. Иванову, канд. геол.-минер. наук О. Г. Кецко) за
конструктивную и доброжелательную критику некоторых результатов,
представленных автором в 1995—1997 гг.
Автор искренне признателен всем, кто способствовал
выполнению настоящей работы.

ГЛАВА 1
ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА БАЖЕНОВСКОГО
МЕСТОРОЖДЕНИЯ ХРИЗОТИЛ-АСБЕСТА
1.1. ИСТОРИЯ ОТКРЫТИЯ И ГЕОЛОГИЧЕСКОГО
ИССЛЕДОВАНИЯ МЕСТОРОЖДЕНИЯ
Первые документальные свидетельства об открытии на Урале
асбеста относятся к 1720 г., когда крепостной крестьянин Сафон
Согра (?), приписанный к Невьянскому заводу, нашел асбест в
демидовских угодьях. Вскоре здесь развернулись добыча асбеста и
ткачество из его волокон различных изделий. В 1729 г. обер-секре-
тарь Сената И. К. Кирилов, выдающийся географ, опубликовал в
Лейпциге статью об асбестовом производстве на Урале. Но
просуществовало невьянское производство недолго. Уже в 1742 г.
натуралист Иоганн Гмелин, побывавший в «царстве» Демидовых,
отмечал: «Копи эти оставлены...». Вновь уральские асбестовые копи
были открыты в феврале 1885 г. землемером Уральского горного
управления А. П. Ладыженским, образованным топографом и
геодезистом (Чечулин, 1989).
Наличие перидотитов, серпентинитов и асбеста в
рассматриваемом районе впервые, по-видимому, было установлено
А.П.Карпинским, который в 1877 и 1879 гг. при геологических исследованиях
восточного склона Урала дважды пересек Баженовский ультраос-
новной массив. Первые систематические разведочные работы
проводились в 1899 г. горным инженером А. В. Семенченко.
Результаты этих работ опубликованы в Горном журнале в 1902 г. Позднее
разведочные работы проводились А. Г. Гедовиусом и Ф. И. Канды-
киным (материалы не сохранились).
Первое полное описание Баженовского месторождения сделано
В. И. Крыжановским (1907), посетившим этот объект в 1906 г. Он
впервые указывает на то, что асбестовые залежи имеют форму
вытянутых в меридиональном направлении эллипсоидов, приводит
краткие сведения о геологическом строении района, данные о типах
руд, некоторых минералах и возможных в то время способах
добычи и обогащения асбеста. В эти же годы в работах на месторожде-

нии начал принимать участие Н. С. Михеев (1909а, 19096). В
1918—1925 гг. партией Геологического комитета под руководством
В. А. Вознесенского была составлена пятидесятитысячная
геологическая карта Баженовского района (Вознесенский, 1920—1924).
Систематически Баженовское месторождение хризотил-асбеста
начало изучаться с 1922 г., после создания предприятия
«Урал-Асбест». В 1922—1925 гг. на месторождении были проведены
маркшейдерская съемка действующих карьеров и их детальное
картирование (Тарасов, 1926). В 1925 г. были впервые оценены запасы
асбеста по месторождению на глубину 100—130 м. Результаты
поисковых и разведочных работ 1925—1940 гг. обобщены в трудах
П. М. Татаринова (1925, 1928, 1948, 1954). Баженовскому массиву
гипербазитов значительное место уделил В. Н. Лодочников (1936) в
известной монографии, посвященной серпентинам и
серпентинитам.
В послевоенные годы продолжились углубленное изучение ультра-
основных пород Баженовского массива и детальная разведка
главных и второстепенных залежей асбеста. В этих работах принимали
участие геологи ВСЕГЕИ, Леигеоиерудтреста, треста «Уралгеолне-
руд», треста «Союзгеоласбест», Уральского геологического
управления Министерства геологии РСФСР (Н. Д. Меркурьев, К. К. Золо-
ев, В. И. Чемякии, В. И. Ефимов, А. М. Мардиросьян и др.). В
1948 г. Ленгеолиерудтрестом было закончено крупномасштабное
геологическое картирование района месторождения, которое
сопровождалось магнитной съемкой. Одновременно с собственно
геологической картой была составлена и геолого-структурная карта
массива ультраосновных пород. Практическим результатом интенсивной
разведки явилось резкое увеличение запасов хризотил-асбеста,
главным образом за счет глубоких горизонтов месторождения. По данным
на 1 января 1963 г. на месторождении пройдено 2064 структурных и
опорных скважин и скважин предварительной и детальной разведки
общей длиной 527 262 (!) м (Дыбков, 1967а). Крупнейшие залежи
были разведаны на глубину 300—800 м, распространение асбестонос-
ности установлено до глубины 1100—1200 м. В ходе многолетних
разведочных работ были детализированы морфология, состав и строение
залежей. Результаты работ по геологии, структуре асбестовых залежей,
минералогии и генезису Баженовского месторождения были частично
опубликованы (Дыбков, 1955, 1962; Соколова, 1955, 1958, 1960;
Соловьев и др., 1959).
Первой и наиболее полной сводкой по минералогии
Баженовского месторождения явилась работа В. В. Черных (1930); в ней с
разной степенью детальности описано 46 минералов. Большой
вклад в изучение месторождения внес П. М. Татаринов, в сводной
работе 1967 г. (Месторождения..., 1967) обобщается огромный
фактический материал, приведены данные о минералогии и генезисе

месторождения. Б. Я. Мерепков (1959) подробно описал жильный
магнетит. Минералого-петрографические исследования асбестовых
руд месторождения выполнялись И. И. Задковой и К. К. Золоевым
(Баженовское месторождение..., 1985).
Несмотря на многолетнюю историю изучения и эксплуатации
Баженовского месторождения, в большинстве случаев в поле зрения
исследователей находились ультраосновпые породы и слагающие
их минералы. Дайки основных и средних пород и образующиеся
по ним родингиты, не находя практического применения, до
последнего времени незаслуженно представляли лишь эпизодический
интерес для минералогов. Наиболее ранние упоминания минералов
родингитов на Среднем Урале можно найти в работах В. И. Кры-
жановского (1907), Б. П. Кротова (1915) и С. М. Курбатова
(1925). Более детальное изучение родингитов началось в 50-е годы
Л. А. Соколовой (1955, 1967), в работах которой приводятся
сведения о некоторых распространенных минералах родингитов. В
1976—1985 гг. Ю. А. Соколов с сотрудниками и студентами У111 А
провел детальное мипералого-петрографическое исследование
центральной части рудного поля, в результате которого были
обнаружены и тщательно изучены ссайсбелиит (Соколов, Лузин, 1981), пек-
толит и ряд минералов из группы цеолитов.
В последние годы минералы баженовских родингитов
привлекают все большее внимание исследователей и коллекционеров.
Минералы группы ксонотлита были детально исследованы Н. И. Оргаио-
вой (1989—1995 гг.). Участились сообщения о новых находках
минералов в родингитах Баженовского месторождения (Задов и др.,
1995; Попов, 1995; материалы Уральской летней минералогической
школы, 1995—1999 гг.). Минералогия родингитов активно
изучается студентами и сотрудниками МГУ (Э. М. Спиридонов, Н. С.
Барсукова и др.), СПбГУ (А. А. Антонов, И. А. Попель, А. М.
Большаков, Д. В. Воробьев и др.) и УПТА (Ю. В. Ерохин). Часть этих
исследований была обобщена в коллективной монографии
(Минералогия родингитов..., 1996).
1.2. КРАТКАЯ ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА
РАЙОНА БАЖЕНОВСКОГО МЕСТОРОЖДЕНИЯ
Баженовский асбестоносный район находится па восточном
склоне Среднего Урала, в той части Восточно-Уральской мегазоны,
которая ранее выделялась как Восточно-Уральский прогиб.
Месторождение приурочено к одноименному дунит-гарцбургитовому
массиву, входящему в состав Асбесто-Алапаевского пояса габбро-пери-
дотитовых интрузий, который протягивается в субмеридиональном
направлении на расстояние около 180 км. Баженовский дунит-гарц-

бургитовый и сопряженный с ним пространственно и структурно Ас-
бестовский габбровый массивы располагаются на территории,
имеющей весьма сложное блоковое и покровно-складчатое строение
(Рапопорт, 1996). В районе месторождения развиты допалеозойские гнейсо-
во-мигматитовые комплексы, офиолиты (O-Si), островодужные
образования (S2-D2) и разновозрастные коллизионные гранитоиды (то-
налит-гранодиоритовые — Ci_2, монцодиорит-гранитные — Сг—з, гра-
нит-лейкогранитные — Pi, лейкогранит-аляскитовые — Рг). Асбес-
товский и Баженовский массивы находятся в узкой (около 10 км
шириной) межблоковой зоне между Мурзинско-Адуйским блоком на
западе и Рефтинским на востоке (рис. 1).
Баженовская ультраосновная интрузия представляет собой
крутопадающее (50—60°) на запад линзообразное тело,
простирание которого почти совпадает с магнитным меридианом. Ширина
интрузии непостоянна и колеблется от примерно 1 км в
центральной, наиболее узкой части массива, до 3.5 км в его южной и
северной частях. По простиранию массив прослеживается на расстояние
около 30 км. По геофизическим данным, вертикальные размеры
тела гипербазитов не превышают 2—3 км (Рапопорт, 1996). В
строении массива принимают участие перидотиты, дуниты и пироксени-
ты.
Наиболее распространены в Баженовском ультраосновном
массиве перидотиты, которые главным образом представлены гарцбур-
гитами. Это плотные зеленовато-черные равномернозернистые
породы. Главными минералами гарцбургитов являются оливин (75—80
об.%) и ромбический пироксен (15—20 об.%). В небольших
количествах в них присутствуют хромшпинелиды (2—3 об.%) и редкие
зерна клииопироксена. Размер отдельных индивидов минералов
колеблется от 1 до 6 мм. В некоторых участках породы имеют пор-
фировидную структуру за счет более крупных выделений
ромбического пироксена.
Лерцолиты в рассматриваемом массиве встречаются значительно
реже. Они представлены мелко- и среднезернистыми породами,
которые сложены приблизительно равными количествами оливина,
энстатита и авгита. Среди акцессорных минералов в них обычно
присутствуют хромшпинелиды и основной плагиоклаз. Линейная
или полосчатая ориентировка минералов в перидотитах отсутствует
(Месторождения..., 1967).
Дуниты Баженовского массива по сравнению с перидотитами
имеют подчиненное значение. Структура породы среднезернистая,
панидиоморфнозернистая, текстура массивная. Сложены они
главным образом оливином (F092) и акцессорными хромшпинелидами.
Размеры зерен оливина не превышают первых миллиметров.
По данным В. Ф. Дыбкова (19676), пироксениты (от оливино-
вых пироксенитов до вебстеритов) среди пород баженовских гипер-

Рис. 1. Геолого-тектоническая схема Среднего Урата. Масштаб 1:1 000 000
(Рапопорг, 1996)
/ — ордовикско-ниАиекаменпоугопьные стратифицированные образования, 2 — допа-
пеозопскне метаморфические точши 1непсово-мпгматптовых Сыссртского н Мурзин-
ско-Адунскою комплексов, 3—7 — гранигоидные комплексы 3 — ленкограннт-аляс-
кнтовып (Рт). 4 — фанпт-лепкОфапиювыи (Pi), 5 — мопцопнг-1рапитовып (С2—i).
6 — тоналнт-гранодноритовып (Сл—i). 7 — габбро-гранитоидные- а — габбро-днориг-
гоналиговыи (Si-Dj), габбро-диорит-фанодиоритовыи калий-натриевый (D? ), б —
существенно плашофанптовыи (Di ); 8 — дунит-клинопироксенит-габбровый комплекс
концетричеекп-зональпых массивов (От °), 9 — габбровый; 10 — альпииотипныи
дуннтгарцбургитовыи; 11 — разрывные нарушения, 12 — элементы тектонического
районирования Восточно-Уральской мегазоны и их номера Восточно-Уральское
поднятие (мегаантиклинории) Ь — Верхотурско-Верхнсетская зона, h— Первоманско-
Сысертскии блок, 1з — Мурзино-Адунскнй аптиклинорныи блок, Восточно-Уральским
прогиб (мегаантиклинории)- 111 — Режевский блок, lb— Рефтипский блок

Рис 2 Схематическая юопогпческая карта и разрез полиции Л 185
Центрального участка Бажснопского месторождения Масштаб 1 50 000 (Дыбков, 1967)
/ — тальковые, тальк-карбонатные породы, 2 —данкн анлнгов, дпорнт-аплптов,
диоритов и других пород грани шоп магмы, 3 — граниты, гранит-аплнты, диориты краевой
части lpaiiiiTiioro массива; 4 — габбро, 5 — перпдошты, 6 — серпентиниты с
просечками асбеста, 7 — серпентиниты с асбестоносностыо типа мелкой сетки, 8 —
перидотиты п серпентиниты с асбестопосностью типа кр>пноп сетки, 9 — серпентиниты массивные
и расслапнованпыс Залежи А — Центральная. Б — карьера 8-западнын. В — карьера 10,
Г — карьера 8-восточнып. Д — Пожарная

базитов развиты мало и в значительных количествах установлены
только в северной части месторождения.
Пироксениты представлены мелко- и среднезернистыми
массивными породами темно-зеленого или черного цвета с характерной
панидиоморфнозернистой структурой. Сложены они
моноклинными и ромбическими пироксенами, относительные количества
которых колеблются в широких пределах. Оливин и магнетит
встречаются в подчиненных количествах. По данным Л. А. Соколовой
(1960), содержание клинопироксена варьирует от 58 до 87 об.%,
ромбического пироксена — от 2 до 16 об.%, количество оливина,
за редким исключением, меньше 5 об.%. Таким образом, по составу
эти пироксениты относятся к вебстеритам (Магматические горные
породы, 1983).
Как правило, ультраосновные породы в значительной степени
серпентинизированы. Серпентинизированные перидотиты (30—70
об.% серпентина) образуют тела эллипсоидальной формы,
окаймленные породами, в которых содержание серпентина превышает 70
об.% (рис. 2).
Серпентиниты как продукт замещения перидотитов и пироксе-
нитов слагают большую часть гипербазитового Баженовского
массива. Выделяют ранние «немагнитные» и более поздние
серпентиниты, обогащенные магнетитом (Спиридонов и др., 1996). Первые
сложены главным образом тонкозернистыми микропетельчатыми
агрегатами лизардита, которые интенсивно замещают оливин и пи-
роксены гарцбургитов. В мелкокристаллической массе иногда
отчетливо выделяются сильным блеском и более крупными размерами
(1—5 мм) псевдоморфозы лизардита по энстатиту (бастит).
Акцессорные минералы представлены реликтовыми хромшпинелидами и
новообразованными бруситом, тремолитом и др. Ранние
серпентиниты обычно имеют массивное сложение, поздние — сложены в
основном хризотилом, тонковолокнистые агрегаты которого
развиваются по лизардиту и образуют продуктивные асбестовые жилы
(мощностью до 10, а в редких случаях до 20 см). Некоторые жилы
этого типа практически нацело сложены массивным скрытокристал-
лическим хризотилом. Часто жилы и прожилки хризотила
оторочены зернистыми агрегатами магнетита и хромшпинелидов.
Более поздними по времени становления являются габброиды
Асбестовского комплекса, тело которых вытянуто в
субмеридиональном направлении, примыкая к западной части Баженовского
массива гипербазитов (рис. 3). Контакт между габброидами
Асбестовского комплекса и гипербазитами имеет интрузивный характер,
в плане его форма осложнена заливообразными выступами. По мере
удаления от контакта в западном направлении (на расстояние
примерно 1 км) габбро плавно переходят в габбро-диориты. Главными
породами Асбестовского комплекса являются габбро-нориты и габ-

pY5S2-D,
\г
po3-s, /
V\/
Г\ ^C>2-31
A*».
/ Г \ Г
vS
vS
pY5S2-D
crO
2-3
+ + /
4
8
Рис. З. Схематическая геологическая карта
района Баженовского месторождения
хризотил-асбеста. Масштаб 1:200 000 (Рапопорт, 1996).
1 — гранодиориты, адамеллиты каменского
комплекса (Ci—г); 2 — тоналиты, реже габбро-диориты и
плагиограниты рефтинского комплекса (S2—Di);
3 — габброиды асбестовского комплекса (Si); 4—
5 — гипербазиты послеофиолитового комплекса:
4 — клинопироксениты, вебстериты, 5 — верлиты,
лерцолиты; 6 — гарцбургиты и дуниты
баженовского офиолитового комплекса (Ог—з); 7 —
базальты и кремнисто-базальтовые образования (Оз—Si);
8 — разрывные нарушения.

бро. Они представлены среднезернистыми породами с типичной
габбровой или габбро-долеритовой структурой, сложены основным
плагиоклазом, гиперстеном, авгитом и паргаситом. Габбро при
сходных текстурах и структурах отличается от габбро-норитов меньшим
количеством гиперстена.
В целом габброиды Асбестовского комплекса характеризуются
повышенными содержаниями магния и железа при пониженных
концентрациях алюминия, титана и щелочей (Рапопорт, 1996), что
характерно для базитов офиолитовых ассоциаций (Ефимов, 1984).
Связанные с Асбестовским комплексом дайки широко
распространены в серпентинизированных ультраосновных породах Баженов-
ского массива. В большинстве случаев породы, слагающие дайки, в
той или иной мере изменены и превращены в родингиты. Более
детальная характеристика пород даикового комплекса приведена
ниже.
С востока к Баженовскому ультраосновпому массиву примыкают
гранитоиды крупного (в плане 65x20 км) Рефтинского плутона
(S2—Di). Главную массу гранитоидов слагают серые биотитовые
граниты, сменяющиеся на востоке диоритами, кварцевыми
диоритами и плагиогранитами (Куплетский, 1947). Часть Рефтинского
массива, тяготеющая к интрузивному контакту с гипербазитами,
представлена гранит-аплитами, среди которых В. Ф. Дыбковым (19676)
выделены, по-видимому, гибридизированные породы, отвечающие
по составу диоритам. На поверхности линия контакта рефтинских
гранитоидов и гипербазитов Баженовского массива имеет
извилистую форму. По данным бурения угол падения контакта непостоянен
и меняется от 40 до 80° (Месторождения..., 1967).
Кварцевые диориты и кварцевые габбро-диориты Рефтинского
массива представлены мелко- и среднезернистыми породами. Они
сложены таблитчатыми выделениями андезина и находящимися в
интерстициях ксеноморфными зернами роговой обманки. В
подчиненных количествах в них присутствуют кварц и биотит. Среди
акцессориев установлены апатит, титаномагнетит, титанит, аллапит,
циркон (Рапопорт, 1996).
Гранодиориты, образующие серию даек в пределах
месторождения, являются существенно плагиоклазовыми породами. Они
содержат приблизительно равные количества роговой обманки и
амфибола (Кузнецова, 1967).
Плагиограниты — наиболее молодые магматические
образования Рефтинского комплекса — сложены плагиоклазом и кварцем,
биотит и роговая обманка являются второстепенными минералами.
Для этих пород характерно повышенное содержание акцессорного
магнетита, титанита, циркона и алланита.
Кроме того, гранитный массив сопровождается серией даек,
которые внедрялись в ультраосновные породы Баженовского массива.

Биотит-роговообманковые адамеллиты и гранодиориты
Каменского комплекса (Ci_г) образуют ряд мелких тел вдоль юго-восточ-
пой границы гипербазитового массива. Интрузивный контакт между
гранитоидами и гипербазитами имеет западное падение под углами
40—50°, иногда до 80° (Рапопорт, 1996).
Близ контакта с гранитоидами гипербазиты, как правило,
преобразованы в тальк-карбонатные породы. Гранитоиды Каменского
комплекса сопровождаются постмагматическими кварц-мусковито-
выми метасоматитами, пропилитами, березитами и золотоносными
лиственитами.
Геологическая ситуация района осложнена широким развитием
дизъюктивных нарушений, контролирующих размещение тел мета-
морфизованных гипербазитов (Месторождения..., 1967; Рапопорт,
1996).
1.3. ГЕОЛОГО-СТРУКТУРНАЯ ПОЗИЦИЯ
И МОРФОЛОГИЯ ЖИЛЬНЫХ ПОРОД И РОДИНГИТОВ
Жильные тела пестрого состава, с многочисленными апофизами
и ответвлениями пронизывают тело ультраосновных пород Баже-
новского массива, маркируя разломы протяженностью до
нескольких километров. Наибольшее распространение имеют
крутопадающие разрывные нарушения меридионального простирания.
Встречаются также широтные и диагональные зоны разломов, а также
разломы с более пологим, близким к горизонтальному падением.
Крупные тектонические нарушения разрывного характера
сопровождаются зонами дробления и интенсивного рассланцевания
пород, а также развитием сложной сети оперяющих трещин. В
результате процессов метаморфизма ультраосновные породы в большей
или меньшей степени серпентинизированы, карбонатизированы и
оталькованы (Соколова, 1955; Геология СССР, 1973). В большинстве
случаев контакты жильных горных пород с серпентинитами имеют
интрузивный характер. По мнению П. М. Татаринова
(Месторождения..., 1967), внедрение даек предшествовало процессу массовой
серпентинизации гипербазитов. Поэтому дробление вмещающих
пород и даек могло быть обусловлено не только тектоническими
явлениями, но и в значительной мере увеличением объема
ультраосновных пород при их серпентинизации.
В целом наши наблюдения согласуются с данными П. М.
Татаринова, который среди жильных пород, фиксирующих зоны
разломов, по морфологическим признакам выделяет два типа. Дайки
первого типа прослеживаются по простиранию на расстояние до
нескольких километров, мощность их изменяется в широких пределах
(от нескольких десятков сантиметров до 40—50 м), по падению

некоторые дайки прослеживаются на глубину до 1 км (Дыбков,
1967в). Дайки этого типа часто осложнены пережимами и
раздувами, они «ныряют», оставаясь на некотором протяжении слепыми,
разветвляются на две-три и вновь сливаются в одну. Более
постоянными являются направления и углы их падения. Известны
меридиональные дайки как западного, так и восточного падения, иногда у
одной и той же дайки направление падения меняется с западного
на восточное. По простиранию же дайки выдержаны на
относительно большое расстояние. Вследствие постоянно изменяющейся
мощности дайки не имеют строго плитообразной формы, контакты их
нередко падают в разные стороны и углы падения определяются по
падению осевых плоскостей даек. У поверхности углы падения
обычно крутые, близкие к вертикальным (80—90°) (табл. I, a),1 a
с глубиной, судя по данным бурения (Месторождения..., 1967), они
нередко становятся более пологими.
Ко второму морфологическому типу относятся дайки-линзы,
которые по простиранию прослеживаются на расстояние от 2—3 м до
50—60 м; по вертикали их протяженность также ограничена первыми
десятками метров. Дайки-линзы обычно встречаются не изолированно,
а располагаются цепочками, маркируя те же направления, что и дайки
первого типа. По нашему мнению, они являются отдельными частями
(«будинами» ) прежде единой жилы родингита, «растащенной» под
воздействием тектонических напряжений.
Довольно часто эти цепочки даек располагаются согласно зонам
рассланцевания серпентинитов, а вдоль контактов даек с
последними наблюдаются зеркала скольжения (табл. II, а). Отметим, что в
некоторых случаях зеркала скольжения (тектонические контакты)
наблюдаются только на одном боку родиигитовой жилы, в то время
как вмещающий ее серпентинит сильно смят и рассланцован. Это,
па наш взгляд, свидетельствует о достаточно упругом (твердом)
состоянии слагающей дайку породы в момент отрыва ее от
серпентинита. С другой стороны, некоторые жилы родингитов смяты
в складки согласно сланцеватости вмещающих серпентинитов
(табл. I, б). Иногда родингиты содержат ксенолиты вмещающих
серпентинитов (табл. I, в), небольшие тела которых так интенсивно
переработаны и изменены, что наблюдаются только в виде теней.
На месторождении также установлены диопсид-гранатовые жилы,
пересекающие частично(?) родингитизировапную дайку
габбро-диорита. Таким образом, однозначно устанавливается разновозраст-
ность жильных образований. Вероятно, на определенном этапе
становления месторождения комплекс дайковых тел служил
«скелетом», контролирующим тектонические напряжения в пределах
серпептинизированного массива.
Тоновые таблицы см. на вклейках между с. 48—49.

1.4. ПЕТРОГРАФИЧЕСКАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА ГОРНЫХ
ПОРОД ДАЙКОВОГО КОМПЛЕКСА И РОДИНГИТОВ
Как отмечалось выше, дайки Асбестовского и Рефтинского
комплексов в серпентинитах Баженовского массива, как правило, в
различной степени родингитизированы. В большинстве случаев
исходные породы практически нацело преобразованы: первичные
плагиоклаз и пироксены в них замещены цоизитом, маложелезистым
диопсидом, гроссуляром, хлоритами, пренитом и другими
минералами. Тем не менее в наиболее мощных жилах иногда можно
наблюдать сильно измененные реликты исходного субстрата. Так, в
слабо родингитизированных жильных телах нами были установлены
реликты гранодиоритов, кварцевых субщелочных диоритов и
габбро. Кроме того, среди пород, слагающих дайки в Баженовском
массиве, отмечались также кварцевые лейко- и меланократовые
диориты (Соколова, 1960). Все перечисленные породы и являются
субстратом, по которому развиваются родингиты.
Изученные дайки измененных габбро (Центральный карьер
Баженовского месторождения) сложены светло-зеленой среднезернистой
массивной породой. При наблюдении этого габбро в шлифах
обнаруживаются весьма значительные преобразования первичных магмато-
генных минералов. Четко устанавливается хорошо сохранившаяся
офитовая (габбровая) структура (табл. II, а). Основная масса породы
сложена частично уралитизированным железистым моноклинным
пироксеном (50—55 об.%) (табл. II, б) и интенсивно развивающимся по
плагиоклазу цоизитом (35—40 об.%). В подчиненных количествах
присутствуют реликты основного плагиоклаза (до 3 об.%), а также
приуроченный к зернам клинопироксена хлорит (5—10 об.%). При
достаточно больших увеличениях заметна ориентировка
новообразованных амфиболов и хлоритов по направлению спайности первичного
клинопироксена. Обращают на себя внимание редкие футляровидные
псевдоморфозы новообразованных клипопироксенов и амфиболов по
пироксенам субстрата (табл. II, в). В некоторых случаях можно
наблюдать развитие граната по плагиоклазу (табл. II, г).
Дайки гранодиоритов (западный борт Северного карьера
Баженовского месторождения) сложены в различной степени
измененными породами. Наиболее «свежей» из них является среднезернистая
темно-серая с зеленоватым оттенком порода, имеющая порфиро-
видную структуру. Текстура ее массивная, слабо разгнейсованная.
Порода состоит из в разной степени соссюритизированного
плагиоклаза (45—50 об.%) (табл. III, а, б), образующего овальные или
округлые порфировидные вкрапленники в основной массе гипидио-
морфных зерен альбита (20—25 об.%), актинолита (5—10 об.%) и
ксеноморфного кварца (15—20 об.%). Плагиоклазовые реликты
имеют весьма характерный вид. Скопления цоизита сосредоточены

преимущественно в центральной части индивидов плагиоклаза
(табл. III, б). С другой стороны, краевые части порфировых
вкрапленников, окруженных агрегатом альбита и кварца, сильно
корродированы. Вероятно, таким образом проявляется зональность
химического состава исходного плагиоклаза — ядро кристалла является
более кальциевым по отношению к периферии.
Несколько большим метасоматическим изменениям подверглись
кварцевые субщелочные диориты. Породы имеют светло-серый цвет,
в них сохранена исходная порфировидная структура. Текстура
породы массивная, сложена сильно соссюритизированным
плагиоклазом (70—75 об.%), маложелезистым клинопироксеном (10—15
об.%), цоизитом (5—10 об.%), который развивается по плагиоклазу,
и содержит до 5 об.% кварца.
При дальнейшем развитии процесса родингитизации породы
полностью теряют первичную структуру, хотя текстура их остается
массивной. Они еще могут содержать достаточно большое
количество реликтов исходного субстрата — до 30 об.% плагиоклаза и до 3
об.% кварца, остальной их объем выполняют маложелезистый ди-
опсид (45—50 об.%) и цоизит (15—20 об.%). Как правило, в таких
породах заметно укрупнение зерен новообразованных минералов.
По мере уменьшения количества реликтов горная порода
приобретает гетеробластовую структуру (табл. III, в). Наличие
существенных количеств цоизита и диопсида и своеобразие структуры,
отличной от структуры первичных магматитов, позволяют отнести такие
породы к «ранним» родингитам. Переход от ранней родингитовой
минеральной ассоциации к поздней характеризуется появлением и
интенсивным развитием гроссуляра и везувиана (табл. III, г;
табл. IV, а, б), а также перекристаллизацией ранее образованных
минералов (табл. IV, в). Следует отметить, что в первую очередь
гроссуляр развивается в интерстициях между зернами пироксена
(табл. III, г; табл. IV, а). Таким образом, он замещает участки,
сложенные преимущественно высококальциевыми
алюмосиликатами — цоизитом и плагиоклазом. Типичный пример такого родин-
гита можно наблюдать в западном борту Центрального карьера. Ро-
дингитовая жила здесь представлена темно-серой с зеленоватым
оттенком мелкозернистой массивной породой. Структура ее грано-
бластовая. Порода состоит главным образом из цоизита в виде
разнонаправленных таблитчатых индивидов или сноповидных агрегатов
(65—70 об.%). Часто цоизит сдвойникован. Местами по нему
развивается мелкозернистый агрегат гроссуляра. Содержание
гроссуляра в породе достигает 10—15 об.%. В целом порода достаточно
сильно хлоритизирована (15—20 об.%) и содержит зерна сильно
корродированного диопсида (около 5 об.%) (табл. IV, г).
Минеральный и химический состав родингитов и частично родин-
гитизированных лайковых пород непостоянен и может изменяться в

пределах одного и того же тела. Так, в дайках диоритов, например,
участки лейкократового состава перемежаются с меланократовыми;
породам часто свойственны такситовые текстуры (табл. V, а). В
некоторых жилах малоизмененных пород наблюдается определенная
зональность. Практически вся осевая часть жилы обладает реликтовой
такситовой текстурой (пятна меланократовой породы находятся в лей-
кократовой основной массе, контакты между мелано- и лейкократо-
выми участками резкие). Лейкократовые участки представляют собой
среднезернистую светло-серую породу, которая обладает бластоофито-
вой структурой и массивной текстурой (табл. V, б). Они сложены
кварцем (50—55 об.%) и цоизитом (45—50 об.%), а также содержат
включения новообразованного хлорита (около 2 об.%). Меланократовые
участки представлены мелкозернистой темно-серой породой, в
которой с трудом можно различить первичную структуру породы
исходного субстрата. Состоят они из цоизита (50—55 об.%), актинолита (25—
30 об.%) и кварца (около 25 об.%).
Ближе к контакту границы между лейко- и меланократовыми
участками становятся размытыми за счет осветления последних,
порода уже практически не содержит кварца. Все это указывает на
выравнивание минерального состава лейко- и меланократовых
участков породы. Рассматриваемая зона представлена светло-серой
мелкозернистой плотной массивной породой, состоящей из примерно
равных количеств диопсида и цоизита. В некоторых участках
присутствуют реликты индивидов плагиоклаза, содержание которого
здесь может достигать 20 об.%; цоизит уже полностью
перекристаллизован, порода обладает типичной гранобластовой структурой.
Непосредственно у контакта с серпентинитами светло-серый
плотный мелкозернистый родингит местами приобретает
желтоватые либо сиреневатые оттенки. Он имеет гранобластовую структуру,
массивную текстуру и сложен гроссуляром (65—70 об.%) и диопси-
дом (30—35 об.%).
Близкая по характеру зональность установлена также в родинги-
товых телах, которые были изучены нами на дне Северного карьера.
Центральная часть жилы сложена серой с зеленоватым оттенком
массивной плотной мелкозернистой породой, обладающей
гранобластовой структурой и состоящей преимущественно из диопсида,
в массе которого находятся мелкие (до 1 мм) вкрапленники рудного
минерала (вероятно, магнетита), окруженного хлоритом.
Следующая от центральной части жилы к контакту зона
представлена грязно-зеленой мелкозернистой массивной породой.
Структура ее гранобластовая. Порода состоит из гроссуляра (50—55
об.%) и диопсида (45—50 об.%), причем в шлифах отчетливо
наблюдается, что гранат развивается по диопсиду.
У одного из контактов дайки с вмещающими серпентинитами
развита зона, сложенная более крупнозернистым гроссуляром, иног-

да с реликтами диопсида. Весь гранат представлен аномально дву-
преломляющими изометричными зернами с ярко выраженной
зональностью и секториальностью (табл. VI, а). Этот участок жилы
обладает заметной пористостью и содержит скопления сульфидов,
причем наибольшее их количество наблюдается у контакта с
серпентинитами.
Таким образом, в ходе процесса родингитизации выявляется
следующая последовательность смены минеральных парагенезисов:
исходные даиковые породы кварц-плагиоклаз-пироксенового состава
замещаются ассоциациями ранних родингитовых минералов (цоизи-
товой, цоизит-диопсидовой и диопсидовой), по которым в свою
очередь развиваются минералы, относимые нами к поздним родингитовым
ассоциациям (гроссуляровые, гроссуляр-диопсидовые, диопсидовые и
везувиан-диопсид-гроссуляровые породы). Во всех родингитах
может присутствовать хлорит.
С момента своего становления родингиты Баженовского
месторождения претерпевают различной степени изменения, которые
обусловлены главным образом двумя факторами. Во-первых,
воздействием поздних гидротермальных растворов при относительно
низких температурах и давлениях, которое приводит к частичному или
полному замещению некоторых участков родингитов пренитом,
цеолитами, карбонатами и другими минералами (табл. VI, б).
Во-вторых, неоднократной собирательной перекристаллизацией уже
существующих минералов в условиях относительно закрытой
системы. Такая перекристаллизация происходила на различных этапах
эволюции химического и минерального состава родингитов и в
конечном итоге привела к разнообразию минеральных ассоциаций и
морфологических типов отдельных минералов родингитов, а также
к образованию многочисленных трещин и полостей выщелачивания
в родингитовых жилах, стенки которых часто инкрустированы
кристаллами свободного роста (табл. VI, в).
Несмотря на интенсивную метасоматическую переработку
лайковых пород в процессе их родингитизации, контакты
родингитовых тел с вмещающими их серпентинитами, за редким
исключением, остаются резкими и четкими. Приконтактовые участки
родингитов обычно сильно хлоритизированы, к ним же приурочены
наибольшие скопления рудных минералов. В оторочках
родингитовых жил часто наблюдаются серпентиниты темно-зеленого (до
черного) цвета. На этот факт указывают многие исследователи
(Соколова, 1960; Агафонов, Пинус, 1981). Вероятно, черная окраска при-
контактовых серпентинитов связана с обильной вкрапленностью
содержащегося в них мелкокристаллического магнетита
(Минералогия родингитов..., 1996).
В некоторых случаях наблюдаются следствия интенсивного
позднего низкотемпературного гидротермального изменения родинги-

тов. Они выражаются прежде всего в разрушении гранатов, клино-
пироксенов, цоизита и образовании в этих жилах цеолитов,
карбонатов, апофиллита, минералов группы серпентина.
Таким образом, в процессе формирования родингитов Баженов-
ского месторождения отчетливо выделяются две разорванные во
времени стадии. С первой из них связано последовательное
формирование собственно родингитовых минеральных ассоциаций (цои-
зит-диопсидовой, гранат-везувиановой и т. д.). Процесс
сопровождался фрагментарной перекристаллизацией родингитов и секреци-
онным выполнением трещин и полостей. Следует подчеркнуть, что
формирование ранних и поздних родингитовых ассоциаций
представляет собой единый во времени генетический процесс. Граница
между ними маркируется появлением гроссуляра. Различие
«ранних» и «поздних» родингитов заключается в том, что в первых
устанавливаются теневые структуры и реликты минералов исходного
субстрата, отсутствующие в «поздних» родингитах. Вторая стадия
характеризуется развитием цеолит-карбонатных парагенезисов с
участием минералов щелочей.

ГЛАВА2
МИНЕРАЛОГИЯ РОДИНГИТОВ БАЖЕНОВСКОГО
МЕСТОРОЖДЕНИЯ
Наиболее полный список минеральных видов, обнаруженных в
Баженовском месторождении, был составлен Ю. В. Ерохиным в
1997 г. Он включает минералы гипербазитов, серпентинитов, габ-
броидов, диоритов, гранитоидов, в различной степени родингитизи-
рованных даек, собственно родингитов и кор выветривания
перечисленных пород. В кадастре, составленном этим исследователем,
121 минеральный вид, из которых к родингитам и родингитизиро-
ванным породам Ю. В. Ерохин относит 38 минералов.
Анализ собственных и литературных данных по минералогии
родингитов Баженовского месторождения позволяет
констатировать, что в настоящее время в родингитах этого месторождения
установлено 72 минеральных вида (табл. 1). По распространенности
эти минералы, в достаточной мере условно, можно разделить на три
группы.
— Главные минералы слагают основную массу тел родингитов.
Наличие именно этих минералов позволяет выделять родингиты в
качестве самостоятельной метаморфно-метасоматической
формации. К главным минералам в первую очередь относятся диопсид,
гранаты, везувиан, цоизит, хлориты, пренит. В целом минералы этой
группы слагают до 90—95 % объема родингитовых тел.
— Второстепенные минералы выполняют в среднем до 5—
10 % объема родингитов. Однако следует отметить, что в
некоторых парагенетических ассоциациях второстепенные минералы
играют ведущую роль, слагая до 50 (и более) об.% породы. К
второстепенным минералам относятся цеолиты, карбонаты, амфиболы,
эпидот, пектолит.
— Редкие минералы встречаются спорадически вплоть до
единичных находок. Они, как правило, не являются типоморфными для
родингитов, их образование обусловлено локальными флуктуациями

Таблица 1. Минералы родингитов Баженовского месторождения
Минералы
]
Диопсид
Гроссуляр
Везувиан
Цоизит
Пренит
Клинохлор
Формула
Главные минералы
CaMg[Si206]
Ca3Al2[Si04]3
Caio(Mg,Fe)2Al4[(Si04)5(Si207)2](OH)4
Ca2Al3[Si04][Si207]0(OH)
Ca2Al[AlSi3Oio](OH)2
(Mg5Al)[AlSi3Oio](OH)8
Второстепенные минералы
Шамозит
Шабазит
Филлипсит
Гармотом
Стильбит
Стеллерит
Гейландит
Натролит
Томсонит
Мезолит
Сколецит
Ломонтит
Жисмондин
Гидроксиапофиллит
Кальцит
Арагонит
Клиноцоизит
Эпидот
Актинолит
Тремолит
Самородная медь
Хромит
Магнезиохромит
Ильменит
Магнетит
Кварц
Бадделеит
Гетит
Валлериит
(Fe2+, Mg, Fe3+)5Al[AlSi3Oio](OH, 0)8
Ca[Al2Si40i2] • 6H2O
(K, Na, Ca)i_2[(Si, Al)gOi6] • 6H2O
(Ba, K)i_2[(Si, Al)8Oi6] • 6H2O
NaCa2[Al5Sii3036] • 14H20
Ca[Al2Si70)8] • 7H20
(Na, Ca)2-3[Al3Si)5036] • 12H20
Na2[Al2Si3Oio] • 2H20
NaCa2[Al5Si5O20] • 6H2O
Na2Ca2[Al6Si903o] ■ 8H2O
Ca[Al2Si3O)0] • ЗН2О
Ca[Al2Si4Oi2] • 4H20
Ca2(Al4Si40i6)-9H20
KCa4[Si802o](OH, F) • 8H20
Са(СОэ)
Са(СОэ)
Ca2Al3[Si04][Si207]0(OH)
Ca2(Fe3+, Al)3[Si04][Si207]0(OH)
Ca2(Fe2+, Mg)5[Si8022](OH)2
Ca2(Mg, Fe2+)5[Si8022](OH)2
Редкие минералы
Си
Fe2+Cr204
MgCr204
FeTi03
Fe2+Fe3+204
Si02
Z1-O2
a - Fe3+0(OH)
4(Fe, Cu)S • 3(Mg, Al)(OH)2

Таблица 1 (продолжение)
Минералы
Точилинит
Хизлевудит
Годлевскит
Миллерит
Пентландит
Халькозин
Халькопирит
Маухерит
Брейтгауптит
Пирротин
Сфалерит
Кубанит
Макинавит
Никелин
Сперрилит
Пирит
Борнит
Титанит
Геденбергит
Андрадит
Пектолит
Ксонотлит
Волластонит
Гиллебрандит
Розенханит
Дженнит
Пломбиерит
Тоберморит
Алланит-(Се)
Доломит
Гидромагнезит
Гидроталькит
Манассеит
Амезит
Хлорапатит
Датолит
Гексагидрит
Формулы
6Feo.9S • 5(MgFe2+)(OH)2
Ni3S2
(Ni, Fe)7S6
NiS
(Fe, Ni)9S8
CuS2
CuFeS2
NiliAss
NiSb
Fei-xS
(Zn, Fe)S
CuFe2S3
FegSg
NiAs
PtAS2
FeS2
Cu5FeS4
CaTi[Si04]0
CaFe2+[Si206]
Ca3Fe3+2[Si04]3
NaCa2[Si308(OH)]
Ca6[Si6Oi7(OH)](OH)
Ca3[Si309]
Ca2[Si03](OH)2
Ca3[Si308](OH)2
Ca9H2[Si60i8](OH)8 • 6H2O
Ca5H2[Si6Oi8]-6H20
Ca5[Si6Oi6(OH)2] • 4H20
(Ce, Ca, Y)2(A1, Fe2+, Fe3+)3[Si04][Si207]0(OH)
CaMg(C03)2
Mg5(C03)4(OH)2 • 4H20
Mg6Al2(C03)(OH)i6' 4H20
Mg6Al2(C03)(OH)i6 • 4H20
Mg2Al[SiA105](OH)4
Ca(P04)3Cl
Ca2[B2Si208](OH)2
MgS04 • 6Н2О

физико-химических параметров минералообразующей среды
(химического состава, Т, Р и т. д.).
В генетическом плане все минералы родингитов отчетливо
разделяются на следующие три группы.
— Реликтовые минералы слагают участки неизмененных или в
различной степени переработанных горных пород исходного
субстрата (габброидов, диоритов и т. д.). Краткая характеристика этих
минералов (плагиоклазы, пироксены и др.) была приведена в
предыдущей главе, и здесь они не рассматриваются.
— Минералы ранних родингитовых ассоциаций, выполняющие
основной объем родингитовых тел, слагают мелкозернистые
массивные агрегаты, взаимоотношения между которыми различимы лишь
при микроскопическом изучении шлифов в проходящем свете.
Количество этих минералов невелико, последовательность их параге-
незисов вполне отражает процесс формирования родингитов.
— К минералам поздних родингитовых ассоциаций относятся
минералы перекристаллизованных родингитов (в том числе
инкрустирующие стенки полостей в телах родингитов) и минералы,
образующиеся при позднем изменении (разрушении) родингитов
(карбонаты, цеолиты, пренит и др.).
Описание минеральных групп в настоящей главе в целом
приводится в порядке их распространенности в родингитах. Отступления
сделаны для пироксенов, гранатов, хлоритов и амфиболов,
поскольку минералы в пределах этих групп близки по условиям
формирования и отличаются лишь вариациями химического состава. Для
всех минералов сначала дается краткая характеристика морфологии
выделений и взаимоотношений с другими минералами ранних и
поздних родингитовых ассоциаций, затем приводятся результаты
химического анализа и основные физические свойства.
Отметим, что основное внимание при изучении родингитов было
уделено точной диагностике отдельных минеральных фаз,
поскольку достоверные сведения по многим минеральным видам из баже-
новских родингитов отсутствуют, а ряд минералов в родингитах Ба-
женовского месторождения был установлен автором впервые.
2.1. ГЛАВНЫЕ МИНЕРАЛЫ
ГРУППА ПИРОКСЕНОВ
Минералы группы пироксенов являются породообразующими
как в породах исходного субстрата (жильных габброидах и
диоритах), так и в развивающихся по ним родингитах. Клинопироксены
диопсид-геденбергитового ряда слагают до одной трети объема тел
родингитов и, таким образом, являются главными минералами этих

пород. В ранних родингитовых ассоциациях клинопироксен
представлен мелкими (до 1 мм в поперечнике), как правило, ксеноморф-
ными зернами. В шлифах этот минерал бесцветен или имеет светло-
зеленую окраску, в последнем случае заметен отчетливый плеохроизм
в зеленоватых тонах. Часто мелкокристаллические агрегаты
новообразованного клинопироксена развиваются по зернам пироксена
исходных габброидов. По химическому составу клинопироксен ранних
родингитовых ассоциаций отвечает геденбергиту (содержание геденбер-
гитового минала — до 65 мол.%, МпО — до 3.05 мас.%) (Спиридонов
и др., 1996). В более поздних родингитах клинопироксен в различной
степени перекристаллизован и в большинстве случаев представлен ди-
опсидом. Формы выделений диопсида необычайно многообразны.
Этот минерал вместе с цоизитом, фоссуляром и хлоритами слагает
матрицу родингитовой породы. При этом отдельные участки родинги-
тов могут быть сложены только диопсидом или иметь биминеральный
состав (диопсид-цоизитовый или диопсид-фоссуляровый). В трещинах
и полостях родингитовых тел диопсид образует в разной степени идио-
морфные кристаллы. На основании детального изучения особенностей
габитуса кристаллов, строения афегатов и взаимоотношений диопсида
с другими минералами можно выделить по крайней мере шесть
морфологических типов диопсида.
I. Мелкозернистый ксеноморфный диопсид, слагающий
массивные родингиты. Диопсид этого типа развивается, как правило, по
пироксенам исходных габброидов и в свою очередь может
замещаться магнезиально-железистыми амфиболами или хлоритами.
И. Плоскопризматические бесцветные или зеленые кристаллы
диопсида в ассоциации с фоссуляром, везувианом и клинохлором.
Взаимоотношения минералов в данной ассоциации неоднозначны. По
нашим наблюдениям, в большинстве случаев фоссуляр является самым
ранним по отношению к остальным перечисленным минералам.
III. Длиннопризматические розовые кристаллы диопсида в
ассоциации с бесцветным фоссуляром.
IV. Сильно уплощенные зональные (от зеленого к
фиолетово-розовому) кристаллы диопсида, образующиеся совместно с
клинохлором. Кристаллы диопсида этого типа встречаются достаточно редко.
V. Короткопризматические зональные (от зеленого в центре к
серовато-белому на периферии) кристаллы диопсида в ассоциации
с пренитом и хромистым фоссуляром.
VI. Светло-зеленые плоские кристаллы диопсида, на которые
нарастают афегаты нитевидных кристаллов геденбергита и актино-
лита.
Возрастные взаимоотношения между II—IV морфологическими
типами установить достаточно сложно, поскольку они, как правило,
инкрустируют стенки пустот и трещин, находящиеся в различных
участках одного родингитового тела или в различных жилах.

Диопсид I типа наиболее распространен в родингитах Баженов-
ского месторождения и является самым ранним до времени
образования из всех перечисленных разновидностей. Для него характерны
серовато-зеленая окраска и ксеноморфные выделения, размер
которых не превышает 1 мм по удлинению. Под микроскопом в
проходящем свете зерна диопсида бесцветны и имеют хорошо
выраженную спайность. Небольшие содержания ТЮг и АЬОз (0 — 0.12 и
0 — 0.94 мас.% соответственно) в данной разновидности диопсида
Таблица 2. Химический состав трех морфологических типов диопсида
Компонент
Тип диопсида (I—III), номер анализа (1—5)
I
1
2
II
3
III
4
5
Мас.%
Si02
ТЮг
А12Оз
Сг2Оз
FeO
МпО
MgO
СаО
Na20
к2о
Сумма
53.97
—
0.94
0.85
7.18
—
13.09
24.88
—
—
100.91
52.67
—
—
0.57
10.79
1.05
10.65
24.73
—
—
100.46
55.14
0.01
—
—
2.45
0.55
15.68
25.20
0.07
0.06
99.16
53.35
0.01
—
—
9.58
0.23
12.36
24.52
—
0.14
100.19
53.78
—
0.97
—
5.00
0.09
14.88
24.83
0.20
0.12
99.87
Формульные единицы
Si
Ti
Al
Cr
Fe
Mn
Mg
Ca
Na
К
1.99
0.04
0.02
0.22
0.72
0.98
2.00
0.02
0.34
0.03
0.60
1.00
2.03
0.08
0.02
0.86
0.99
2.00
0.30
0.01
0.69
0.99
0.01
1.98
0.04
0.15
0.82
0.98
0.01
0.01
Примечание. Здесь и далее прочерк — содержание компонента ниже
чувствительности метода. Формульные единицы рассчитаны на 6 атомов кислорода. Микрозонд
«Camscan 4 DV», аналитик Ю. Л. Крецер (АО «Механобр-Аналит»).

(ан. 1, 2 в табл. 2) свидетельствуют об относительно низких
температурах его образования. Довольно часто присутствие диопсида
этого типа является причиной серовато-зеленой окраски массивных
мелкозернистых родингитов.
Диопсид II типа приурочен к приконтактовым участкам родин-
гитовых тел, где он встречается вместе с гроссуляром, везувианом и
клинохлором, в ассоциации с которыми иногда присутствуют
сульфиды меди. Самым ранним по времени выделения в этой
ассоциации является гроссуляр. Возрастные взаимоотношения между
везувианом и диопсидом неоднозначны: в некоторых участках
наблюдается замещение везувиана диопсидом, в других же, наоборот, зерна
диопсида корродируются везувианом. Вероятно, кристаллизация
этих минералов происходила почти одновременно. Довольно часто
везувиан и диопсид образуют мономинеральные щетки кристаллов,
которые находятся в непосредственной близости друг от друга.
Диопсид II типа представлен сильно уплощенными прозрачными
кристаллами (до 1 см по удлинению). Окраска его варьирует от
бесцветной до светло-зеленой. На рис. 4, а сводный кристалл диопсида II
типа вычерчен по данным гониометрических измерений (табл. 3).
Таблица 3. Сферические координаты сводных кристаллов диопсида II, III
и V типов по данным гониометрических измерений
Простая форма
а{100}
Ъ {010}
с{001}
w{110}
/{130}
/{310}
8 {210}
т{112}
Р{101}
J {111}
X {331}
jc{221)
а {112}
F{301}
и {111}
Jt {312}
II
Р
90°
—
16°03'
90°
—
90°
90°
—
14°22'
33°25'
65°57'
56°25'
—
—
—
—
Ф
90°
—
84°24'
42°45'
—
73°12'
68° 16'
—
88°22'
23°48'
38°18'
35°01'
—
—
—
—
III
Р
90°
90°
—
90°
90°
90°
—
15°34'
—
—
—
—
35°53'
—
—
—
Ф
88°45'
1°9'
—
47°28'
19°27'
71°21'
—
0°57'
—
—
—
—
65°59'
—
—
—
V
Р
90°
90°
14°30'
90°
90°
—
—
—
—
33°09'
—
—
33°43'
90°
47°00'
33°35'
Ф
92°30'
0°
85°30'
42°40'
14°27'
—
—
—
—
22°55'
—
—
62°25'
63°0Г
55°22'
61°56'
Примечание. Гониометр ZRG. Простые формы индицированы по таблицам Гольд-
шмидта (Goldschmidt, 1897).

а б в
Рис 4. Морфология кристаллов диопсида.
а—в — сводные кристаллы по данным гониометрической съемки Простые формы а —
{100),J> — {010},_w — (Mfllj — {130} J— {310}, я — {210}, т— {112}, с — {001 },
р — {101 }, s — {111}, X — (331), * — {221}, а — {112}, F— {301}, и — {111}, A —
{312} г — расщепленным агрегат плоских кристаллов и плоскопризматнческнп
зональный кристалл
На кристаллах диопсида II типа обнаружено 9 простых форм.
Простые формы призматического пояса развиты неодинаково, из них
габитусными являются формы а {100} и т {110}. Все грани
призматического пояса имеюг ровные совершенные поверхности, на
некоторых видна штриховка, параллельная направлению [001]. Для
«головки» кристаллов данного типа характерно преимущественное
развитие простых форм с {001} и А, {331}. Формы р, т, s, x имеют
подчиненное значение, но присутствуют на всех четырех
изученных кристаллах. В химическом составе диопсида II типа
зафиксированы пониженные содержания примесей Ti, Mn, Na и отсутствие
(в пределах чувствительности метода) А1 и Сг (см. табл. 2).
Присутствие небольшого количества железа, по всей видимости,
является причиной светло-зеленой окраски минерала.

Диопсид III типа редок, вместе с бесцветным гроссуляром он
инкрустирует стенки трещин в телах, сложенных серовато-белыми
родингитами. Размеры кристаллов диопсида и гроссуляра в этой
ассоциации редко превышают 1 мм. Окраска диопсида розовая разной
интенсивности. По данным гониометрических измерений,
кристаллы диопсида III типа образованы семью простыми формами
(табл. 2; рис. 4, б). Пинакоиды а {100} и b {010} доминируют над
остальными формами призматического пояса. Поверхности их
граней ровные, обладают сильным блеском, не имеют штриховки и
видимых скульптурных элементов. На «головке» кристалла
наиболее развита простая форма т {112}, поверхности граней этой формы
матовые и рельефные. Слабо развитые грани формы а {112}
отличаются совершенством поверхности и сильным блеском.
Химический состав диопсида III типа приведен в табл. 2. Причиной розовой
окраски этой разновидности диопсида, вероятно, является марганец.
Диопсид IV типа обнаружен в обильно хлоритизированных
трещинах в зонах контактов родипгитовых жил с вмещающими их
серпентинитами, которые неоднородны по составу и обычно сильно
рассланцованы. Среди кристаллов диопсида отчетливо выделяются
две генерации. Первая представлена отдельными крупными (до 5 см
в длину) полупрозрачными кристаллами и их сростками (см. рис. 4,
г). Кристаллы зональны, внутренние зоны имеют бледную зеленую
окраску, а периферийные части — сиреневую. Большинство
кристаллов диопсида IV типа первой генерации сильно уплощены.
Огранка примитивная, призматический пояс сформирован сильно
развитым пинакоидом {100} и призмой {ПО}, которая имеет
подчиненное значение. На «головке» кристалла наблюдаются базальный
пи1шкоид и наклонные по отношению к нему грани простой формы
X {331}. По времени образования за диопсидом первой генерации
следует клинохлор, образующий гексагональные пластины
ярко-зеленого цвета. На клинохлор в свою очередь нарастает мелкий (до
2.5 мм в длину) длиннопризматический диопсид второй генерации.
Его кристаллы совершенно плоские, бесцветные и прозрачные, они
образуют щетку на пластинах клинохлора, ориентированную
перпендикулярно к поверхности пластины (табл. III, а). На рис. 5, а
представлен профиль изменения химического состава диопсида IV
типа (табл. 4) на поперечном срезе его кристаллов. Зонам с
максимальным содержанием Мп соответствует слабо-зеленая окраска
внутренней части кристалла. С другой стороны, для этих же зон
характерно повышенное содержание Fe, что, возможно, служит
причиной «подавления» марганцевых центров окраски.
Диопсид V типа встречается в полостях интенсивно
перекристаллизованных родингитов в ассоциации с хромистым гроссуляром
и пренитом. Кристаллы диопсида V типа обычно идиоморфны,
непрозрачны, имеют короткопризматический габитус при изометрич-

б
0.70
0.50
0.30
0.10
" yS
-^^^ ^^-^Mg
1 1 1 1 1
4 5
№ анализа
4 0
3
мм
Рис. 5. Профили микрозондовых анализов на поперечном срезе зональных
кристаллов диопсида морфологических типов IV (а) и V {б).
Кружками отмечены номера анализов.
ном поперечном сечении. Индивиды диопсида этого типа
отличаются относительно крупными размерами (до первых сантиметров в
длину). Небольшие друзы таких кристаллов в полостях родингитов
часто «присыпаны» пренитом. Внутренние зоны кристаллов
окрашены в травянисто-зеленый цвет, внешние же зоны имеют
серовато-белую окраску. Сводный кристалл диопсида V типа по данным
гониометрических измерений изображен на рис. 4, в. Он
сформирован 10 простыми формами (см. табл. 3), из которых габитусными
являются формы а {100^ b {010}, т {110} в призматическом поясе
и формы а {112}, к {312} на «головке» кристалла. На гладких
гранях призматического пояса видна штриховка, параллельная
удлинению, «головка» же имеет сложную скульптуру и матовый блеск.
На рис. 5, б представлен профиль изменения химического состава
в поперечном срезе зонального кристалла диопсида V типа (табл. 5).
Относительно высокие содержания геденбергитового минала
соответствуют зонам кристалла зеленого цвета.
Диопсид VI типа обнаружен в небольшом занорыше в
существенно диопсидовом родингите. Совершенно плоские, мелкие (до 2
мм в длину) кристаллы этого типа служат подложкой для агрегата
нитевидных кристаллов (табл. VI, г). «Нити» имеют толщину от 1
до 20 мкм при длине до 10 см. Методом рентгенофазового анализа
в нитевидных образованиях обнаружено присутствие двух фаз: кли-

Таблица 4. Химический состав диопсида IV типа
Компонент
Номер анализа
Мас.%
Si02
ТЮ2
AI2O3
Сг2Оз
FeO
MnO
MgO
CaO
Na20
K2O
Сумма
54.94
—
0.29
0.04
2.12
0.28
16.69
25.49
—
0.07
99.92
54.96
—
0.12
—
3.68
0.51
15.89
25.39
—
0.09
100.64
53.99
—
—
0
5.86
1.40
14.19
25.03
—
0.05
100.52
53.77
—
0.23
0.07
5.80
1.46
13.68
24.29
0.33
0.12
99.75
55.48
0.05
—
—
3.45
0.50
16.33
25.09
—
0.05
100.95
55.36
0.10
—
—
3.12
0.45
16.25
24.60
0.29
0.17
100.34
Формульные единицы
Si
Ti
Al
Cr
Fe
Mn
Mg
Ca
Na
К
2.00
0.01
0.06
0.01
0.91
1.00
—
—
2.00
—
0.11
0.02
0.86
0.99
—
—
2.00
—
0.18
0.04
0.78
0.99
—
—
2.00
0.01
0.18
0.05
0.76
0.97
0.02
0.01
2.01
—
0.10
0.02
0.88
0.97
—
—
Примечание. Формульные единицы рассчитаны на 6 атомов кислорода. Микрозонд
«Camscan 4 DV», аналитик Ю. Л. Крецер (АО «Механобр-Аиалит»).
нопироксена и амфибола (рис. 6). По данным микрозондового
анализа (табл. 6), амфибол относится к ряду тремолита—ферроакти-
нолита, а пироксен является маложелезистым геденбергитом.
Большая часть нитей имеет обломанные концы, поэтому обнаружить
ограненную «головку» кристалла было достаточно сложно. Тем не
менее можно выделить два морфологических типа нитевидных
кристаллов в зависимости от формы их поперечного сечения:
сильно уплощенные и изометричные (табл VII, а). Как правило, плоские
нити являются амфиболом. Плоскопризматические кристаллы
диопсида из «подложки» агрегата амфибол-пироксеновых нитей имеют
примитивную огранку (табл. VI, г). На некоторых поверхностях (по-

Таблица 5. Химический состав диопсида V типа
Номер анализа
Мас.%
Si02
ТЮ2
AI2O3
Сг2Оз
FeO
MnO
MgO
CaO
Na20
K2O
Сумма
53.72
—
0.50
0.31
7.66
0.25
13.69
23.69
—
0.01
99.83
53.00
0.07
1.11
0.06
6.73
0.31
12.91
24.39
0.43
—
99.01
54.45
0.06
0.75
0.15
8.67
0.11
11.68
24.74
0.37
—
100.98
53.10
—
0.96
0.21
6.22
0.12
13.25
24.58
0.62
0.15
99.21
54.05
0.13
0.71
0.22
7.10
0.17
13.11
24.21
0.51
0.06
100.27
53.50
0.09
—
0.02
10.55
0.54
11.60
23.78
—
0.05
100.13
53.52
0.02
0.88
—
6.24
0.21
14.43
23.74
0.78
—
99.82
2.00
0.02
0.01
0.24
0.01
0.76
0.95
—
—
Формульные <
1.99
0.05
—
0.21
0.01
0.72
0.98
0.03
—
2.02
0.03
—
0.27
—
0.64
0.98
0.03
—
единицы
1.99
0.04
0.01
0.19
—
0.74
0.99
0.04
0.01
2.00
0.03
0.01
0.22
0.01
0.72
0.96
0.04
—
2.02
—
0.33
0.02
0.65
0.96
—
—
Примечание. Формульные единицы рассчитаны на 6 атомов кислорода. Микрозонд
«Camscan 4 DV», аналитик Ю. Л. Крецер (АО «Механобр-Аналит»).
видимому, пинакоидах {001} или {101}) таких кристаллов
наблюдается сложная скульптура, обусловленная их блочным
(двойниковым?) строением или растворением (табл. VII, б, в; табл. VIII, а, б).
Грани других простых форм относительно совершенны (табл. VII,
б; табл. VIII, б). Затравки нитей геденбергита и тремолит-актиноли-
та обычно приурочены к трещинам спайности, а также к границам,
разделяющим отдельные блоки (субиндивиды двойников), или к
глубоким ямкам травления (табл. VIII, а, б). Часто направление роста
нитей субпараллельно удлинению кристаллов диопсида VI типа
(табл. VIII, б). В некоторых случаях нам удалось наблюдать огра-

00
00
OS
<N
<N
CO
4~l
<N
1 °^
^ Я
M ^
70 20
Рис. 6. Дифрактофамма афегата нитевидных кристаллов.
Дифрактометр ДРОН-2, излучение Сока. Рефлексы амфибола отмечены серым цветом.

Таблица 6. Химический состав пироксенов и амфиболов из агрегатов ните^
видных кристаллов
Компонент
Номер анализа
Si
Ti
Al
Сг
Fe
Mn
Mg
Ca
Na
К
Mac.%
Si02
Ti02
AI2O3
Сг2Оз
FeO
MnO
MgO
CaO
Na20
K2O
Сумма
52.75
—
0.58
0.03
12.91
0.61
10.22
23.08
—
0.06
100.24
51.03
—
0.34
0.06
16.90
0.90
7.30
22.69
0.28
0.09
99.59
50.74
0.02
0.39
—
17.98
1.55
6.46
22.24
—
0.12
99.50
53.59
—
1.40
—
21.85
0.99
8.09
12.32
—
—
98.24
54.64
—
1.88
0.35
17.04
0.80
11.49
12.29
—
—
98.49
2.00
0.03
0.41
0.02
0.58
0.94
Формульные единицы
2.00 2.00
0.02
0.55
0.03
0.43
0.95
0.02
0.02
0.59
0.05
0.38
0.94
0.01
8.00
0.25
2.73
0.13
1.80
1.97
7.94
0.32
0.04
2.07
0.10
2.49
1.91
Примечание. 1 — плоскопризматический кристалл диопсида из подложки
нитевидного агрегата; 2, 3 — нитевидные кристаллы геденбергита; 4, 5 — нитевидные кристаллы
тремолит-ферроактинолита. Формульные единицы рассчитаны в пироксенах на 6 атомов
кислорода, в амфиболах — на 46 отрицательных зарядов. Микрозонд «SEM-501B +
EDAX 9100», аналитик А.Р. Нестеров (каф. минералогии, СПбГУ).
ненные окончания нитей (табл. VIII, в). Как видно, единая нить
может быть образована срастанием нескольких параллельно
ориентированных индивидов.
Описанные выше разновидности диопсида имеют ряд общих
особенностей. Так, установлено, что химический состав всех
изученных типов характеризуется малым содержанием примесей и доля
геденбергитового минала в них редко превышает 25%. Для кристал-

лов всех изученных разновидностей свойственно двойникование.
Главными, кристаллообразующими формами баженовского
диопсида ^являются простые_формы а {100} и т {ПО}; формы Ь {010},
/{310}, с {001}, т {112}, а {112} присутствуют на кристаллах
отдельных типов и имеют подчиненное значение.
С другой стороны, выявлены существенные различия некоторых
свойств различных типов диопсида. Кристаллы диопсида II типа из
диопсид-гроссуляр-везувиановой ассоциации отличаются уплощен-
но-призматическим габитусом, прозрачностью, совершенством
огранки; на этих кристаллах обнаружены простые формы р {101}, х
{221}, g {210}, не встречающиеся на кристаллах других типов. Ди-
опсид IV типа, ассоциирующий с клинохлором в приконтактовых
участках родингитов, образует расщепленные агрегаты плоских
кристаллов, которые, как правило, имеют отчетливую зональность.
Наиболее крупные кристаллы диопсида (тип V) образуются в зонах
перекристаллизации вместе с пренитом. Для них характерен корот-
копризматический габитус, часто ярко выражен пинакоид {001},
простая форма и {111} обнаружена только на кристаллах данного
типа.
Достоверных сведений о нитевидных выделениях клинопироксе-
нов ряда диопсида—геденбергита чрезвычайно мало (Ферсман,
1913; Малеев, 1971). Вероятно, одной из первых находок такого
рода в природе стал нитевидный диопсид из скарнов Якутии. Таким
образом, кристаллы-нити геденбергита в родингитах Баженовского
месторождения являются уникальными образованиями.
ГРУППА ГРАНАТА
Минералы группы граната широко распространены в родингитах
Баженовского месторождения, количество их варьирует, некоторые
участки, а иногда и целые тела светлоокрашенных родингитов в
основном сложены этим минералом. В массивных «ранних»
родингитах обычно встречается в виде мелких (до 0.1—0.2 мм) изомет-
ричных кристаллов.
В участках перекристаллизации родингитов гранаты образуют
плотные крупнозернистые агрегаты и щетки разнообразных по
окраске, часто прозрачных до ювелирного качества кристаллов.
Размеры отдельных индивидов граната в таких агрегатах могут
достигать 1—2 см в поперечнике. Основными габитусными формами
граната являются ромбододекаэдр и тетрагонтриоктаэдр, причем грани
ромбододекаэдра являются доминирующими в облике кристаллов.
Наибольшее распространение среди гранатов Баженовского
месторождения имеет гроссуляр. Типичными спутниками гроссуляра в
родингитах являются диопсид, везувиан и хлорит. Эта ассоциация
минералов слагает массивную мелкозернистую горную породу крис-

Уваровит
Гроссуляр Андрадит
О 7 О 2 A3 А 4 9 5 Мб
Рис. 7. Химический состав гранатов из родингитов Баженовского
месторождения по данным микрозондового анализа (см. табл. 7—9).
/ — бесцветный; 2 — оранжево-красный, 3 — медово-желтый гроссуляр; 4 — андрадит;
5 — хромистый гроссуляр (указано направление от центра кристалла к переферии); 6 —
гранат из массивных хромититов.
таллобластической структуры, иногда образует практически
мономинеральные породы (гроссуляриты). В проходящем свете такой
гроссуляр часто обнаруживает заметное двупреломление
светлосерых цветов интерференции. В перекристаллизованных родинги-
тах к перечисленным выше минералам присоединяются поздние
карбонаты. В полостях и трещинах родингитовых пород хорошо
ограненные кристаллы гроссуляра достигают до 1—2 см в
поперечнике, прозрачность и чистота позволяют рассматривать их как
перспективный ограночный материал.
Химический состав гроссуляра варьирует в широких пределах
(рис. 7), что, по-видимому, и является причиной широчайшей гаммы
его окрасок. Нами в родингитах Баженовского месторождения
встречены разновидности гроссуляра практически всех возможных
для этого минерала оттенков. Однако наибольшим
распространением пользуются светло-розовые (до бесцветных), медово-желтые и
оранжево-красные гроссуляры. В качестве особой разновидности
можно выделить хромистые гранаты интенсивно зеленого цвета

Таблица 7. Химический состав гроссуляров
Компонент
Номер анализа
Мас.%
Si02
Ti02
А12оз
cr2o3
Fe203
FeO
MnO
MgO
CaO
Сумма
39.76
—
21.95
0.03
1.03
—
0.18
0.09
37.39
100.43
40.03
—
22.31
0.02
0.22
1.26
0.04
0.28
35.85
100.01
39.09
0.10
18.93
0.10
4.76
1.45
0.24
0.24
34.84
99.75
39.40
—
20.07
0.09
3.23
1.37
0.21
—
35.49
99.86
37.24
0.06
13.02
0.09
13.06
—
0.92
—
35.35
99.74
37.33
—
13.48
0.15
13.76
0.08
0.76
0.35
34.38
100.29
Формульные единицы
Si
Ti
Al
Cr
Fe3 +
Fe2 +
Mn
Mg
Ca
2.98
—
1.94
—
0.06
—
0.01
0.01
3.01
3.01
—
1.98
—
0.01
0.08
—
0.03
2.89
3.00
0.01
1.71
0.01
0.28
0.09
0.02
0.03
2.86
3.00
—
1.80
0.01
0.19
0.09
0.01
—
2.90
2.96
—
1.22
0.01
0.78
—
0.06
—
3.01
2.94
—
1.25
0.01
0.82
0.01
0.05
0.04
2.90
Примечание. 1,2 — бесцветный, 3, 4 — оранжево-красный, 5, 6 — медово-желтый.
Для трехвалентного железа приведены расчетные содержания. Формульные единицы
рассчитаны на 12 атомов кислорода. Микрозонд «Camscan 4 DV», аналитик Ю. Л. Крецер
(АО «Механобр-Аналит»).
(Антонов, 1995). Химический состав типичных гроссуляров из ро-
дингитов Баженовского месторождения, по данным микрозондового
анализа, приведен в табл. 7. В целом для рассматриваемых гранатов
характерны небольшие содержания примесей. Значимые вариации
в химическом составе этого минерала обнаружены только для
железа и марганца, причем с повышением содержания железа в
гранатах увеличивается содержание марганца. С другой стороны, судя по
расчетным содержаниям, соотношение Fe2+/Fe3+ в составе
исследованных гранатов весьма непостоянно. Приведенные в табл. 7
данные позволяют сделать предположение, что окраска гроссуляра
обусловлена в основном присутствием в них Fe3+ и Мп2+. Так, на-

иболее низкие содержания этих элементов (0.06—0.01 и 0.01—0
ф. е. соответственно) установлены в бесцветных гроссулярах (ан. 1,
2), в минерале оранжево-красной окраски их содержание несколько
выше (0.19—0.28 и 0.01—0.02 ф. е. соответственно) и наиболее
высокие концентрации характерны для медово-желтого гроссуляра
(0.78—0.82 и 0.05—0.01 ф. е. соответственно). Методом
монохроматических вариаций для разноокрашенных гроссуляров
определены следующие показатели преломления: бесцветный — 1.738(3),
розовый — 1.749(3), оранжево-красный — 1.738(3). Параметр
элементарной ячейки этих гранатов колеблется в диапозоне от 11.84
до 11.85 А.
Хромсодержащие гроссуляры яркого изумрудно-зеленого цвета
встречаются на Баженовском месторождении достаточно редко.
Обнаружить их можно в двух типах горных пород.
1.' В массивных хромитовых рудах. Ксеноморфные выделения
граната гроссуляр-уваровитового состава вместе с клинохлором
замещают магнезиохромит и выполняют интерстиции между зернами
последнего. Следует заметить, что в минерализованных трещинах
хромититов гранат кристаллизуется в очень небольших
количествах. Главным же минералом здесь является хромистый везувиан. В
этом плане интересно сравнение с Сарановским месторождением,
знаменитым прекрасными щетками уваровита на хромитовой
породе. Среди минералов Сарановского месторождения везувиан пока
не известен. Образование хромистого везувиана, а не уваровита,
видимо, связано с высокой магнезиальностью баженовских
хромититов.
2. Иногда в родингитовых породах. Своеобразным индикатором
присутствия этого минерала в родингитах является их своеобразная
травянисто-зеленая окраска, обусловленная мелкими (до 1—2 мм в
поперечнике) рассеянными зернами граната. Хорошо образованные
кристаллы хромистого гроссуляра встречаются значительно реже.
Обычно они нарастают на диопсид, индивиды которого инкрусти-
,руют стенки небольших трещин в родингитовых жилах. Основной
габитусной формой описываемых кристаллов граната является
ромбододекаэдр, обычно присутствующие грани тетрагонтриоктаэдра
имеют резко подчиненное значение. Как правило, гранат этой
разновидности образуется в породах, которые содержат, по-видимому,
реликтовый ксеногенный магнезиохромит. Заметим, что хромистый
везувиан здесь не обнаружен. На наш взгляд, обусловлено это тем,
что зерна магнезиохромита рассеяны и количество их крайне мало.
Поэтому магний не имеет достаточно высокой активности при
растворении хромшпинелида.
Вместе с хлоритом и магнетитом гроссуляр формирует
полиминеральные псевдоморфозы по магнезиохромиту (Минералогия родин-
гитов..., 1996) либо обрастает зерна хромшпинелида (табл. IX, а;

Таблица 8. Химический состав хромистого
гроссуляра

Компонент
Номер анализа
1
2
3
4
Мас.%
Si02
ТЮ2
AI2O3
СггОз
Fe203
FeO
MnO
MgO
CaO
Сумма
37.58
0.61
15.40
7.48
2.82
0.64
1.13
0.26
34.13
100.05
39.39
0.18
17.85
5.64
—
2.94
1.62
—
32.38
100.00
39.11
0.08
19.26
3.00
1.67
2.10
1.19
0.24
33.75
100.40
39.88
0.04
21.82
1.07
—
3.45
1.22
0.29
32.65
100.42
Формульные единицы
Si
Ti
Al
Cr
Fe3 +
Fe2 +
Mn
Mg
Ca
2.93
0.04
1.42
0.46
0.17
0.04
0.07
0.03
2.85
3.03
0.01
1.62
0.34
—
0.19
0.11
—
2.67
2.99
—
1.73
0.18
0.10
0.13
0.08
0.03
2.76
ЗЮ1
—
1.94
0.06
—
0.22
0.08
0.03
2.64
Примечание. 1—4 — профиль точек анализов от
центра кристалла к периферии (см. рис. 7). Для
трехвалентного железа приведены расчетные содержания.
Формульные единицы рассчитаны на 12 атомов кислорода.
Микрозонд «Camscan 4 DV», аналитик Ю. Л. Крецер
(АО «Механобр-Аналит»).
табл. XIV, в). Иногда в центральной части идиоморфных
кристаллов хромистого гроссуляра можно обнаружить зерна магнезиохро-
мита. Такие кристаллы всегда зонапьны, интенсивность окраски
плавно меняется от яркой изумрудно-зеленой во внутренних зонах
кристаллов до бесцветной на периферии. Соответственно
уменьшается содержание хрома в химическом составе граната (табл. 8,
рис. 7) от 7—8 до первых десятых долей мас.% СггОз. Показатель
преломления интенсивно окрашенного хромистого гроссуляра —

Таблица 9. Химический состав андрадита

Компонент
Номер анализа
1
2
3
4
Si02
ТЮ2
AI2O3
Сг2Оз
РегОз
FeO
MnO
MgO
CaO
Сумма
36.19
0.58
8.18
0.19
20.15
—
0.02
0.89
34.16
100.36
Mac.%
37.08
0.40
8.15
—
20.06
—
0.19
—
34.91
100.79
36.44
0.37
7.94
—
20.70
—
0.02
—
35.03
100.50
35.47
0.24
7.92
0.09
21.02
—
0.15
—
35.02
99.91
Si
Ti
Al
Cr
Fe3 +
Fe2 +
Mn
Mg
Ca
Формульные единицы
2.92
0.04
0.78
0.01
1.22
__
0.11
2.96
2.98
0.02
0.77
—
1.21
0.01
—
3.00
2.95
0.02
0.76
—
1.26
—
3.04
2.90
0.01
0.76
0.01
1.29
0.01
3.07
Примечание. Для трехвалентного железа приведены
расчетные содержания. Формульные единицы
рассчитаны на 12 атомов кислорода. Микрозонд «Camscan 4 DV»,
аналитик Ю. Л. Крецер (АО «Механобр-Аналит»).
1.757, параметр элементарной ячейки а = 11.863 ± 0.003 А.
Хромовые гранаты из массивных хромититов обнаруживают своеобразный
химический состав. По расчету данных микрозондового анализа
атомные количества алюминия, трехвалентного железа и хрома в
них приблизительно равны:
(Са2.97реО.Оз)з.Оо(СГо.70^0.70^е0.6о)2.0о(^1з.Оо021)-
Существенно железистый гранат в родингитах Баженовского
месторождения встречен в ассоциации с кальцитом. Он образует
хорошо ограненные ромбододекаэдрические кристаллы размером до

0.5 см. Окраска минерала темная, зеленовато-бурая до черной в
наиболее крупных зернах. В тонких срезах кристаллы обнаруживают
слабую зональность, которая, вероятно, связана с некоторым
увеличением содержания железа в краевых зонах кристалла по
отношению к центру. Расчет атомных количеств элементов в составе
данного граната позволяет предположить, что все железо,
присутствующее в минерале, находится в трехвалентном состоянии (табл. 9).
Таким образом, этот гранат относится к ряду андрадита—гроссуляра,
содержание андрадитового и гроссулярового миналов соответственно
равно 60 и 40 % (см. рис. 7). Ti, Mn, Mg присутствуют в небольших
количествах. Показатель преломления андрадита, полученный
методом монохроматических вариаций, 1.794. Параметр элементарной
ячейки: а- 11.955(3) А.
По данным ИК-спектроскопии, в некоторых гранатах
присутствует конституционная группа (ОН). Типичные ИК-спектры светло-
розового гроссуляра и андрадита приведены на рис. 8. С другой
стороны, одной из общих особенностей всех изученных
разновидностей гранатов из родингитов Баженовского месторождения
является небольшой дефицит кремния в рассчитанных формулах
минерала. Вероятно, отмеченный факт обусловлен присутствием
некоторого количества гиббшитового минала в составе баженовских
гранатов. Однако обычно содержание воды невелико, гидрогранаты
на месторождении являются редкостью.
Перекристаллизованные гроссуляры родингитов практически
всегда оптически анизотропны. Аномальное двупреломление
гранатов гроссуляр-андрадитового ряда, по данным А.Г.Штукенберга
(1997), может быть обусловлено как напряжениями гетерометрии,
так и ростовой диссимметризацией в этих кристаллах. В этом
отношении наиболее интересны результаты изучения монотонных по
химическому составу гроссуляров Баженовского месторождения (в
пределах чувствительности микрозондового метода). За счет
различной ориентировки оптических осей и вариаций силы двупреломле-
ния в поляризованном свете проявляется их зональное и (или) сек-
ториальное строение. В некоторых случаях наблюдается блочное и
ламелльное угасание участков единого кристалла (табл. IX, б—г).
Рентгеноструктурные исследования таких гранатов проводились
методами порошковой дифрактометрии. Обработка результатов,
включающая профильный анализ (Антонова, Гойло, 2000), выявила
следующее. Набор полученных рентгеновских рефлексов индицируется в
обычной для граната пространственной группе Ia-3d, понижения
симметрии не обнаружено. Расчетный анализ полуширин максимумов
разных порядков показал, что внутриструктурные напряжения кристаллов
связаны главным образом с их микроблочным строением. По
приблизительным оценкам размеры блоков по разным кристаллографическим
направлениям составляют 500—3000 А в гроссулярах различного со-

a
э/п
э/п
Рис. 8. Типичные ИК-спектры фанатов Баженовского месторождения. Аналитик
Н.В.Чуканов (ИХФ РАН, Черноголовка).
а — кристалл светло-розового гроссуляра; б — кристалл андрадита.

става. В качестве тенденции между размерами блоков и
параметрами элементарной ячейки намечается обратная зависимость:
меньшим размерам блоков соответствуют наибольшие параметры
элементарной ячейки (увеличение Fe составляющей в гроссуляре).
В результате изучения граната выделены следующие
характерные особенности гроссуляров Баженовского месторождения:
— наличие элементов-примесей в составе гранатов определится
спецификой химического состава вмещающих их родингитов; так,
хромистый гроссуляр образуется в тех участках родингитовых тел,
которые содержат реликты ксеногенных хромитов;
— максимальным содержаниям железа в гроссулярах
соответствуют повышенные содержания марганца;
— тонкие вариации состава примесей-хромофоров приводят к
неповторимому многообразию окрасок гроссуляров;
— наиболее вероятной причиной оптической аномальности
изученных гранатов являются напряжения гетерометрии,
обусловленные их микроблочным строением.
ВЕЗУВИАН
Как и в большинстве проявлений родингитов офиолитовой
формации, в жильных кальциево-силикатных породах Баженовского
месторождения везувиан является одним из главных минералов.
Количество его в родингитах непостоянно и варьирует в широких
пределах. Иногда везувиан слагает мономинеральные или, вместе с
гроссуляром, биминеральные участки пород. Обычно кроме гроссу-
ляра в ассоциации с везувианом встречаются диопсид и клинохлор.
В массивных родингитах везувиан представлен мелкими (0.1—1 мм
в поперечнике) изометричными или слабо удлиненными зернами. В
поляризованном свете этот минерал, как правило, проявляет
отчетливый плеохроизм. Возрастные взаимоотношения везувиана с дип-
сидом и гроссуляром неоднозначны. В некоторых случаях везувиан
является более поздним минералом по отношению к диопсиду и
гроссуляру и, по нашим наблюдениям, развивается по гроссуляру. С
другой стороны, в качестве общей тенденции для зональных
родингитовых жил можно отметить приуроченность везувиансодержащих
парагенезисов к близконтактовым участкам родингита. В разрезе
такой метасоматическои колонки среди названных минералов четко
устанавливается последовательность
диопсид—везувиан—гроссуляр. По всей видимости, в массивных родингитах везувиан
представляет по крайней мере два зарождения минерала.
В участках перекристаллизации выделения везувиана достигают
довольно крупных размеров (до нескольких сантиметров в длину),
а стенки трещин и полостей выщелачивания в родингитах часто

инкрустированы его прекрасными кристаллами. Иногда такие
кристаллы прозрачны или полупрозрачны и хорошо огранены. Окраска
везувиана Баженовского месторождения, как правило, варьирует в
зелено-коричневых тонах. Наиболее распространены темные бо-
лотно-зеленые, светлые яблочно-зеленые разновидности, цвета же
коричневых оттенков встречаются значительно реже. Характерной
особенностью баженовских везувианов является внешний облик их
кристаллов. Как правило, габитус кристаллов образован
комбинацией удлиненных призм и «острейшей» дипирамиды, что
придает им вид заточенного восьмигранного карандаша. Особая
разновидность хромистого везувиана обнаружена среди поздних
хлоритовых прожилков в редких на месторождении массивных
хромититах. Везувиан представлен мелкими (до 1.5 см в длину)
длиннопризматическими субидиоморфными кристаллами,
которые образуют мелкие щетки изумрудно-зеленого цвета.
Содержание хрома составляет около 1 мас.% СггОз. От других везувианов
месторождения этот минерал отличается относительно низкими
содержаниями алюминия и высокими магния.
На этом преимущественно «зеленом фоне» экзотически
выглядят везувианы так называемой «фиолетовой жилы», которая была
вскрыта в начале 1996 г. в западном борту Южного карьера
Баженовского месторождения. Везувианы этой жилы существенно
отличаются от типичных для месторождения разновидностей как
по окраске, так и по морфологии кристаллов. Жила
располагается в зоне интенсивного рассланцевания серпентинитов, при
общем субвертикальном залегании осложнена пережимами и
раздувами. В верхней ее части родингитовая порода сложена сред-
незернистым агрегатом гроссуляра, везувиана и хлорита.
Значительные по объему участки жилы перекристаллизованы. Гроссу-
ляр в таких участках представлен мелкими субидиоморфными
бесцветными кристаллами (размером до 0.5 мм в поперечнике),
сахаровидный агрегат которых слагает небольшие стяжения и
прожилки. Перекристаллизованный везувиан в небольших
пустотах породы образует хорошо ограненные кристаллы двух
морфологических типов: мелкие (размером не более 3 мм в длину)
удлиненно-призматического габитуса с заметно развитым пинакои-
дом (рис. 9, в) и более крупные (до 10 мм по удлинению),
которые имеют «вилуитовый» облик (рис. 9, г). Кристаллы
первого типа, как правило, прозрачны; они могут быть бесцветными,
светло-зелеными и розовато-фиолетовыми (табл. XV, б). Иногда
изменение окраски в кристаллах образует видимую зональность.
Везувиан второго, «вилуитового», типа обычно имеет
яблочно-зеленый цвет, относительно крупные его индивиды редко бывают
прозрачными. Тем не менее известны находки полихромных желто-
коричневых кристаллов ювелирного качества (табл. XV, б).

a
6
m
V
/\5F^
Рис. 9. Морфология кристаллов везувиана из родингитов Баженовского
месторождения.
Простые формы, индицированные по таблицам В. Гольдшмидта (Goldschmidt, 1897): с —
{001}, а— {010}, т— {ПО},/— {120}, р— {111}, s — {131}, t — {331}, г— {121},
i— {132}.
Нижняя часть родингита представляет собой сливной,
практически мономинеральный гроссуляровый «жад» бледно-розового
цвета. В редких занорышах везувиан образует прозрачные корот-
копризматические кристаллы с сильно развитым пинакоидом и едва
заметной дипирамидой. Везувиан имеет медово-желтый цвет в
корневой части кристалла. Под пинакоидом наблюдаются отчетливые
зоны красно-коричневой окраски. Размеры кристаллов варьируют
от нескольких миллиметров до 3—5 см по удлинению.
Гониометрическое изучение типичных для месторождения
кристаллов везувиана (табл. 10) показало, что главными
простыми формами в них всегда являются призмы а {010} и га {110}, а
также дитетрагональная дипирамида s {131}. В призматическом
поясе обычно присутствует простая форма/ {120}, но она всегда
имеет резко подчиненное значение. Огранка «головки» кристалла
может быть разной. В большинстве случаев встречается
примитивная комбинация дитетрагоналыюй дипирамиды s {131} и
тетрагональной дипирамиды р {111} (рис. 9, б). На некоторых
кристаллах «головка» осложнена появлением дипирамид i {132}, z
{121}, / {33^1} и слабо развитого базопинакоида с {001} (рис. 9,
а). На гранях призм ант наблюдается штриховка, параллельная
удлинению кристалла. Поверхности дипирамид ровные, обладают

Таблица 10. Сферические координаты сводных кристаллов везувиана
различных типов по данным гониометрических измерений
Простая
форма
а{010}
с{001}
/л{110}
/{120}
р{111}
5(131}
/{331}
г{121}
/{132}
Фиолетовый
везувиан
Ф
0°
—
44°44'
—
—
18°24'
Р
90°
0°
90°
—
—
59°ЗГ
«Вилюит»
Ф
0°08'
—
45° 10'
26°32'
45° 10'
18°32'
Р
90°
0°
90°
90°
37°03'
59°32'
Темно-зеленый
остроголовый
Ф
0°24'
—
45°57'
—
45°34'
18°20'
Р
90°
—
90°
—
37°22'
60°01'
Яблочно-зеленый
остроголовый
Ф
0°32'
—
о°зг
26°38'
45°08'
18°26'
45° 18'
26°36'
18°23'
Р
90°
0°
90°
90°
36° 14'
58°46'
65°38'
48°52'
39°06'
Примечание. Гониометр ZRG. Простые формы индицированы по таблицам Гольдш-
мидта (Goldschmidt, 1897)
сильным блеском, не имеют штриховки и других видимых
скульптурных элементов. В огранении кристаллов везувиана из
«фиолетовой жилы» не принимают участие простые формы i, t и z (табл. 10).
Главным же отличием их морфологии от типичных везувианов ро-
дингитов Баженовского месторождения является сильное развитие
базопинакоида.
Химический состав везувианов Баженовского месторождения
был изучен с помощью микрозондового анализа (табл. 11). В
отраженных электронах хорошо видна неоднородность кристаллов
везувиана, вызванная различными причинами. Так, в некоторых случаях
наблюдается зональность, обусловленная вариациями содержания
изоморфной примеси железа в составе минерала (табл. X, а).
Количество железа меняется от 2 мас.% в темных участках до 5 мас.%
в относительно светлых зонах. Различное содержание железа в
везувиане также выявляет и блочное строение его отдельных
кристаллов (табл. X, б). Кроме того, иногда наблюдаются неоднородности,
которые образованы скоплениями захваченных включений в
отдельных зонах роста (табл. X, в). Как правило, эти вростки
представлены сульфидами железа, реже другими фазами. Так, в виде
включений в везувиане был установлен бадцелеит.
Главным хромофором, обусловливающим зеленую окраску баже-
новских везувианов, вероятно, является железо, максимальные
концентрации которого установлены в наиболее густо окрашенных
кристаллах (3.5—6 мас.%), тогда как светло-зеленый «вилуит»
содержит около 1.7 мас.% FeO (табл. 11). В окраске коричневых

Таблица I
а — «сорванные» контакты родингиюв, б — согласное залегание родингитовои
жилы в складке серпентинита, в — ксенолит серпентинитов в мощной родингитовои
жиле

Таблица II
а — исходное габбро, николи параллельны, х 10, первичный пироксен корродирован
диопсидом, б — амфибол-хлорит-цоизитовыи афегат, развивающийся в клинопи-
роксене исходного габбро, николи скрещены, х 40, в — замещение клинопироксена
исходного габбро диопсидом и тремочитом, николи параллельны, х 40, г развитие
фоссуляра по плагиоклазу исходного субстрата, николи скрещены, х 40, афегаты
фаната ориентированы вдоль двойниковых швов плагиоклаза

Таблица III
а — развитие цоизита по плагиоклазу, николи скрещены, х 40, б — соссюритизация
центральной части зерен плагиоклаза, николи скрещены, х 40, в — типичная
структура цоизит-диопсидового родингита, никоти скрещены, х65, г — развитие гроссу-
пяра в интерстициях зерен хлоритизированного днопсида, никош скрещены, х 40

Таблица IV
а — развитие гроссуляра в интерстнциях зерен хлоритизированного диопсида,
николи параллельны, х 40; б — везувиан и диопсид в родингитизированном диорите,
николи скрещены, х 40, в — участок перекристаллизованного родингита. 1 —
диопсид, 2 — цоизит, николи скрещены, х 65; г — гетеробластовая структура
родингита 1 — диопсид, 2 — гроссуляр, 3 — клинохлор, николи параллельны, х 40

/4\t v
&*;
МШЙ .^-:'^&-.-:*-
»» .. *% v.
■■*•»
-;'f-
■'5.*-*..
'Я?^«5,
*?:
' ^ ..'^ 3* «SP »*
fl — родингитизированнын диорит с реликтовой такситовои структурой, чередование
среднезернистых леикократовых (А) и мелкозернистых меланократовых (£)
участков, б — бластоофитовая структура лейкократового участка, плагиоклаз замешен
цоизитом, николи параллельны, х 40

Таблица VI
а — аномально двупречомляющни фоссуляр, николи скрещены, х65; б — резор-
бированные афегаты фоссуляра в прените, николи параллельны, х 40, в —
заполненная поздним кальцитом секреционная полость в родингите 1 — фоссуляр, 2 —
диопсид, 3 — кальцит, николи параллельны, х 10, г — плоскопризматические
кристаллы дпопсида — «подложки» нитевидных пироксенов и амфиболов

Таблица VII
^<^Ч
а — два морфологических типа нитей 1 — амфибол, кристаллы с уплощенным
сечением, 2 — пироксен, кристаллы с изометричным сечением, б — рост нитей
геденбергита и тремолита из плоского кристалла диопсида, дешифрировано по
фотоизображению, в — базовый пинакоид кристалла диопсида, скульптура поверхности

Таблица VIII
а — «выход» нитей приурочен к ямкам травления и трещинам спайности в диопси-
де, б — направление роста нитей субпараллельно удлинению кристаллов
«подложки», в — огранка головки нитевидного кристалла геденбергита, дешифрировано по
фотоизображению

Таблица IX
* ■ » ■ <s " Ш
h
;£**■*<
^У -'^ !:,«►.
'""4
%,„ >*
^
гь
а — замещение железистого магнезиохромита кальциевым гранатом, николи
параллельны, х 40; б — аномально дву преломляющий гроссуляр в диопсидовом родинги-
те. николи скрещены, х 40, в — то же, николи параллельны; г — ламелльное
строение отдельных блоков гроссуляра, николи скрещены, х 80

Таблица X
а — зональность в везувиане, обусловленная вариациями содержания в нем железа,
б — блоки кристалпа везувиана, отпичающиеся по содержанию железа, в —
скопления захваченных включений в везувиане, изображение в обратно-отраженных
электронах

Таблица XI
а — тройник фнлпипснта, х 2 5, б — массивные хромититы, развитие железистого
хромшпинелида по первичному магнезпохромпту, ииколи параллельны, х 40, в —
вростки баддепеига в кристалле везувиана, изображение в обратио-отраженных этек-
тронах

Таблица XII
а — радиально-лучистые афегаты тоберморита на фоссуляр-диопсидовой щетке,
размер изображения 3x5 см; б — кальцит, щетка кристаллов, размер изображения
3 х 5 см

Таблица ХШ
f%№
а — зональные кристаллы диопсида (тип IV) с клинохлором, размер изображения
12x20 см, б — сростки кристаллов гидроталькита на фебенчатом прените, 1.5 х
х 2 5 см, в — конкреции кальцита на диопсиде, размер изображения 1.2 х 2 см

Таблица XIV
а — фоссуляр на бесцветном диопсиде, размер кристаллов до 6 мм, б — кристаллы
хромистого фоссуляра в полостях клинохлор-диопсидового родингита, размер
кристаллов 2 мм, в — щетка фоссуляра, в центральной части каждого кристалла
заключено зерно хромшпинелида, размер кристаллов до 2 мм

Таблица XV
гроссуляр, размер кристаллов до 8 мм, б — полихромныи везувиан, длина
образца 8 мм, в — фиолетовый везувиан, длина кристалла 1 см

Таблица XVI
ffc
а — тройники филлипсита и факолитовые двойники шабазита на прените, размер
изображения 1.2 х 2 см; б — стильбит, размер изображения 16x3 см, в —
сростки апофиллита на щетке пластинчатых кристалов датолита, размер изображения
1 6 х 3 см

Таблица 11. Химический состав различных типов везувиана

Компонент
Номер анализа
1
2
зеленый
остроголовый
3
4
темно-зеленый
остроголовый
5
6
яблочно-зеленый
остроголовый
7

коричневый
8
«вилуит»
9
10
ярко-фиолетовый
11
12
слабо-фиолетовый
13

бесцветный
Мас.%
Si02
Ti02
AI2o3
Сг20з
FeO
MnO
MgO
CaO
Na20
Сумма
36.93
0.41
17.67
0.21
3.49
—
2.23
36.43
—
97.37
36.68
—
16.61
0.20
4.75
—
2.71
36.06
—
97.01
38.45
0.43
16.23
—
4.04
0.13
2.72
35.02
0.28
97.30
37.83
0.39
16.59
0.08
4.02
0.18
2.66
34.80
—
96.55
36.51
—
15.35
0.29
5.95
—
3.04
36.10
0.18
97.42
36.69
—
16.70
0.28
3.54
—
3.32
36.46
—
96.99
36.98
1.84
16.63
0.15
3.19
—
2.30
35.52
—
96.61
37.01
—
19.59
0.29
1.74
—
1.68
36.52
—
96.83
37.13
—
19.57
0.26
1.40
0.55
1.94
35.89
—
96.74
36.82
0.82
18.64
0.26
0.83
0.53
2.49
36.58
0.10
97.07
36.93
0.11
19.35
0.29
1.38
0.39
1.97
36.53
—
96.95
37.43
—
19.61
0.21
0.37
0.40
2.71
36.64
97.37
37.21
—
19.55
0.24
0.75
0.29
2.48
36.01
—
96.53
формульные единицы
17.92
0.15
10Д1
0.08
17.82
—
9.51
0.08
18.63
0.16
9.27
—
18.52
0.14
9.5,7
0.03
17.70
—
8.77
0.11
i >
17.75
—
9.52
0.11
18.08
0.68
9.59
0.06
17.89
—
11.17
o.ii
17.96
—
1Ц6
0,10
17.73
0.30
10.58
0.10
17.82
0.04
11.01
0.11
17.88
—
11.05
.'A .-

Таблица 11 (продолжение)
Компо-
Fe2 +
Mn
Mg
Ca
Na
Сумма
зарядов
Номер анализа
1
2
зеленый
остроголовый
1.42
1.61
18.94
146.14
1.93
1.96
18.77
144.80
3
4
темно-зеленый
остроголовый
1.64
0.05
1.96
18.18
0.27
146.42
1.65
0.07
1.94
18.25
146.73
5
6
яблочно-зеленый
остроголовый
2.41
2.20
18.75
0.17
144.33
1.43
2.39
18.90
145.33
7

коричневый
1.31
1.68
18.61
147.19
8
«вилуит»
0.70
1.21
18.92
147.06
9
10
ярко-фиолетовый
0.57
0.22
1.40
18.60
147.20
0.33
0.22
1.79
18.87
0.09
146.67
11
12
слабо-фиолетовый
0.56
0.16
1.42
18.89
146.86
0.15
0.16
1.93
18.76
146.91
13

бесцветный
0.30
0.12
1.78
18.62
147.11
Примечание. Формульные единицы рассчитаны на 50 катионов. Микрозонд «SEM-501B + EDAX 9100», аналитик А. Р. Нестеров (каф.
минералогии, СПбГУ).

Таблица 12. Данные рентгенофазового исследования везувиана
Фиолетовый
d/n
4.70
4.03
3.47
3.25
3.05
2.995
2.953
2.749
2.649
2.595
2.532
2.458
2.372
2.325
ао = 15.51
с0= 11.8С
/
5
10
10
10
10
10
50
100
40
60
10
50
5
10
ЩЗ)
)7(4)
Бесцветный
d/n
4.03
3.47
3.24
3.05
2.997
2.964
2.749
2.650
2.595
2.456
2.324
2.199
2.158
2.126
2.083
ао = 15.5'
со= 11.85
/
10
20
10
10
10
40
100
30
60
50
20
10
10
10
20
50(3)
57(5)
Зеленый
остроголовый
d/n
4.03
3.48
3.05
3.00
2.960
2.754
2.667
2.599
2.461
2.377
2.354
2.331
2.278
2.200
2.128
яо = 15.5f
со =11.8^
/
10
20
20
20
40
100
40
60
50
50
10
10
10
10
20
57(3)
П(5)
«Вилуит»
d/n
5.90
4.71
4.02
3.47
3.24
3.07
2.997
2.953
2.749
2.593
2.455
2.196
2.120
я0 = 15..
со=Ш
/
10
10
10
20
10
10
10
40
100
60
40
10
20
524(2)
505(6)
JCPDS 22-533
d/n
5.91
5.53
5.19
4.70
4.04
3.90
3.49
3.25
3.06
3.01
2.948
2.905
2.823
2.750
2.672
2.599
2.530
2.465
2.383
2.354
2.329
2.291
2.208
2.167
2.128
2.093
2.070
2.049
С(
/
40
10
10
20
30
20
40
30
40
40
60
10
10
100
10
80
10
60
10
10
10
10
20
10
50
10
10
10
)=15
)=П
hkl
211, 002
220
112
301, 202
321,222
400
322, 420
402
313,510
501,422
511,004
323
521
204, 432
530
423, 224
314
620
541, 602
404, 612
105,414
334,631
710, 550
711,640
315,641
625
325, 543
730
.63
.83
Примечание. Дифрактометр ДРОН-2 (лаб. каф. кристаллофафии СПбГУ), изучение
СОАГа.

везувианов, по-видимому, также принимает участие титан,
содержание которого в этой разновидности минерала достигает почти 1.84
мас.%. Наибольшие количества МпО в составе везувианов
зафиксированы в бесцветных и розово-фиолетовых разновидностях
минерала. Содержание марганца варьирует от следов до 0.6—0.7 мас.%
МпО. Интересно, что зависимость интенсивности фиолетовой
окраски везувиана от суммарного содержания в нем марганца при этом
не установлена. По данным монокристалльной ЭПР-спектроскопии,
двухвалентный марганец в изученных образцах отсутствует. В
целом, по данным микрозондового анализа, общее содержание
примесей в кристаллах бесцветных и слабоокрашенных везувианов
может достигать 2 мас.% (табл. 11). Таким образом, причины
окраски везувианов и состояние в их структуре потенциальных
хромофоров требуют дальнейших прецизионных исследований.
Следует отметить также характерную особенность химического
состава поздних (перекристаллизованных) везувианов из родингитов
Баженовского месторождения: количество алюминия в них
варьирует от 15.4 до 19.6 мас.% (8.8—11.2 ф. е. в формуле Махачки), что
существенно выше «обычного», нормативного содержания. Близкий
химизм демонстрируют везувианы из родингитов Калифорнии (Дир
и др., 1965), Италии (Novaga, 1994), некоторых месторождений
Южного Урала. По всей видимости, это общий типохимический
признак родингитовых везувианов.
Структура везувиана в течение последних лет неоднократно
уточнялась. Обработка результатов химического анализа везувианов
из родингитов позволяет считать наиболее приемлемой видовую
формулу везувиана, которая следует из расшифровки структуры
везувиана Л. А. Гротом в 1994 г.:
A19X4Y8Z(TO4)!0(T2O7)4(OH,F,Cl,O)8,
где А=Са, Na, К, TR...; X=A1; Y=A1, Mg, Fe, Mn...; Z=A1, Fe; T=Si, Ti.
При сравнении атомных количеств катионов в везувианах из
родингитов разных месторождений устанавливается отчетливая обратная
линейная связь между алюминием и магнием, алюминием и суммой магния
и железа. Значимая корреляция атомных количеств этих элементов с
другими катионами отсутствует. Данный факт указывает на реализацию
изоморфных замещений между алюминием, магнием и железом
преимущественно в октаэдрических позициях группы Y структуры везувиана.
Следует обратить внимание на то, что везувианы из скарновых
месторождений описанным выше тенденциям не подчиняются. Содержание в
них алюминия в целом меньше, чем в везувианах из родингитовых
пород. Зависимость между атомными количествами ведущих катионов
имеет сложный, не линейный характер. Возможно, в родингитовых
везувианах группы позиций X и Z полностью заняты только алюминием,

Таблица 13. Химический состав цоизита
Компонент
Номер анализа
Мас.%
Si02
ТЮ2
AI2O3
Сг2Оз
БегОз
FeO
МпО
MgO
СаО
н2о
Сумма
39.83
—
32.31
—
1.09
0.13
0.07
0.30
23.96
1.97
99.66
39.75
—
32.68
—
0.69
—
0.02
0.08
24.61
1.97
99.80
40.09
0.04
32.61
—
0.55
0.33
—
—
24.37
1.98
99.97
39.39
0.09
32.97
0.09
0.37
0.35
—
0.27
23.84
1.96
99.33
Формульные единицы
Si
Ti
Al
Сг
Fe3 +
Fe2 +
Mn
Mg
Ca
3.03
—
2.90
—
0.06
0.01
—
0.03
1.95
3.02
—
2.93
—
0.04
—
—
0.01
2.00
3.04
—
2.91
—
0.03
0.02
—
—
1.98
3.00
0.01
2.96
0.01
0.02
0.02
—
0.03
1.95
Примечание. Для трехвалентного железа и воды приведены
расчетные содержания. Формульные единицы рассчитаны на 25
отрицательных зарядов. Микрозонд «Camscan 4 DV», аналитик
Ю. Л. Крецер (АО «Механобр-Аналит»).
а преобладающая часть магния и железа заселяет вместе с
«остатком» алюминия октаэдры. В отношении скарновых везувианов
напрашивается вывод о более сложном распределении элементов.
По данным рентгеноструктурного анализа (табл. 12), все
изученные везувианы не имеют отклонений от типичной для минерала
симметрии и характеризуются пространственной группой Р4/ппс.
Содержание алюминия значимо коррелирует с параметрами
элементарной ячейки везувиана. Увеличению атомных количеств А1 в
составе минерала соответствует синхронный рост значений
параметров.

Таблица 14. Данные рентгенофазового исследования цоизита
Баженовский
аУп
5.00
4.73
4.04
3.75
3.67
3.59
3.14
3.07
2.93
2.76
2.69
2.52
2.42
2.32
2.09
2.06
2.02
1.98
/
10
60
30
10
10
20
10
30
60
30
100
10
10
20
10
20
20
10
JCPDS 13-562
аУп
5.01
4.67
4.03
3.758
3.646
3.609
3.269
3.149
3.111
3.104
3.068
2.874
2.834
2.730
2.720
2.708
2.693
2.653
2.639
2.536
2.516
2.487
2.410
2.337
2.280
2.101
2.066
2.019
1.984
/
30
15
50
10
15
15
15
15
30
65
10
30
10
10
100
10
30
10
5
15
15
20
10
20
20
35
20
hkl
002
111
400
401
112,311
410
402
411
203,312
013
113
020
502
213
600,511
121
220
313
004
104
122
222
304
702, 603
521
800
504
Примечание. Дифрактометр ДРОН-2 (лаб. каф. кристаллографии
СПбГУ), излучение Сака.
Обзор литературных данных и результаты собственных
исследований автора дают основание считать, что по современным
правилам КНМ среди везувианов правомочно выделять не только
боровые, гидроксильные и фтористые, но также отдельные минеральные
виды по ведущему катиону в тетра- и октаэдрических позициях —
глиноземистые, железистые, магнезиальные.

Таблица 15. Химический состав хромистого кли-
ноцоизита
Компонент
Номер анализа
Мас.%
Si02
Ti02
AI2O3
Сг2Оз
ИегОз
FeO
CaO
Н2О
Сумма
37.27
0.10
29.75
2.24
2.05
2.34
23.99
1.84
99.58
38.08
0.08
30.56
1.85
1.60
1.84
23.65
1.85
99.51
38.13
0.02
29.85
1.11
3.73
1.65
24.23
1.85
100.57
Формульные единицы
Si
Ti
Al
Cr
Fe3 +
Fe2 +
Ca
2.91
0.01
2.74
0.14
0.12
0.15
2.01
2.95
0.01
2.79
0.11
0.09
0.12
1.97
2.95
—
2.72
0.07
0.22
0.11
2.00
Примечание. Профиль микрозондовых анализов на
срезе кристалла от его центра (ан. 1) к периферии (ан.
3). Для трехвалентного железа и воды приведены
расчетные содержания. Формульные единицы рассчитаны на 25
отрицательных зарядов. Микрозонд «Cameca SX-50»,
аналитик Н. Н. Коненкова, МГУ (Спиридонов и др.,
1996).
ГРУППА ЭПИДОТА
Минералы группы эпидота в родингитах Баженовского
месторождения представлены цоизитом, клиноцоизитом, эпидотом и ал-
ланитом-(Се).
Цоизит является одним из самых ранних минералов родингитов.
Именно он в ассоциации с маложелезистым диопсидом маркирует
начальную стадию родингитизации жильных габброидов и диоритов
Баженовского месторождения. Цоизит развивается по плагиоклазу
исходных магматических пород. Наиболее интенсивно он замещает
центральные, по-видимому, более основные по составу части поле-

Таблица 16. Химический состав пренита
Компонент
Номер анализа
1
2
Мас.%
Si02
ТЮ2
AI2O3
Сг2Оз
FeO
MgO
CaO
Na20
K2O
H2O
Сумма
43.67
—
24.18
0.03
0.02
0.22
26.73
—
—
4.34
99.19
43.59
0.01
24.51
—
0.17
—
27.00
0.19
0.11
4.36
99.94
Формульные единицы
Si
Ti
Al
Cr
Fe2+
Mg
Ca
Na
К
3.02
—
1.97
—
—
0.02
1.98
—
—
3.00
—
1.99
—
0.01
—
1.99
0.03
0.01
Примечание. Для воды приведены
расчетные содержания. Формульные единицы
рассчитаны на 22 отрицательных заряда.
Микрозонд «Camscan 4 DV», аналитик
Ю- Л. Крецер (АО «Механобр-Аналит»).
вошпатовых зерен. Количество цоизита среди минералов ранних
родингитовых ассоциаций достигает 30—40 об.%, причем
некоторые участки породы практически нацело сложены только цоизитом
и диопсидом.
В более поздних образованиях цоизит замещается гроссуляром,
пренитом и другими минералами. В шлифах цоизит наблюдается в
виде веерообразных агрегатов и отдельных, в разной степени идиоморф-
ных зерен с характерными аномальными окрасками и высоким рель-

ефом; часто индивиды цоизита сдвойникованы. Размер кристаллов
цоизита колеблется от первых десятых долей до 3—4 мм в длину.
В перекристаллизованных крупнозернистых родингитах,
сложенных главным образом светло-серыми кристаллами диопсида и
белыми интерстициальными выделениями пренита, цоизит
представлен крупными (до 4 см в длину) уплощенными кристаллами
грязного зеленовато-серого цвета. Отличительной особенностью
этих кристаллов является повышенная хрупкость, которая
обусловлена, по-видимому, наличием многочисленных микровростков
других минералов (главным образом клинохлора и пренита).
Химический состав цоизита хорошо рассчитывается на его кристаллохими-
ческую формулу; он относительно монотонен. Микрозондовым
анализом установлены небольшие содержания изоморфных
примесей Fe, Сг, а также следы Мп и Ti (табл. 13). Дифрактограмма
цоизита из родингитов Баженовского месторождения близка к
эталонной (табл. 14).
Клиноцоизит и эпидот являются второстепенными минералами
поздних родингитовых образований. Обычно они вместе с гроссу-
ляром слагают плотные мелкозернистые агрегаты. Реже, как
правило, в зонах перекристаллизации клиноцоизит и эпидот
представлены в виде более или менее правильных удлиненно-призматических
кристаллов длиной до 3—4 мм. Окраска этих минералов варьирует
от светлой желтовато-зеленой до коричнево-зеленой. Особая по
характеру окраски и химическому составу разновидность
клиноцоизита обнаружена в родингитовых жилах, которые содержат реликты
кантаминированных фрагментов вмещающих гипербазитов. Для
таких родингитов характерны участки с интенсивной хромистой
минерализацией. В них среди продуктов замещения хромсодержа-
щих оксидов (хромит, магнезиохромит, алюмомагнезиохромит)
нередко встречается клиноцоизит, имеющий повышенные содержания
хрома, причем количество хрома в минерале закономерно
уменьшается от центра к краевым зонам кристалла (табл. 15). Для
кристаллов такого клиноцоизита характерна осцилляционная зональность
по содержаниям Сг, AI, Fe (Спиридонов и др., 1996).
Отметим, что аналогичное распределение примесных элементов
зафиксировано в диопсиде и гроссуляре данных жил. На наш взгляд,
это свидетельствует о близодновременном образовании хромистых
разновидностей клиноцоизита, диопсида и гроссуляра и о
достаточно высокой мобильности хрома на начальном этапе переработки
хромитсодержащих ксенолитов.
Пренит широко распространен в низкотемпературных
гидротермальных ассоциациях родингитов различной формационной
принадлежности и, по-видимому, может считаться типоморфным
минералом этих горных пород. В родингитах Баженовского
месторождения пренит представлен главным образом двумя морфологическими

Таблица 17. Химический состав хлоритов
Компонент
Номер анализа
1
2
3
4
5
Мас.%
Si02
AI2O3
Сг2Оз
БегОз
FeO
МпО
MgO
Н2О
Сумма
32.25
15.88
—
1.38
6.33
0.44
30.65
12.43
99.36
31.79
16.08
0.07
1.58
5.59
0.30
31.37
12.42
99.20
26.23
16.12
—
—
46.36
0.15
2.50
11.76
103.12
26.91
18.38
3.66
—
21.08
0.26
19.33
11.64
101.26
28.76
17.37
4.19 -
—
21.60
0.33
16.32
10.60
99.17
Формульные единицы
Si
А1
Сг
Fe3 +
Fe2 +
Mn
Mg
3.10
1.80
—
0.10
0.51
0.04
4.39
3.06
1.82
0.01
0.11
0.45
0.02
4.50
2.74
2.21
0.29
—
1.80
0.02
2.94
2.96
2.11
0.34
—
1.86
0.03
2.51
2.98
2.15
—
—
4.38
0.01
0.42
Примечание. Для трехвалентного железа и воды приведены расчетные
содержания. Формульные единицы рассчитаны на 28 отрицательных
зарядов. 1, 2 — клинохлор, микрозонд «Camscan 4 DV», аналитик
Ю. Л. Крецер (АО «Механобр-Аналит»); 3 — шамозит; 4, 5 —
хромистый клинохлор, микрозонд «Cameca SX-50», аналитик Н. Н. Коненкова,
МГУ (Минералогия родингитов..., 1996).
разновидностями. Пренит первого типа встречается вместе с диоп-
сидом, цоизитом и хлоритом; обычно он заполняет интерстиции
между зернами названных минералов. В шлифах часто наблюдается
развитие пренита по цоизиту. В участках перекристаллизации
родингитов пренит образует сплошные мелкокристаллические массы.
Иногда идиоморфные кристаллы пренита инкрустируют стенки
трещин и небольших полостей, образуют присыпки на кристаллах ди-
опсида. Кристаллы пренита имеют форму усеченной острейшей
пирамиды и достигают относительно крупных размеров (до 5 мм по
удлинению). В составе цоизит-диопсид-хлоритовой ассоциации
пренит является самым поздним минералом. Пренит первого типа
имеет белый цвет и стандартные оптические свойства (Спиридонов

и др., 1996). Химический состав пренита близок к идеальному,
среди изоморфных примесей микрозондовым анализом установлены
незначительные содержания железа, а также следы титана, магния
и хрома.
Пренит второго типа весьма распространен в измененных
родингитах, в которых он встречается вместе с цеолитами, карбонатами
и гидроталькитом. В этой ассоциации пренит является самым
ранним по времени выделения минералом. Обычно он образует
характерные гребневидные агрегаты расщепленных пластинчатых
кристаллов, нарастающих на стенки пустот выщелачивания. На агрегаты
пренита нарастают в свою очередь кристаллы факолита, филлипси-
та, кальцита и гидроталькита (табл. XIII, б; табл. XVI, а). Пренит
второго типа имеет светлую бледно-желтую или серовато-желтую
окраску. Химический состав пренита данного типа также близок к
идеальному (табл. 16), окраска обусловлена обильными
механическими включениями тонкодисперсной фазы, которая
предположительно представлена минералами группы серпентина. Дифракто-
грамма пренита из баженовских родингитов близка к эталонной
(JCPDS 29-0290).
ГРУППА ХЛОРИТА
Хлориты являются типичными минералами родингитов. Они
присутствуют практически во всех типах родингитовых пород. В ранних
родингитах хлорит интенсивно замещает магнезиально-железистые
силикаты — пироксены и амфиболы. В мелкокристаллических
массивных родингитах он образует отдельные ксеноморфные кристаллы
размером до 1 мм и веероподобные агрегаты. Как более поздний минерал
хлорит почти всегда встречается в диопсид-везувиановых породах.
Типичные для месторождения хлориты имеют зеленый цвет, что при
большом содержании хлорита в родингитах является причиной
их грязно-зеленой окраски. В перекристаллизованных участках таких
родингитовых жил хлорит образует достаточно крупные стяжения и
прожилки (мощностью до нескольких сантиметров), а трещины и
полости родингитов иногда инкрустированы идиоморфными плоскими
гексагональными кристаллами зеленого клинохлора. В измененных
родингитах (табл. XIII, а), основную массу которых слагают
карбонаты, пренит и цеолиты, хлорит, как правило, замещается амезитом
или тальком.
Таким образом, хлориты являются «сквозными» минералами
родингитовых пород. Необходимо отметить, что в значительных
количествах минералы группы хлорита постоянно наблюдаются в экзо-
контакте родингитовых тел. Поэтому в случае проявления метасо-
матической зональности наиболее обогащены хлоритом зоны
контактов между родингитами и вмещающими их серпентинитами,

относительно меньшее количество этого минерала наблюдается в
диопсидовых зонах метасоматической колонки, а минимальное —
в существенно гроссуляровых участках родингита.
Химический состав хлоритов Баженовского месторождения
довольно разнообразен, но обычно отвечает клинохлору (табл. 17,
ан. 1—2). Содержание FeO редко превышает 20 мас.%. Весьма
своеобразный для Баженовского месторождения хлорит был
установлен в срастаниях с пирротином в поздних родингитах. Он
представлен шамозитом, содержащим 46 мас.% FeO (табл. 17, ан. 3)
(Спиридонов и др., 1996). В родингитах с обильной хромовой
минерализацией в составе хлоритов отмечаются повышенные
содержания Сг (до 4.19 мас.% СггОз). Близкий по составу хромистый кли-
нохлор зафиксирован и в поздних минеральных образованиях в
массивных хромититах. Тонкозернистый хромистый клинохлор участвует
здесь в составе полиминеральных псевдоморфоз по первичному
шпинелиду. Хлорит вместе с гроссуляр-уваровитом и собственно
хромитом слагает периферическую часть зерен хромитита, в ядре
которых заключен еще не измененный глиноземистый магнезиохро-
мит. В поздних прожилках массивных хромититов плотный
чешуйчатый агрегат хромистого клинохлора покрывает щетки мелких
кристаллов хромистого везувиана либо нарастает непосредственно
на хромит. В некоторых случаях такой хлорит проявляет слабый
александритовый «реверс» окраски.
2.2. ВТОРОСТЕПЕННЫЕ МИНЕРАЛЫ
ГРУППА ЦЕОЛИТОВ
Среди минералов полостей выщелачивания в родингитах
Баженовского месторождения особый интерес представляют минералы
группы цеолитов, которые встречаются только в виде продуктов
низкотемпературного изменения родингитов и поэтому однозначно
характеризуют этот процесс. Как правило, цеолиты нарастают на
стенки трещин в мелкозернистом сильно измененном родингите,
который практически полностью замещен агрегатами серпентина,
тонкозернистого пренита, карбонатов и других поздних минералов.
В пустотах выщелачивания, а иногда и в трещинах измененных
родингитов некоторые цеолиты образуют агрегаты хорошо
ограненных кристалов. Однако до последнего времени цеолиты
Баженовского месторождения были практически не изученными, хотя
сообщения о некоторых из них (шабазит, натролит, стильбит) встречаются в
отечественных публикациях начиная с 30-х годов. Сведения о
достоверной диагностике, химическом составе и морфологических
особенностях большинства минералов этой группы появились лишь

Таблица 18. Химический состав шабазита
Компонент
Номер анализа
Мас.%
SI02
ТЮ2
AI2O3
FeO
MgO
CaO
Na20
K20
H20
Сумма
50.69
—
16.90
0.10
0.08
7.04
1 0.29
3.53
21.22
99.85
50.19
0.12
17.35
0.25
0.69
6.33
0.14
3.43
21.23
99.73
50.77
—
17.59
0.02
0.77
7.09
—
2.09
21.40
99.73
49.63
—
16.86
0.35
0.80
6.58
0.54
3.61
21.05
99.42
49.08
—
18.08
—
0.49
7.76
0.26
2.58
21.15
99.40
48.14
0.13
18.37
—
0.14
7.52
—
4.13
20.96
99.39
Формульные единицы
Si
Ti
Al
Fe2+
Mg
Ca
Na
К
н2о
4.30
1.69
0.01
1
0.01
0.64
0.05
0.38
6.00
4.25
0.01
1.73
0.02
0.09
0.57
0.02
0.37
6.00
4.27
1.74
0.10
0.64
0.22
6.00
4.24
1.70
0.02
0.10
0.60
0.09
0.39
6.00
4.18
1.81
0.06
0.71
0.04
0.28
6.00
4.13
0.01
1.86
0.02
0.69
0.45
6.00
Примечание. 1, 2 — грязно-желтый шабазит («псевдокубические» кристаллы); 3,
4 — желтый шабазит (ромбоэдрический с редкими факолитовыми двойниками); 5, 6 —
бесцветный факолит. Для воды приведены расчетные содержания. Формульные единицы
рассчитаны на 12 атомов кислорода. Микрозонд «Camscan 4 DV», аналитик Ю. Л. Кре-
цер (АО «Механобр-Аналит»).
Таблица 19. Сферические координаты сводного факолитового двойника
по данным гониометрических измерений
Простая форма
t
s
г
е
Количество граней
12 • 2 = 24
12
12
12
Ф
ЗО'Об'
60°03'
29°47'
30°30'
Р
36°32'
68°08'
52°30'
32°30'

Рис. 10. Факолитовый двойник шабазита.
Двойник образован поворотом дипирамидального кристалла вокруг оси [0001] на 180°.
Поверхности t и -t принадлежат разным индивидам двойника, пересечение
комбинационной штриховки формирует отчетливый двойниковый шов.
в последние годы (Антонов, Габидулин, 1995; Попов, 1995;
Антонов, Барсукова, 1996; Антонов, 1997). В настоящее время в
родингитах Баженовского месторождения среди цеолитов установлено
двенадцать минеральных видов (см. табл.1). Нами в жильных
породах месторождения детально изучены стильбит, стеллерит, гейлан-
дит, филлипсит, натролит, томсонит, шабазит. Общей типохимичес-
кой особенностью наиболее распространенных цеолитов является
их высококальциевая специализация, что прекрасно иллюстрирует
наследование исходного состава пород даже при интенсивных
поздних изменениях родингитов.
Одним из самых ранних цеолитов в родингитовых породах
является ломонтит. По устному сообщению Ю. А. Соколова, этот
минерал образует мелкие кристаллы, нарастающие на пренит в
выщелоченных участках родингитовых тел. Также ломонтит
установлен среди продуктов изменения габброидов в гидротермальных це-
олитсодержащих жилах, где он представлен самостоятельными
прожилками и друзовыми агрегатами.
Шабазит в родингитах Баженовского месторождения известен
давно. По-видимому, первое детальное описание этого минерала
было сделано Л. А. Соколовой (1967). Она получила
рентгенометрические данные шабазита и привела первые сведения о
химическом составе его двойников. Шабазит встречается в сильно
измененных, пренитизированных родингитах. Обычно в ассоциации с этим
минералом также находятся кальцит, пренит, филлипсит и гидро-
талькит (табл. XVI, а). Эти минералы инкрустируют стенки
многочисленных пустот выщелачивания в родингитах. Шабазит образует

типичные ромбоэдрические («псевдокубические») кристаллы и
более редкие двойники чечевицеобразной формы, которые известны
под названием «факолит» (Dana, 1937). Ромбоэдрический
(«псевдокубический») шабазит имеет обычно грязно-желтый цвет,
кристаллы его достигают 0.5 см в поперечнике. Сдвойникованный шабазит
(факолит) встречается в виде двух генераций. Первая генерация
представлена агрегатами тесно сросшихся кристаллов, образующих
корки до 0.5 см мощностью, и отдельными хорошо ограненными
кристаллами до 0.6 см в поперечнике. Окраска минерала варьирует
от бесцветной до бледно-зеленой. Вторая генерация факолита
представлена мелкими (до 0.2 см в поперечнике), как правило,
бесцветными кристаллами, нарастающими на факолит первой генерации.
Характерной особенностью химического состава изученных
разновидностей шабазита является низкое содержание в них Ti, Fe, Mn,
Mg. Состав факолита отличается от состава несдвойникованного
шабазита более высокими концентрациями алюминия и кальция, а
также относительно низкими содержаниями кремния (отношение
Si/Al уменьшается от 2.48 до 2.26). Кроме того, для
несдвойникованного шабазита характерно наличие небольшого количества
железа (табл. 18), что, вероятно, является причиной его окраски. Диф-
рактограмма шабазита Баженовского месторождения близка к
эталонной (Gottardi, Galli, 1985).
Пространственная группа кристалла-индивида шабазита R3m.
Кристаллы факолита представляют собой двойники прорастания,
образованные поворотом кристалла шабазита на 180° вокруг оси
третьего порядка. Точечная группа антисимметрии такого двойника
67m'mm'. По данным гониометрического изучения факолита
Баженовского месторождения (табл. 19), огранка изученных двойников
обусловлена комбинацией четырех простых форм: t, s, r, е.
Простая форма t является габитусной, т. е. эти грани создают
гексагонально-дипирамидальный облик факолита (рис. 10). Они
имеют вид усеченного ромба и обнаруживают комбинационную
штриховку, параллельную ребрам между гранями t. Каждая грань
этой простой формы в отличие от других принадлежит
одновременно двум сросшимся индивидам. Таким образом, количество граней,
принадлежащих простой форме /, равно 24. Штрихи, пересекаясь,
образуют ломаную, которая является двойниковым швом. Этот шов
редко делит грань на симметричные участки и обычно несколько
смещен в сторону. На некоторых гранях t (при увел. 32) можно
обнаружить, что одна из частей, на которые двойниковый шов делит
грань, расположена выше другой; шов в этом случае наблюдается в
виде ступеньки.
Грани простой формы s присутствуют на всех изученных
кристаллах, но имеют подчиненное значение и по размерам значительно
уступают граням t. Они представляют собой треугольники с широ-

Таблица 20. Химический состав филлипсита
Компонент
Номер анализа
1
2
3
4
Мас.%
S1O2
А12оз
MgO
CaO
Na20
K2O
H20
Сумма
49.92
19 00
0 15
6.67
0 53
7.26
16.41
99.94
49.53
19.10
0.03
6.22
1.22
7.57
16.36
100 03
48.52
19.20
0.25
6.31
2.20
7.46
16.31
100.25
50.00
19.55
0.02
6.54
0.19
7.14
16.45
99.89
Формульные единицы
Si
Al
Mg
Ca
Na
К
н2о
5.47
2.46
0.02
0.78
0.11
1.02
6
5.44
2.48
—
0.73
0.26
1.06
6
5.35
2.50
0.04
0.75
0.47
1.05
6
5.47
2.52
—
0.77
0.04
1.00
6
Примечание. Для воды приведены расчетные содержания.
Формульные единицы рассчитаны на 16 атомов кислорода.
Микрозонд «Camscan 4 DV», аналитик Ю Л Крецер (АО «Меха-
нобр-Аналит»)
а б в
Рис. 11. Кристапл (а), двойник (б) и тройник (в) филлипсита.

Таблица 21. Данные рентгенофазового исследования филлипсита
Баженовский филлипсит
d/n
8.18
7.23
6.41
5.04
4.31
4.09
3.91
3.27
3.17
3.14
2.928
2.734
2.698
2.677
/
80
80
100
50
50
90
40
90
80
80
30
50
60
80
JCPDS
20-923
d/n
8.19
7.19
6.41
5.37
5.04
4.98
4.69
4.31
4.13
4.07
3.96
3.70
3.54
3.47
3.26
3.19
3.14
2.930
2.893
2.857
2.754
2.698
2.667
2.577
2.542
2.389
2.259
/
6
100
12
10
25
18
4
10
40
14
6
4
6
6
30
85
35
14
6
4
20
35
10
6
8
8
4
hkl
101
020, 002
012
121
022
200
210
103
131, 113
202, 220
032
123
222
014
141
024, 042
311
321
240, 204
034
143, 105
151,115
331,313
125
323
341
062, 026
Примечание. Дифрактометр ДРОН-2 (лаб. каф. кристаллографии СПбГУ), излучение
Сика-
ким основанием. Поверхность этих граней обычно гладкая, реже на
них присутствуют скульптурные элементы в виде серии
концентрических наплывов.
Грани простой формы е обнаружены не на всех кристаллах. Они
плохо развиты и видны только под бинокуляром. Это узкие
прямоугольники, расположенные на ребрах грани t. Отсчеты на
гониометре взяты по отблеску.

Как правило, грани формы г встречаются на всех кристаллах, но
развиты очень плохо. Двойник, получившийся при повороте
единичного ромбоэдра {1121} шабазита по оси {0001} на 180°,
представляет собой «каркас» факолита, усложняющийся появлением
граней t и s. В результате развития этих форм от исходных
ромбоэдров остаются лишь пары тонких смежных граней (г и - г на
рис. 10), образующих входящий угол. Редуцированные таким
образом грани г можно наблюдать на кристаллах факолита под биноку-
ляром при максимальном увеличении. Отсчеты на гониометре взяты
по отблеску.
Тригонально-скаленоэдрический вид симметрии,
характеризующий шабазит, позволяет предполагать, что образовать
двадцатичетырехгранную фигуру при закономерном срастании двух индивидов
может либо тригональный скаленоэдр, либо гексагональная дипира-
мида. Двенадцатигранные формы являются, безусловно,
комбинацией двух ромбоэдров. Значения параметра ф формы t в
сферических координатах измеренных кристаллов отличаются от значений
ф ромбоэдров на 30°. Следовательно, проекция простой формы t
лежит в плоскости осей симметрии Ьъ и Ьг кристалла, а форма
является гексагональной дипирамидой. Таким образом определяется
единственно возможная установка кристалла. Координата р
единичной грани шабазита, рассчитанная по структурным данным (Булах,
1971), близка к 47°. Тогда простые формы, обнаруженные в_огранке
кристаллов факолита, имеют следующие символы: t — {1123}, s —
{2021}, г— {1011}, е — {1012} (Аншелес, 1952). Результаты
гониометрического изучения факолита Баженовского месторождения
не противоречат известной модели двойникования шабазита
(Walker, 1951).
Жисмондин обнаружен в ассоциации с шабазитом и
тонковолокнистым (биссолитоподобным) амфиболом. Представлен хорошо
ограненными дипирамидальными прозрачными кристаллами размером
до 1 мм. Химический состав и набор межплоскостных расстояний
близки к эталонным.
Филлипсит находится в ассоциации с пренитом, кальцитом, гид-
роталькитом и шабазитом. Появление филлипсита следует отнести
ко времени образования факолита первой генерации. Самыми
поздними минералами этой ассоциации являются кальцит (сфероли-
товые агрегаты бежевого цвета диаметром от 0.5 до 3 мм) и гидро-
талькит (светлоокрашенные кристаллы ромбоэдрическо-пина-
коидального габитуса). Филлипсит представлен отдельными
удлиненно-призматическими кристаллами (до 1 см по удлинению)
и их двойниковыми сростками различной сложности (табл. XI, а;
табл. XVI, а). Его окраска в родингитах Баженовского
месторождения варьирует от белой (в полупрозрачных кристаллах) до бежево-
розовой (в непрозрачных). Химические составы филлипсита

Таблица 22. Данные рентгенофазового исследования стильбита
Баженовский стильбит
d/n
9.120
4.652
4.293
4.062
3.397
3.188
3.029
2.778
1.998
1.826
1.704
/
70
30
20
100
30
20
50
20
30
10
20
JCPDS
18-1203
d/n
9.040
5.430
5.300
4.650
4.280
4.070
3.730
3.490
3.400
3.190
3.040
2.882
2.826
2.780
2.704
2.567
2.516
2.483
2.356
2.317
2.270
2.167
2.127
2.065
2.029
1.899
1.873
1.826
1.811
1.731
/
100
6
12
40
14
95
14
10
20
18
70
6
4
35
6
12
8
6
10
4
2
2
4
8
10
6
2
18
6
6
hkl
020
221
131
222
311
132
203
242
402
422
423
243
241
023
311
353
170
514
263
534
133
553
622
173
464
355
406
606
0 10 0
446
Примечание. Дифрактометр ДРОН-2 (лаб. каф. кристаллографии СПбГУ), излучение
ОЩх.
(табл. 20) хорошо рассчитываются на типовую формулу минерала.
Специфической чертой минерала является устойчиво высокое
содержание кальция при варьирующих, но в целом пониженных
значениях содержания натрия. Дифрактограмма филлипсита близка к

Таблица 23. Химический состав стильбита, стеллерита и гейландита
Компонент
Номер анализа
Мас.%
Si02
AI2O3
FeO
MgO
CaO
Na20
K2O
H2O
Сумма
58.87
14.36
—
—
7.35
—
0.82
17.69
99.09
57.42
15.83
0.07
0.02
7.59
0.06
0.58
17.66
99.23
58.50
14.82
0.08
—
7.67
—
0.61
17.71
99.39
57.04
15.26
0.12
0.58
7.43
1.41
0.25
17.66
99.75
60.53
15.93
0.10
—
6.13
0.17
1.58
15.69
100.13
59.43
17.49
0.04
—
5.65
—
1.84
15.70
100.15
Формульные единицы
Si
Al
Fe2 +
Mg
Ca
Na
К
н2о
6.99
2.01
—
0.02
0.93
—
0.12
7
6.82
2.22
0.01
—
0.97
0.01
0.09
7
6.93
2.07
0.01
—
0.97
—
0.09
7
13.55
4.27
0.02
0.21
1.89
0.65
0.08
14
13.88
4.30
0.02
—
1.51
0.07
0.46
12
13.62
4.73
0.01
—
1.39
—
0.54
12
Примечание. 1—3 — стеллерит; 4 — стильбит; 5, 6 — гейландит. Для воды
приведены расчетные содержания. Формульные единицы рассчитаны на 36 атомов кислорода
в стильбите и гейландите, на 18 атомов — в стеллерите. Микрозонд «Camscan 4 DV»,
аналитик Ю. Л. Крецер (АО «Механобр-Аналит»).
эталонной (табл. 21). Рассчитаны следующие параметры
элементарной ячейки: а0= 9.923(1 )А, Ьо= 14.252(1 )А, со= 14.303(2)А.
Гониометрическое изучение филлипсита показало, что его кристаллы
сформированы комбинацией трех простых форм: двух пинакоидов
(а и Ь) и дипирамиды (г) (рис. 11, а). Грани простых форм а ({100},
р = 90°00', ф = 9°50') и Ъ ({010}, г = 90°00', <р = 9°27') имеют форму
неправильных шестиугольников. Грани дипирамиды г ({112}, р =
= 44° 19', ф = 36°30') имеют форму ромба. На ее поверхностях
отчетливо видна комбинационная штриховка. Судя по данным
гониометрических измерений и результатам рентгеноструктурного
анализа, изученный филлипсит представлен ромбической модификацией.
Наблюдаемые сростки филлипсита являются двойниками
прорастания, которые образуются при повороте индивида вокруг [110] или

Таблица 24. Данные рентгенофазового исследования гейландита
Баженовский гейландит
d/n
8.95
5.26
4.65
3.969
3.898
3.757
3.432
3.325
3.185
2.978
2.800
/
100
7
30
40
40
15
10
10
40
100
10
JCPDS
18-1203
d/n
8.90
5.22
4.62
3.95
3.87
3.69
3.45
3.30
3.16
3.02
2.78
/
80
80
40
70
40
40
40
40
70
40
80
hkl
020
311
131
400,330
240
041,202
511
002
422
531,512
530,621
Примечание. Дифрактометр ДРОН-2 (лаб. каф. кристаллографии СПбГУ),
излучение Солы.
(и) [1—10] на 90° (рис. 11, а, б), и являются типичными для
кристаллов филлипсита и гармотома (Gottardi, Galli, 1985).
Гармотом в родингитах Баженовского месторождения
обнаружен в виде двойниковых сростков псевдоромбододекаэдрических
кристаллов, размер индивидов 1—3 мм (Попов, 1995). На
поверхности кристаллов наблюдаются следы сильного растворения.
Стеллерит и стильбит образуют почковидные и радиально-лучис-
тые агрегаты (до 3 см в поперечнике) в интенсивно карбонатизирован-
ных родингитах. Цвет агрегатов желтовато-серый или грязно-бежевый;
иногда в виде мелких щеток встречаются одиночные прозрачно-белые
кристаллы стильбита и их разориентированные сростки (табл. XVI, б).
Веероподобные выделения стильбита встречены в ассоциации с гей-
ландитом. Стильбит нарастает на кристаллы гейландита либо «лежит»
на них, упираясь раскрытыми концами веера в отдельные кристаллы
или сростки гейландита. Иногда острые концы стильбитовых агрегатов
«зависают» в воздухе. По всей видимости, стильбит образовался как
более поздний минерал в зеленоватой глинистой массе, заполняющей
интерстиции между кристаллами гейландита. Остатки этой глины
можно наблюдать под бинокуляром (увел. 16). Впоследствии
глинистый материал был вымыт. Визуальная диагностика не позволяет
отличить эти минералы друг от друга. Близкий характер дифрактограмм
стильбита и стеллерита, а также возможность срастаний двух
минералов в едином агрегате делают рентгенофазовый анализ и оптические

Таблица 25. Данные рентгенофазового исследования сколецита
Баженовский сколецит
d/n
6.64
5.89
4.63
4.40
4.22
4.17
3.66
2.936
2.889
2.864
/
60
50
40
50
25
20
20
30
100
80
JCPDS
21-831
d/n
6.64
5.88
5.28
4.63
4.44
4.40
4.22
4.16
3.65
3.51
3.31
3.23
3.19
3.16
3.09
2.993
2.940
2.894
2.861
/
100
35
2
35
100
35
25
16
10
4
6
16
10
14
8
12
30
80
40
hkl
220, 220
111
201
221
131
331,330
240, 240
420, 420
331
250, 250
440,440
151,350
511,530
112,060
202, 022
260, 260
222, 441
032,351
132
Примечание. Дифрактометр ДРОН-2 (лаб. каф. кристаллографии
СПбГУ), излучение Сика..
методы исследований малоэффективными (табл. 22). Нами стелле-
рит установлен с помощью микрозондового анализа по
соотношению атомных количеств кальция и щелочей (табл. 23, ан. 1—3).
Характерной особенностью химического состава стильбита
является заметное присутствие магния (до 0.6 мас.%, табл. 23, ан. 4). По
нашим наблюдениям, в родингитах Баженовского месторождения
стеллерит более распространен, чем стильбит. Показатели
преломления стеллерита: Л^=1.49—1.50, NP-\A9. Параметры
элементарной ячейки по данным рентгеноструктурного анализа: ао- 13.585(4)А,
bo = 18.170(2)А, с0= 11.224(3)А, р = 128.19°(2).
Гейландит встречается в виде щеток отдельных пластинчатых
кристаллов и их сростков (размер до 10 мм, редко до 20 мм) коричневого
цвета. Некоторые агрегаты представляют собой расщепленные и
скрученные кристаллы. Часто индивиды гейландита присыпаны мелкими
(до 3 мм в поперечнике) кубическими кристаллами пирита. В некото-

Рис 12 Радпалыю-лучисгые агрегаты июльчатых кристаллов натролита на
корке пренита.
Подложка — поздние родингаты (Минералогия родингнтов. , 1996)
рых образцах в ассоциации с гейландитом обнаружен более поздний
стильбиг. Диагностирован этот минерал при помощи рентгенофазо-
вого анализа (табл. 24). Особенностью химического состава баже-
новского геиландита является относительно высокое содержание
Рис. 13 Кристаллы пщроксиапофиллита пластинчатого габитуса, наросшие на
гребневидные агрегаты (корки) пренита. Увел. 5. (Антонов, Барсукова, 1996).

Рис.14. Габитус кристаллов кальцита из родингитов Баженовского
месторождения.
калия (табл. 23, ан. 5, 6). Показатели преломления гейландита: Ng =
= 1.49—1.50, /Vp=1.49, параметры элементарной ячейки: ао =
= 17.45(1 )А, Ьо= 17.827(4)А, со = 7.204(6)А, Р = 114.48°(7).
Натролит в измененных родингитах обнаружен в ассоциации с
пренитом, гидроксиапофиллитом и кальцитом (рис. 12). Обычно
данный минерал образует радиально-лучистые афегаты (до 6 см в
поперечнике), нарастающие на корку фебневидных кристаллов
пренита; реже встречаются отдельные длиннопризматические
кристаллы (до 1 см в длину). Состав натролита отвечает формуле
(Антонов, Барсукова, 1996)
Na1.99(Al2.00Si3.o101o.oo) • 2Н20.
В некоторых случаях описанные выше афегаты сложены не
только натролитом, а и другими изоструктурными с ним
минералами. Так, с помощью рентгенофазового анализа в срастании с
натролитом нами установлен сколецит (табл. 25), мезолит и томсонит.
Иногда томсонит образует мономинеральные мелкозернистые массы
снежно-белого цвета. Состав такого томсонита рассчитывается на
следующую кристаллохимическую формулу (Антонов, Барсукова, 1996):
Nao.93 CaL92(Al4
.96^15.19О2О.О0) " 6Н20.
Гидроксиапофиллит — типичный минерал поздних прожилков в
родингитах Баженовского месторождения. Обычно он заполняет
трещины в поздних карбонатизированных родингитах. Вместе с
натролитом и (или) кальцитом гидроксиапофиллит слагает зернистые массы и

Таблица 26. Параметры элементарной ячейки кальцита и содержание в нем
марганца
Номер
1
2
3
4
5
6
7
8
9
10
11
12
13
од, А
4.987(1)
4.988(1)
4.986(1)
4.987(1)
4.981(2)
4.987(1)
4.983(1)
4.983(1)
4.983(1)
4.987(1)
4.985(1)
4.990(1)
4.994(1)
со, А
17.054(2)
17.054(6)
17.055(3)
17.046(3)
17.053(8)
17.010(6)
17.047(10)
17.022(5)
17.023(6)
17.047(3)
17.023(4)
17.053(7)
17.077(3)
Vo,k3
367.3(1)
367.5(3)
367.2(2)
367.1(2)
366.8(4)
366.4(3)
366.6(3)
366.0(2)
366.0(3)
367.1(1)
366.4(2)
367.9(4)
368.8(1)
МпО, мас.%
0.02
0.15
0.30
Не.опр.
0.96
2.40
0.80
Не.опр.
0.49
0.24
0.30
0.00
0.30
Примечание. 1—7 — кальциты из ассоциации с цеолитами; 8—11 — из апофиз ро-
дингитов: 8, 9 — радиально-лучистые агрегаты кристаллов, 10, 11 — щетки кристаллов
кальцита; 12 — молочно-белые ромбоэдрические кристаллы («сахарные кубики»); 13 —
белый сливной жильный кальцит. Определение концентраций МпО производилось с
точностью до 0.01 мас.%.
агрегаты хорошо образованных кристаллов (рис. 13). В ассоциации
с ним может присутствовать более ранний по отношению к нему
пренит. Форма кристаллов гидроксиапофиллита уплощенная,
таблитчатая. Как правило, габитус кристаллов обусловлен
комбинацией одной или двух тетрагональных призм и тетрагональной дипи-
рамиды, грани которой обычно развиты слабо. Часто кристаллы
гидроксиапофиллита прозрачны и обладают сильным стеклянным
блеском, размер их достигает 10 х 10 х 2 мм. По данным Н. С.
Барсуковой (Барсукова, Спиридонов, 1996), химический состав баженов-
ского апофиллита рассчитывается на следующую кристаллохимическую
формулу:
(Ко.93 Nao.o7)i.oo(Ca3.88Nao.i 1)3.99 [(Si7.98 А1о.оз)8.о1 Ого.оо]*
X(°H0.86F0.02)o.88" 8H20.
Рентгенограмма минерала также отвечает стандартному гидрок-
сиапофиллиту. Оценки содержания щелочей подтверждены с
помощью пламенно-фотометрического анализа. Необходимо отметить
низкие содержания фтора в апофиллите. По данным Н. С.
Барсуковой, состав изученного минерала коррелирует с составом гранитои-
дов, с флюидным воздействием которых, возможно, связано низко-

температурное гидротермальное преобразование серпентинитов и
родингитов, — эти гранитоиды весьма низкофтористые.
КАРБОНАТЫ
Кальцит является наиболее распространенным карбонатом в ро-
дингитах Баженовского месторождения. Он встречается в
нескольких ассоциациях: 1) с гроссуляром, диопсидом, везувианом; 2) с
шабазитом, стильбитом, гидромагнезитом. Кроме того, кальцит
часто образует мономинеральные агрегаты в сильно измененных вы-
щелаченных родингитах и апофизах родингитовых тел. Наиболее
распространена ассоциация кальцита с цеолитами.
Кальцит встречается в виде хорошо ограненных кристаллов, их
друз и плотных мелко- и среднезернистых агрегатов, натеков и
тонких корочек на других минералах. Для кристаллов кальцита
характерно большое разнообразие морфологических типов (рис. 14).
Наиболее распространенными простыми формами_кристаллов
являются основной ромбоэдр г {1011} и призма га {1010}, другие простые
формы наблюдаются значительно реже. Многообразие форм
кристаллов кальцита определяется соотношением площадей граней
призмы и ромбоэдра. Грани кристаллов часто имеют неровную
поверхность, покрыты тонкими ступеньками и штриховкой,
некоторые поверхности выглядят матовыми, вероятно, вследствие
незначительного растворения (табл. XII, б). В некоторых индивидах
хорошо проявлено зональное строение. Кроме того, были
обнаружены полые, футляровидные кристаллы, образование которых, по-
видимому, связано с интенсивным растворением контрастно
зональных кристаллов. В некоторых случаях агрегаты частично
растворенных кристаллов кальцита находятся в срастании с более
поздним арагонитом. Иногда радиально-лучистые агрегаты
плоскопризматических кристаллов арагонита нарастают на кальцитовые
«футляры».
Кальцит в виде кристаллов обычен для ассоциаций с цеолитами;
в апофизах родингитовых тел он, как правило, встречается в виде
радиально-лучистых агрегатов, щеток или слагает массивные
мономинеральные прожилки (мощностью до нескольких сантиметров).
Часто на гранях {1011} кристаллов кальцита наблюдаются
присыпки пирита. Ось третьего порядка кубических кристаллов
пирита ориентирована перпендикулярно поверхности граней
ромбоэдра кальцита. В ассоциации с фанатом и диопсидом кристаллы
кальцита редки, здесь он образует мелкозернистые мучнистые
агрегаты, заполняющие пространство между зернами граната и
пироксена.
Окраска кальцита обычно белая, бесцветная, изредка
встречаются поздние конкреции медово-желтого кальцита.

Химический состав кальцита изучен при помощи рентгенофлю-
оресцентного спектрометра СПЕКТРОСКАН-1. Из
элементов-примесей в кальците в ощутимых количествах был установлен лишь
Мп, содержание которого может достигать 2.5 мас.% (табл. 26).
Наиболее марганцовистый кальцит обнаруживает под ультрафиолетом
слабую люминесценцию в красных тонах.
Арагонит в родингитовых породах Баженовского месторождения
относительно редок. Наиболее распространен арагонит, нарастающий
на описанные выше футляровидные кристаллы кальцита. Прозрачные
и полупрозрачные кристаллы такого арагонита имеют уплощенно-при-
зматический внешний облик, размеры их могут достигать 4 см в длину.
Арагонит другого типа встречается в ассоциации с травянисто-зеленым
везувианом в полостях перекристаллизованных родингитов.
Выделения арагонита здесь ксеноморфны или представлены плохо
ограненными «гексагональными» тройниками удлиненно-призматического
габитуса. Как правило, такие кристаллы почти непрозрачны, размеры их
достигают 1—3 см в длину. Наконец, мелкие прозрачные кристаллы
арагонита (размером до 1 см в длину при толщине до 1 мм)
обнаружены нами в редкой ассоциации с бруситом. Кристаллы арагонита
«лежат» на бочонковидных кристаллах брусита.
С помощью спектрального рентгенофлюоресцентного метода в
составе арагонита из родингитов обнаружена только примесь Sr,
среднее содержание которой 0.5 мас.%. В ультрафиолетовом свете
баженовский арагонит обладает интенсивной лиминесценцией в
ярких голубовато-зеленых тонах. В полевых условиях различный
характер люминесценции позволяет быстро и надежно различать
кальцит и арагонит при помощи фотовспышки, даже когда они
находятся в мелких срастаниях.
ГРУППА АМФИБОЛОВ
Амфиболы, относящиеся к ряду тремолита—актинолита,
являются обычными второстепенными минералами родингитов. В шлифах
отчетливо видно, что в ранних родингитах и в частично родиигитизи-
ровапных породах они, как правило, являются продуктом замещения
пироксенов. Индивиды тремолита и актинолита представлены ксено-
морфными и субидиоморфпыми лейстами (до 1 мм в длину) с
характерным двупреломлеиием. Наиболее железистые их разновидности
проявляют заметный плеохроизм в светлых желтовато-зеленых тонах.
Иногда крупные выделения тремолита или актинолита слагают
обрамления поздних прожилков в перекристаллизованных родингитах.
Общая ориентировка кристаллов в таких прожилках перпендикулярна
простиранию жилы, что типично для роста кристалов в трещинах при
собирательной перекристаллизации вмещающей породы. Размеры
кристаллов амфибола в описанных агрегатах достигают 1.5 см в длину.

Рис 15 Поздние родингиты Баженовского месторождения, обр. Б/16-94
Сложный афегат хромсодержащих минералов (Мннералотя родннттов , 1996) а —
афегат в целом, б — его фрагмент. Изображение в отраженных электронах мх — Mai-
незнохромит, х — Mn-Zn хромит, хл — Cr-Al-Mg хлорит, м — хромистый магнетит,
г — хромистый фоссуляр

Рис. 16. Поздние родингиты Баженовского месторождения, обр Б/16-94.
Контурная полиминеральная псевдоморфоза по крупному зерну магнезиохромита.
(Минералогия родингитов . , 1996).
Изображение в отраженных электронах: мх — магнезиохромнт, х — Mn-Zn хромит в
срастании с Cr-Al-Mg хлоритом, р — Cr-Fe-Mn-Al хлорит, г — хромистый грос-
суляр, м — хромистый магнетит, хз — хизлевудит.
Рис. 17 Жилообразное выделение сульфидов в уралитизированиых габброидах,
обр. Б/ЗЗб-95. Увел. 30 (Минералогия родингитов. , 1996)
У — сфалерит, 2 — пирротин; 3 — пентландит, частично замещенный мелкими
пластинками валлериита.

Рис 18 Родингитизированные метагаббро: крупные кристаллы диопсида (7)
окружены срастаниями кубанита (2), сфалерита (3), пирротина (4),
халькопирита (5), обр Б/34а-95 Увел. 20 (Минералогия родингитов..., 1996)
По границам зерен развиты агрегаты тонкочешуичатого валлериита (6).
К редкой разновидности амфиболов относятся также описанные
выше нитевидные выделения тремолита и актинолита.
2.3. РЕДКИЕ МИНЕРАЛЫ
Среди редких минералов в родингитовых породах заметное
место занимают «рудные» минералы. Некоторые из них
относительно широко распространены — это пирит, халькопирит, борнит,
халькозин и ряд хромшпинелидов; другие встречаются достаточно
редко. Наибольшие скопления рудных минералов приурочены к
контактовым частям родингитовых жил, а также к тем участкам
родингитов, которые содержат (или содержали) ксеногенный
материал гипербазитов. Большинство этих минералов детально изучены
Э.М.Спиридоновым и Н.С. Барсуковой (Барсукова, Спиридонов,
1996; Спиридонов, Барсукова, 1996). Ниже приводится краткая
характеристика широко распространенных рудных фаз и некоторых
редких сопутствующих им минералов.
Важное место среди рудных минералов родингитов занимают
хромшттелиды. В процессе эволюции родингитов эти минералы
также претерпевают изменения. По данным вышеупомянутых авто-

Таблица 27. Химический состав хромшпинелидов
Компонент
Номер анализа
Мас.%
Si02
ТЮ2
AI2O3
СггОз
v2o3
БегОз
FeO
MnO
MgO
Сумма
Следы
—
19.63
45.01
—
7.03
15.46
0.49
11.76
99.38
Следы
Следы
20.14
47.16
—
4.99
15.75
—
12.18
100.22
—
Следы
19.92
46.65
—
4.86
17.46
—
11.68
100.57
—
Следы
24.09
43.92
Следы
5.12
9.91
0.37
16.70
100.11
—
Следы
12.05
53.45
Следы
3.64
24.17
2.00
5.15
100.46
Формульные единицы
А1
Сг
Fe3 +
Fe2 +
Mn
Mg
0.73
1.12
0.17
0.40
0.01
0.56
0.74
1.16
0.12
0.41
—
0.56
0.73
1.16
0.11
0.46
—
0.54
0.85
1.04
0.11
0.25
0.01
0.74
0.48
1.43
0.09
0.68
0.06
0.26
Примечание. 1—3 — магнезиохромит из ядра хромистого гроссуляра: 1 — центр
зерна, 2 — средняя зона, 3 — периферия; 4, 5 — шпинелид из массивных хромититов:
4 — ядро зерна, 5 — периферия. Для трехвалентного железа приведены расчетные
содержания. Формульные единицы рассчитаны на 4 атома кислорода. Микрозонд «Camscan
4 DV», аналитик Ю. Л. Крецер (АО «Механобр-Аналит»).
ров, метаморфогенные преобразования хромшпинелидов в родинги-
тах аналогичны изменениям таковых в поздних серпентинитах:
— глиноземистые магнезиохромит и хромит в той или иной
степени замещаются железистым хромитом, затем
хромит-магнетитом, хромистым магнетитом (рис. 15, а);
— железистый хромит и магнетит в свою очередь замещаются
хромистым гроссуляром, хлоритами, хромистыми диопсидом и кли-
ноцоизитом.
Как правило, новообразованные минералы формируют сеть
просечек и каймы вокруг исходных зерен (рис. 15). Иногда хорошо
образованные кристаллы хромистого гроссуляра заключают внутри
себя довольно крупные зерна магнезиохромита. Образования такого

Таблица 28. Химический состав метаморфогенных шпинелидов из поздних
родингитов Баженовского месторождения (обр. Б-16-94, продукты
метаморфизма первичных хромшпинелидов в ксенолитах хромититов) (Спиридонов,
Барсукова, 1996)
Компонент
Номер анализа
1
2
3
4
5
6
7
Мас.%
тю2
А12о3
Сг2Оз
v2o3
РегОз
MgO
FeO
MnO
NiO
CoO
ZnO
Сумма
0.07
2.17
60.78
0.18
2.95
0.47
25.93
2.51
0.00
0.00
2.83
97.89
0.54
4.41
56.44
0.18
5.78
2.26
22.74
1.30
0.02
0.11
5.34
99.12
0.11
5.12
50.37
0.00
12.12
0.94
28.52
1.48
0.00
0.00
1.44
100.10
0.00
10.95
47.80
0.30
6.92
0.19
24.50
3.57
0.00
0.00
6.06
100.29
0.05
11.16
42.79
0.22
9.16
1.86
20.80
3.63
0.14
0.09
5.13
95.03
0.17
9.38
33.64
0.40
25.91
7.15
20.27
0.97
0.16
0.00
0.32
98.37
0.00
0.71
1.46
0.05
69.38
0.71
30.97
0.06
0.08
0.00
0.05
103.47
Формульные единицы
Ti4 +
Al
Cr
y3 +
Fe3 +
Mg
Fe2 +
Mn
Ni
Co
Zn
Сумма
зарядов
0.00
0.10
1.81
0.01
0.08
0.03
0.82
0.08
0.00
0.00
0.07
8.00
0.01
0.19
1.63
0.01
0.16
0.12
0.70
0.04
0.00
0.00
0.14
8.01
0.00
0.22
1.45
0.00
0.33
0.05
0.86
0.05
0.00
0.00
0.04
8.00
0.00
0.46
1.35
0.01
0.18
0.01
0.73
0.11
0.00
0.00
0.15
8.00
0.00
0.49
1.25
0.01
0.25
0.10
0.65
0.11
0.01
0.00
0.13
8.00
0.00
0.38
0.92
0.01
0.69
0.37
0.58
0.03
0.01
0.00
0.01
8.00
0.00
0.03
0.04
0.00
1.93
0.04
0.96
0.00
0.00
0.00
0.00
8.00
Примечание. Микрозонд «Cameca SX-50», аналитик Н. Н. Кононкова (МГУ).
рода описаны выше. Химический состав магнезиохромита из ядра
хромистого гроссуляра приведен в табл. 27.
В некоторых случаях преобразования хромшпинелидов в родин-
гитах носят иной характер: машезиохромит и хромит замещаются

"V
1 ч
\
^<-
(
1 J
/
2
■ №
4m
% *
ML л
1F4 ..
^Hp 0.? мм
Рис. 19. Родингитизированные метагаббро агрегаты диопсида и кубанита (/),
обр Б/34а-95 (Минералогия родингитов . , 1996)
Диопсид частично, а кубанит практически полностью замещен валлериитом (2) в
срастании с гетитом (3).
юнко- и мелкозернистыми агрегатами высокожелезистого хромита,
обогащенного Мп и Zn (табл. 28), и хромсодержащего хлорита
(рис. 15, 16). Необходимо отметить, что новообразованные хромиты
содержат больше хрома, нежели исходные магматогенные хром-
шпинелиды. Характерной особенностью хромитов из родингитовых
пород явпяется повышенное содержание цинка (до 6 мас.% ZnO) и
марганца (до 5 мас.% МпО). Источником цинка и марганца, по всей
видимости, служили породы исходного субстрата (габброиды,
диориты), в которых нередко присутствуют вкрапленность и прожилки
сфалерит (рис. 17, 18).
Пока в единственном месте Баженовского месторождения
обнаружены массивные жилы хромититов. Мощность жил варьирует от
нескольких до 40 см. Хромигиг имеет полиэдрическую структуру,
средний размер зерен около 3'—4 мм. Пространство между
индивидами шпипепидов выполнено мелкокристаллическим цементом
преимущественно хлоритового состава с редкими обособлениями
хромистого диопсида и гроссуляр-уваровита. Зерна хромшпинелидов
неоднородны (табл. XI, б). Состав внутренней их части отвечает

Таблица 29. Химический состав хизлевудита и годлевскита (Спиридонов,
Барсукова, 1996)
Компонент
Номер анализа (количество анализов)
1(8)
2(4)
3(6)
4(6)
5(5)
6(4)
Мас.%
Ni
Со
Fe
Си
Pt
Pd
S
As
Sb
Bi
Сумма
72.79
0.07
0.09
—
0.04
Следы
26.34
0.16
Следы
—
99.49
72.37
0.04
0.14
0.07
—
—
26.41
0.02
—
—
99.05
72.80
0.15
0.06
0.09
0.05
—
26.75
0.10
0.05
—
100.05
67.66
0.11
0.09
0.09
—
0.06
32.77
—
0.08
—
100.86
66.43
0.07
0.38
0.06
0.12
—
32.83
—
0.18
0.02
100.09
67.50
0.06
0.11
0.17
—
0.02
32.71
0.07
0.04
—
100.68
Формульные единицы
Ni
Со
Fe
Си
Pt
Pd
Сумма
S
As
Sb
Bi
2.999
0.003
0.004
—
—
—
3.006
1.989
0.005
—
—
2.990
0.002
0.006
0.003
—
—
3.001
1.998
0.001
—
—
2.979
0.006
0.003
0.002
0.001
—
2.991
2.005
0.003
0.001
—
8.985
0.015
0.012
0.011
—
0.005
9.028
7.967
—
0.005
—
8.879
0.009
0.053
0.007
0.005
—
8.953
8.034
—
0.012
0.001
8.979
0.008
0.016
0.021
—
0.002
9.026
7.965
0.007
0.002
—
Примечание. Формульные единицы рассчитаны для 5 атомов в хизлевудите (1—3) и 17
атомов в годлевските (4—6). 1—4, 6 — микрозонд «Cameca-SX-50», аналитик Н. Н. Ко-
нонкова (МГУ), 5 — микрозонд «Camebax Microbeam», аналитик И. М. Куликова (ИМГРЭ).
высокоглиноземистому магнезиохромиту, суммарное содержание
железа составляет около 15 мас.% FeO. Краевая часть и мелкие
трещины ядра представлены собственно хромитом с заметно
меньшим содержанием алюминия (см. табл. 27). Таким образом,
наблюдается описанная выше тенденция — увеличение железистости
первичных шпинелидов в процессе их дальнейших преобразований.
Прожилки в хромитите сложены везувиан-хлоритовым агрегатом,

иногда встречаются отдельные кристаллы карбонатов. По аналогии
с прожилковой минерализацией в хромитовых пластах Сарановско-
го месторождения эти агрегаты можно отнести к «сухим»
гидротермальным образованиям. Везувиан представлен двумя генерациями.
Первая образована мельчайшими ксеноморфными зернами, которые
обрастают хромит на границе трещины хромитита. Везувиан второй
генерации наблюдается в виде субидиоморфных и хорошо
ограненных кристаллов достаточно крупных размеров (до 1.5 см в длину).
Общей чертой хромшпинелидов, везувиана, уваровита и хлорита из
массивых хромититов является присутствие в их составе
небольшого количества ванадия (от следов до первых десятых мас.% V2O3).
Кварц в составе родингитовых пород встречается относительно
редко. Как правило, он слагает ксеноморфные зерна в родингити-
зированных диоритах. В более поздних (собственно родингитовых
породах) кварц является чрезвычайно редким минералом.
Бадделеит на Урале впервые был установлен в 1989 г. А. И. Бел-
ковским и А. Р. Нестеровым в метасоматитах, залегающих среди
серпентинизированных гипербазитов Уфалейского комплекса. В
последующие годы он был найден ими в виде вростков в перовските
из Кусинских копей. Нами бадделеит обнаружен в поздних
родингитовых породах Баженовского месторождения. Зерна бадделеита
встречены в виде захваченных вростков в кристаллах везувиана.
Размеры включений варьируют от 0.01 до 0.5 мм. Более мелкие зерна
имеют неправильную форму и всегда сильно корродированны.
Миллерит-1
Миллерит-П
Хизлевудит
Рис 20 Срастание хизлевудита, пентландита, миллерита-I с прожилковидными
занозчатыми выделениями миллернта-П (Минералогия родингитов. ., 1996)

Таблица 30. Химический состав миллерита, маухерита и брейтгауптита
(Спиридонов, Барсукова, 1996)
Компонент
Номер анализа (количество анализов)
1(5)
2(1)
3(8)
4(2)
5(4)
6(3)
Мас.%
Ni
Со
Fe
Си
Pt
Pd
S
As
Sb
Bi
Сумма
64.42
0.03
0.06
Следы
»
»
35.50
0.17
0.08
0.03
100.29
63.70
0.08
0.17
—
0.09
0.03
36.03
Следы
0.04
—
100.14
51.96
0.25
0.08
0.07
0.03
0.04
0.04
47.06
0.94
—
100.47
51.72
0.36
0.11
0.03
0.04
0.09
0.25
45.97
2.22
—
100.79
32.68
0.03
0.03
0.12
0.07
0.05
0.05
4.03
61.23
—
98.29
31.96
0.06
0.05
—
0.07
—
0.02
1.07
64.57
—
97.80
Формульные единицы
Ni
Со
Fe
Си
Pt
Pd
Сумма
S
As
Sb
Bi
0.993
—
0.001
—
—
—
0.994
1.004
0.002
—
—
0.980
0.001
0.003
—
0.001
—
0.985
1.015
—
—
—
11.00
0.05
0.02
0.01
—
—
11.08
0.01
7.81
0.10
—
10.94
0.08
0.02
—
—
0.01
11.05
0.10
7.62
0.23
—
0.995
0.001
0.001
0.003
0.001
0.001
1.002
0.003
0.096
0.899
—
0.997
0.002
0.002
—
0.001
—
1.002
0.001
0.026
0.971
—
Примечание. Формульные единицы рассчитаны для 2 атомов в миллерите (1,2), 19
атомов в маухерите (3, 4) и 2 атомов в брейтгауптите (5, 6). 1, 3—5 — микрозонд
«Cameca-SX-50», аналитик Н. Н. Кононкова (МГУ), 2, 6 — микрозонд «Camebax Mic-
robeam», аналитик И. М. Куликова (ИМГРЭ).
Крупные выделения образуют длинные однородные лейсты (0.005
мм шириной при длине 0.4—0.5 мм) (табл. XI, в). Химический
состав бадделеита по данным микрозондового анализа близок к
идеальному и отвечает формуле (Zro.95Hfo.o5)2.oo02.oo (микрозонд «SEM-
501B+EDAX 9100», аналитик А. Р. Нестеров, каф. минералогии
СПбГУ). По нашему мнению, бадделеит является реликтовым мине-

Таблица 31. Химический состав пентландита (Спиридонов, Барсукова, 1996)
Компонент
Номер анализа
1
2
3
4
5
6
7
Мас.%
№
Fe
Со
Си
Ag
S
Сумма
29.66
30.71
6.33
Следы
0.04
34.03
100.77
28.04
31.35
6.63
—
0.07
32.89
98.98
24.01
26.58
10.96
3.34
0.04
31.91
96.84
29.15
28.03
9.20
0.18
Следы
32.73
99.29
30.79
29.54
6.90
Следы
0.04
33.25
100.52
32.42
27.48
6.42
0.04
—
32.85
99.21
31.36
29.28
6.79
0.14
0.03
33.49
101.09
Формульные единицы
№
Fe
Со
Си
Сумма
S
3.87
4.20
0.82
—
8.89
8.11
3.73
4.38
0.88
—
8.99
8.01
3.28
3.83
1.49
0.42
9.02
7.98
3.88
3.92
1.21
0.02
9.03
7.97
4.04
4.07
0.91
—
9.02
7.98
4.31
3.84
0.85
—
9.00
8.00
4.09
4.01
0.88
0.02
9.00
8.00
Примечание. 1—4 — пентландит из метагаббро (1—3 — зональное выделение: 1 —
центральная, 2 — промежуточная, 3 — внешняя зона); 5—7 — из родингитизированных
метагаббро. Формульные единицы рассчитаны для 17 атомов. Микрозонд «Cameca-SX-
50», аналитик Н. Н. Кононкова (МГУ).
ралом в поздних родингитах, он может встречаться как в ранних
родингитах, так и в неизмененных габброидах Баженовского
месторождения.
Гетит широко развит в ассоциации с валлериитом среди
продуктов замещения кубанита и в ассоциации с макинавитом среди
продуктов замещения пентландита (рис. 19). И с валлериитом, и с
макинавитом гетит образует тесные срастания. Минерал
диагностирован Э. М. Спиридоновым и Н. С. Барсуковой (1996) по
результатам микрозондового анализа.
Родингиты, содержащие «переработанные» ксенолиты гиперба-
зитов и уралитизированных габброидов, как правило, содержат
мельчайшую вкрапленность зерен халькогенидов (в основном
представленных сульфидами). Такие родингиты легко распознаются по
пятнистой ярко-зеленой окраске, причиной которой является
обилие хромистого гроссуляра. Наибольшее распространение ере-

ди халькогенидов имеют сульфиды никеля — хизлевудит и милле-
рит.
Хизлевудит образует ксеноморфные выделения (размером до
100 мкм, редко до 0.5 мм). Скопления зерен хизлевудита тяготеют
к скоплениям хромшпинелидов и продуктам их замещения. Данный
минерал образует мономинеральные агрегаты и срастания с годлев-
скитом, пентландитом, брейтнаутитом, маухеритом (рис. 20).
Хизлевудит из родингитов Баженовского месторождения обладает
стандартными оптическими свойствами (Спиридонов и др., 1995;
Спиридонов, Барсукова,1996). Химический состав этого минерала
относительно постоянен, следует отметить небольшую примесь
платины (табл. 29, ан.1, 3).
Годлевскит из родингитов Баженовского месторождения
обнаружен и детально охарактеризован Э. М. Спиридоновым и Н. С.
Барсуковой (1996). Это была первая находка данного минерала на Урале.
Годлевскит встречается как в виде самостоятельных выделений
(размером до 50 мкм, редко до 300 мкм), так и в срастаниях с миллеритом
или хизлевудитом. В этой ассоциации также иногда присутствуют пен-
тландит, халькозин, брейтгауптит и никелин. По данным
вышеупомянутых авторов, рентгенограмма баженовского годлевскита отвечает
эталонной, параметры элементарной ячейки этого минерала: сю =9.17(1) A, bo
= 11.28(2)А, со= 9.44(1 )А. Состав годлевскита устойчив в отношении
главных компонентов и близок к теоретической формуле минерала N19S8
(табл. 29, ан. А—6). В годлевските отмечается примесь платиноидов, что,
в целом, типично для халькогенидов никеля в родингитах Баженовского
месторождения.
Миллерит образует в поздних родингитах самостоятельные
выделения (размером до 0.4 мм) двух видов. Миллерит-1 встречается в
срастаниях с годлевскитом, пентландитом и хизлевудитом. Границы
срастаний этих минералов являются индукционными поверхностями
совместного роста. Более поздний миллерит-П формирует микропрожилки,
рассекающие агрегаты минералов родингитов, в том числе хизлевудит
и миллерит-1 (см. рис. 20). Химический состав миллерита близок к
теоретическому (табл. 30, ан. 1—2), содержания Со, Fe, Cu, As, Sb
обычно не превышают 0.1 мас.%, установлено наличие Pt (до
0.1 мас.%, в среднем 0.05 мас.%). Состав миллерита из различных
ассоциаций (с пентландитом, брейтгауптитом и годлевскитом) или
слагающего мономинеральные выделения практически идентичен.
Пентландит относительно широко распространен в метагаббро и
в родингитизированных габброидах Баженовского месторождения. В
метагаббро он представлен овальными зернами (до 0.5 мм в
поперечнике) в агрегатах пирротина и сфалерита. В родингитизированных
габброидах с пентландитом иногда встречается кубанит. В поздних
родингитах пентландит обычно образует мелкие (до 50 мкм)
ксеноморфные выделения в срастании с миллеритом-I или хизлевудитом. По

Таблица 32. Химический состав сфалерита
Компонент
Номер анализа (количество анализов)
КЗ)
2(5)
3(1)
4(1)
5(1)
6(1)
Zn
Cd
Hg
Fe
Mn
Co
Cu
Ag
S
Сумма
48.93
0.32
0.14
11.07
Следы
0.14
5.40
Следы
33.17
99.17
48.77
0.33
0.12
11.22
Следы
0.15
5.47
Следы
33.25
99.31
49.94
0.34
0.14
15.42
0.05
0.210
0.13
Следы
33.92
100.15
51.89
0.28
Следы
13.41
Следы
0.18
—
Следы
33.41
99.17
51.93
0.33
Следы
12.84
Следы
0.16
Следы
—
33.26
98.52
52.62
0.29
Следы
12.19
Следы
0.12
—
Следы
33.48
98.70
Формульные единицы
Zn
Cd
Fe
Mn
Co
Cu
Сумма
S
0.722
0.003
0.192
—
0.002
0.082
1.001
0.999
0.719
0.003
0.194
—
0.002
0.083
1.001
0.999
0.725
0.003
0.262
0.001
0.003
0.002
0.996
1.004
0.762
0.002
0.231
—
0.003
—
0.998
1.001
0.769
0.003
0.222
—
0.003
—
0.997
1.003
0.777
0.003
0.211
—
0.002
—
0.993
1.007
Примечание. 1—3 — сфалерит из метагаббро; 4—6 — из родингитизированных
метагаббро. Формульные единицы рассчитаны для 2 атомов. Микрозонд «Cameca-SX-50»,
аналитик Н. Н. Кононкова (МГУ).
данным микрозондового анализа, химический состав пентландита из
метагаббро отличается несколько большими содержаниями железа
при пониженных содержаниях никеля (табл. 31). В зональных
зернах этого минерала количество Со увеличивается от центра зерна к
периферии, содержание Ni несколько уменьшается (табл. 31, ан. 1—3).
Халькозин в баженовских родин гитах распространен
относительно мало. Он слагает мелкие обособленные выделения или находится
в срастании с халькогенидами никеля. Химический состав
халькозина по результатам микрозондового анализа рассчитывается на
следующую формулу:
(Cu1972Nio.008Fe0.015)l.995(So.991^s0.01lSbo.o03)l.005

Таблица 33. Химический состав кубанита и макинавита
(Спиридонов, Барсукова, 1996)
Компонент
Номер анализа (количество анализов)
1(2)
2(2)
3(4)
4
5
6
Мас.%
Си
Fe
Со
№
Ag
S
As
Сумма
23.16
40.70
0.03
0.02
0.05
31.32
0.08
95.36
23.75
41.19
Следы
0.04
0.07
35.17
—
100.22
23.19
40.96
—
0.03
0.04
34.96
Следы
99.18
0.14
41.68
5.44
17.76
—
32.97
—
97.99
—
48.35
7.11
9.98
—
32.79
—
98.23
0.14
56.56
6.72
1.02
—
32.84
—
97.28
Формульные единицы
Си
Fe
Со
Ni
Ag
Сумма
S
As
1.010
2.019
0.001
0.001
0.001
3.032
2.965
0.003
1.015
2.003
—
0.002
0.002
3.022
2.978
—
1.000
2.010
—
0.001
0.001
3.012
2.988
—
0.02
5.86
0.73
2.38
—
8.99
8.01
—
—
6.75
0.94
1.33
—
9.02
7.98
—
0.02
7.93
0.89
0.14
—
8.98
8.02
—
Примечание. Формульные единицы рассчитаны на 6 атомов в кубаните (1—3), на 17
атомов в макинавите (4—6). Микрозонд «Cameca-SX-50», аналитик Н. Н. Кононкова (МГУ).
(микрозонд «Camebax Microbeam», аналитик И. М. Куликова;
Спиридонов, Барсукова, 1996).
Халькопирит встречается в виде мелких ксеноморфных
выделений или, значительно реже, в срастаниях с годлевскитом. В
участках перекристаллизации зерна халькопирита достигают более
крупных размеров (до 0.5 мм в поперечнике). Химический состав
минерала близок к идеальному; с помощью микрозондового
анализа среди примесей обнаружены никель и мышьяк (до 0.06
мас.%).
Маухерит является характерным минералом поздних родингитов
Баженовского месторождения (Спиридонов и др., 1995). Как
правило, он слагает ксеноморфные выделения (размером до 150 мкм) или
образует срастания с годлевскитом, хизлевудитом, брейтгауптитом,

халькозином. Состав маухерита близок к стехиометрическому,
установлены небольшие количества примесей Со, Fe, Cu, Sb (см.
табл. 30, ан. 3, 4). Содержание Со в маухерите из редкой
ассоциации с никелином достигает 1 мас.%. Стехиометричность формулы
баженовского маухерита указывает, по-видимому, на избыток
никеля по отношению к мышьяку при формировании поздних родин-
гитов.
Брейтгауптит впервые установлен в родингитах Баженовского
месторождения Э. М. Спиридоновым и Н. С. Барсуковой (1996).
Минерал слагает мелкие ксеноморфные выделения (размером до
0.5мм) и разнообразные срастания с халькопиритом, хизлевудитом,
маухеритом, другими минералами никеля. В целом химический
состав брейтгауптита близок к стехиометрическому (см. табл. 30, ан.
5, 6). Установлены незначительные примеси Со, Fe, Cu, S и As. В
нескольких случаях обнаружены следы Bi. Максимальные
содержания As отмечены в брейтгауптите, который ассоциирует с миллери-
том и годлевскитом (см. табл. 30, ан. 3).
Пирротин является одним из наиболее распространенных
рудных минералов как метагабброидов, так и образовавшихся по ним
родингитовых пород. Пирротин ранней генерации вместе с кубани-
том, пентландитом и сфалеритом заполняет интерстиции между
зернами диопсида и гроссуляра в родингитизированных габброидах
(см. рис. 17, 18). Иногда образует тесные срастания с железистым
Рис. 21 Родингитизированные метагаббро- зернистый агрегат диопсида (/)
и кубанита (2), обр Б/34а-95 (Минералогия родингитов. ., 1996)
Вдоль границ зерен развиты тонкокристаллические метельчатые агрегаты валлернита (5)

хлоритом. Состав пирротина-I из родингитов отличается от
состава пирротина метагабброидов несколько меньшей железис-
тостью (Спиридонов, Барсукова, 1996). Вторая, более поздняя
генерация пирротина часто встречается среди продуктов замещения
кубанита. В целом химический состав пирротина близок к
теоретическому.
Сфалерит — второй по распространенности рудный минерал
метагабброидов — довольно часто встречается в родингитизирован-
ных породах. Обычно образует округлые зерна неправильной
формы. В некоторых зернах сфалерита видна структура распада
твердого раствора — удлиненные ориентированные выделения
халькопирита. Этот сфалерит (табл. 32, ан.З) отличается от
сфалерита «без распада» (табл. 32, ан.1, 2) относительно высокими
содержаниями железа. В родингитах сфалерит иногда
перекристаллизован. В этом случае структур распада в нем уже не наблюдается, а
халькопирит образует довольно крупные обособления внутри зерен
сфалерита. Иногда сфалерит без видимых структур распада
обнаруживает слабую зональность — содержание железа уменьшается от
центра зерна к периферии.
Кубанит — один из ведущих рудных минералов родингитизиро-
ванных габброидов. Обычно он цементирует кристаллы диопсида и
гроссуляра (рис. 19, 21). Размеры обособленных зерен кубанита
достигают 1 мм, а в срастаниях с другими сульфидами — 5—7 мм.
Минерал имеет характерный пластинчатый внешний облик и
заметную отдельность. Химический состав, по данным микрозондового
анализа, близок к стехиометрическому (табл. 33, ан. 1—3). Среди
примесей следует отметить серебро (0.04—0.07 мас.%).
Макинавит установлен в родингитах Баженовского
месторождения Э. М. Спиридоновым и Н. С. Барсуковой (1996). Как правило,
этот минерал широко распространен среди продуктов замещения
пентландита и пирротина, вокруг которых он слагает каймы и
агрегаты тонкопластинчатых зерен. Химический состав макинавита
сильно варьирует, наибольшим распространением пользуются
обогащенные Ni разновидности (см. табл. 33, ан. 4, 5), иногда в составе
макинавита присутствует Си (ан. 4, 6).
Никелин относительно мало распространен в поздних
родингитах Баженовского месторождения. Он обнаружен в виде мелких
включений в хромистом гроссуляре и везувиане, иногда находится
в срастании с маухеритом. Состав никелина близок к
теоретическому и хорошо рассчитывается на формулу
(Nio.984C°o.(mCu0 ooi) i .007 (As0,986Sb0.oo5)o.99i-
Редкие зерна сперрилита установлены Э. М. Спиридоновым и
Н. С. Барсуковой (1996) с помощью микрозондового анализа. Спер-

рилит наблюдается в виде мельчайших включений (размером до
2 мкм) в брейтгауптите, хизлевудите, маухерите и миллерите.
Валлериит — относительно редкий минерал, в родингитах Ба-
женовского месторождения обнаружен как продукт замещения пен-
тландита, пирротина, кубанита (Спиридонов, Барсукова, 1996).
Образует мелкие пластинчатые или лейстообразные кристаллы и их
агрегаты (см. рис. 19, 21). Резко выражена спайность по базопина-
коиду. По данным Э. М. Спиридонова и Н. С. Барсуковой (1996),
баженовский валлериит имеет следующий состав (ат.%): Fe — ЗОЛ,
Си — 17.6, S — 35.7, Mg — 5.7, А1 — 9.4, Сг — 0.1, что, по
нашим расчетам, отвечает формуле
4(Fea51Cua49)S • 3(Fe045Al0.35Mg0.21)101(OH)239.
Поскольку в бруситовых слоях структуры содержание Fe
преобладает над содержаниями Mg и А1, данный минерал является, согласно
правилам КНМ ММА (Nickel, 1992), новым минеральным видом.
Изоструктурный с валлериитом точшшнит обнаружен на друзе
кристаллов гейландита и кальцита В. А. Поповым (1995). Минерал
диагностирован при помощи рентгенофазового анализа. Цвет
черный с бронзовым отливом. Точилинит образует агрегаты
удлиненных тонкопластинчатых кристаллов. Часто кристаллы изогнуты, ось
перегиба ориентирована вдоль удлинения пластины.
Пирит является распространенным рудным минералом в
родингитах Баженовского месторождения. Спорадически он встречается
в виде вростков в силикатах и среди продуктов замещения
пирротина. В полостях выщелачивания перекристаллизованных родин-
гитов хорошо ограненные, как правило, кубические кристаллы
пирита образуют присыпки на гранях кристаллов кальцита и
гейландита.
Борнит встречен нами в виде продуктов замещения
халькопирита в перекристаллизованных родингитах. Как правило, выделения
борнита представляют собой частичные псевдоморфозы по ксено-
морфным зернам халькопирита. Химический состав борнита близок
к теоретическому, значимых содержаний примесей не обнаружено.
Титанит обнаружен автором в виде рассеянной вкрапленности
в гроссуляр-диопсидовом родингите. Диагностирован минерал по
результатам микрозондового анализа (микрозонд «Camscan 4 DV»,
аналитик Ю. Л. Крецер, АО «Механобр-Аналит»). Химический
состав титанита рассчитывается на следующую формулу:
(Ca0.86Mg0.06Fe0.03)o.95(Ti0.81A10.08)o.89[Si1.15°4]°-
Зерна титанита имеют вытянутую форму и размеры, обычно не
превышающие первых десятков микрометров. Возрастные
взаимоотношения с сосуществующими минералами неоднозначны. Наблю-

Таблица 34. Химический состав кристаллов гидроталькита
Компонент
Si02
AI2O3
Сг2Оз
FeO
МпО
MgO
Сумма
Номер анализа
1
7.81
26.79
0.07
0.02
0.19
33.58
68.46
2
4.19
25.95
—
0.08
0.01
32.41
62.64
3
12.21
28.94
0.04
0.23
0.10
34.19
75.71
4
0.93
21.75
—
—
—
30.32
53.00
Примечание. 1—3 — микрозонд «Camscan 4 DV», аналитик Ю. Л. Крецер (АО «Ме-
ханобр-Аналит»); 4 — микрозонд «SEM-501B + EDAX 9100», аналитик А. Р. Нестеров
(каф. минералогии, СПбГУ).
Таблица 35. Химический состав амезита
Компонент
Номер анализа
Si02
AI2O3
Сг2Оз
Fe203
FeO
MgO
Н20 —
Сумма
27.88
28.35
—
—
—
29.79
12.87
98.89
29.97
20.46
0.28
10.43
—
26.97
12.39
100.50
28.23
29.03
—
1.07
—
27.82
12.85
99.00
29.20
26.53
—
0.55
—
29.78
12.86
98.92
Формульные единицы
Si
А1
Сг
Fe3+
Fe2+
Mg
он-
1.30
1.56
—
—
2.07
4
1.41
1.14
0.01
0.37
1.90
4
1.31
1.59
—
0.04
1.93
4
1.36
1.46
—
0.02
2.07
4
Примечание. Для трехвалентного железа и воды приведены расчетные содержания.
Формульные единицы рассчитаны для 14 отрицательных зарядов. Микрозонд «Camscan
4 DV», аналитик Ю. Л. Крецер (АО «Механобр-Аналит»).

даемые в большинстве случаев следы коррозии титанита позволяют
предположить, что этот минерал является реликтовым в
исследованных родингитах.
Пектолит в родингитах Баженовского месторождения впервые
был установлен Ю. А. Соколовым в 1976 г. Этот минерал
встречается в тонкоигольчатых агрегатах снежно-белого цвета, которые
слагают жилы и прожилки (мощностью до 5—8 см) среди родинги-
тизированных габброидов и около них в хризотиловых
серпентинитах. По последним данным (Задов и др., 1995), в составе таких
агрегатов из родингитовых пород Баженовского месторождения
могут находиться и другие, макроскопически неотличимые друг от
друга кальциевые силикаты: ксонотлит, волластонит, гиллебран-
дит, дженнит, тоберморит, пломбиерит. Два последних минерала
являются весьма редкими для родингитов Баженовского
месторождения. Спорадически в гроссуляровых родингитах встречаются
крупные (до нескольких сантиметров.) радиально-лучистые
обособления волластонита и тоберморита (табл. XII, а).
Алланит-(Се) впервые обнаружен автором в виде мельчайших
захваченных вростков в кристалле гидроталькита. Минерал
диагностирован по данным микрозондового анализа (микрозонд «SEM-
501B+EDAX 9100», аналитик А. Р. Нестеров). Рассчитанная по
методу зарядов формула алланита имеет следующий вид:
(Сао.8б Сео.59 Ndo.28 Lao.27) 2.00 х
х(А1125 Fe2+j 18 Ti0.26Mgo.i3)2.82Si3.ii 012.oo(OH).
Следует отметить присутствие заметного количества ниодима —
7.8 мас.% NchCb. Данный минерал образует зерна неправильной
формы размером до первых десятков микрометров. На наш взгляд,
присутствие вростков алланита в гидротальките указывает на
возможную генетическую связь гранитоидов и измененных карбонати-
зированных родингитов.
Доломит встречается в родингитах Баженовского
месторождения чрезвычайно редко. Он обнаружен в ассоциации с кварцем,
альбитом и хлоритом, где является самым поздним минералом.
Доломит представлен характерными для него седловидно-изогнутыми
ромбоэдрическими кристаллами (размером до 5 мм в поперечнике).
Известны находки доломита, выполняющего присыпку на
кристаллах кальцита (Корнетова и др., 1986).
Гидромагнезит редко встречается в сильно измененных карбо-
натизированных родингитах. Обычно в ассоциации с ним
присутствуют минералы группы серпентина и пренит. Гидромагнезит слагает
плотные скрытнокристаллические массы или инкрустирует
поверхности трещин в породе радиально-лучистыми агрегатами бесцвет-

ных (в массе белых) удлиненных плоских кристаллов. Размер
кристаллов не превышает 1 см.
Гидроталькит является одним из самых поздних минералов ро-
дингитовых пород. На Баженовском месторождении он был
обнаружен на стенках пустот выщелачивания в сильно карбонатизиро-
ванных родингитах. Обычными спутниками его являются пренит,
шабазит (факолит), филлипсит и кальцит. Среди этих минералов
гидроталькит, как правило, является наиболее поздним.
Гидроталькит встречается как в виде отдельных идиоморфных кристаллов
(размером до 5 мм в поперечнике), так и в сростках и друзоподоб-
ных агрегатах (табл. XIII, б). Как правило, внешний облик
кристаллов определяется комбинацией двух простых форм — ромбоэдра и
пинакоида. Относительное развитие этих простых форм
обусловливает ромбоэдрический или уплощенно-пинакоидально-ромбоэдри-
ческий габитус кристаллов гидроталькита. По данным рентгеност-
руктурного и микрозондового анализов, изученные кристаллы
гидроталькита неоднородны и образованы тонкими срастаниями
гидроталькита и его диморфа — манассеита, который присутствует
в подчиненных количествах. Как правило, в большей или меньшей
степени эти минералы замещены амезитом (?), что затрудняет
обработку данных микрозондового анализа. Химический состав
частичной псевдоморфозы амезита по гидроталькиту приведен в табл. 34.
Незамещенный гидроталькит имеет золотисто-белый цвет,
перламутровый блеск и весьма совершенную спайность по базопинакои-
ду. Примесь амезита придает его кристаллам бежевый (до грязно-
коричневого) оттенок, матовый блеск и заметно ухудшает
спайность.
Амезит в измененных родингитах Баженовского месторождения
обнаружен только в виде упомянутых выше тонких вростков в гид-
ротальките. Содержание железа в амезите, по данным
микрозондового анализа, варьирует в широких пределах (табл. 35). В
некоторых случаях установлена незначительная примесь хрома. Отметим,
что гидроталькит-манассеит-амезитовые срастания, несомненно,
требуют дальнейшего тщательного и углубленного изучения с
привлечением современных инструментальных методов.
Хлорапатшп часто встречается в ранних родингитовых
ассоциациях в качестве акцессорного минерала. Он образует мелкие ксе-
номорфные, как правило, корродированные зерна. Вероятно, апатит
в родингитах представляет реликты исходных габброидов
(Спиридонов и др., 1996).
Кроме описанных выше минералов в родингитах Баженовского
месторождения отмечались также самородная медь (Крыжановский,
1907), датолит (Варлаков, Поляков, 1981). По устным сообщениям
разных исследователей, в родингитах были установлены перовскит,
гематит, теннантит.

ГЛАВАЗ
ПЕТРОХИМИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ РОДИНГИТОВ
БАЖЕНОВСКОГО МЕСТОРОЖДЕНИЯ
Как уже было показано, в процессе родингитизации даек
основного и среднего составов наблюдается определенная
последовательность в смене минеральных парагенезисов. Так, пироксены и
плагиоклазы на ранней стадии метасоматической переработки горных
пород субстрата замещаются цоизитом и диопсидом, по которым
затем развиваются гроссуляр и везувиан. На более поздних этапах
метасоматической переработки пород по диопсиду и гроссуляру
развиваются амфиболы тремолит-актинолитового ряда и хлориты, а
гроссуляр и цоизит замещаются пренитом. Конечным результатом
этих процессов являются «ранние» массивные родингиты.
Относительные количества главных (породообразующих) минералов родин-
гитов варьируют в широких пределах, что обусловлено в первую
очередь различием и неоднородностью химического состава горных
пород исходного субстрата.
Исходным субстратом, по которому развивались изученные нами
родингиты Баженовского месторождения, являлись субщелочные
кварцевые диориты и габброиды. Поэтому при анализе петрохими-
ческих особенностей родингитов решались в основном две задачи:
во-первых, выделение групп химических элементов, концентрации
которых изменяются однотипно при метасоматической переработке
диоритов и габброидов, и, во-вторых, — выявление различий в
химическом составе аподиоритовых и апогабброидных метасоматитов
(родингитов).
По минеральному составу аподиоритовые и апогабброидные
родингиты в достаточной мере условно могут быть разделены на три
группы:
I) цоизит-диопсидовые родингиты с реликтами горных пород
исходного субстрата;
II) цоизит-диопсид-гроссуляровые родингиты;

Таблица 36. Химический состав аподиоритовых и апогабброидных родингитов, мас.%
К ЛМТТПНРНТ
±\\Л*111К/П^П 1
Si02
Ti02
А12оз
Fe203
FeO
MnO
MgO
CaO
Na20
K20
P2O5
BaO
Cr203
V2O3
П.п.п.
Сумма
1
(213/1)
67.20
0.23
16.00
0.19
3.50
0.05
1.40
4.20
6.20
0.55
0.08
0.02
—
0.01
1.00
100.63
2
(337)
57.90
0.36
16.00
1.40
5.50
0.12
4.20
7.10
5.50
0.24
0.05
0.01
—
0.04
1.60
100.02
3
(213/3)
59.40
0.32
17.00
—
3.80
0.06
2.10
7.40
8.50
0.16
0.11
—
—
0.01
0.80
99.66
Номер анализа
4
(213/2)
57.80
0.29
17.40
—
3.60
0.05
2.30
9.80
7.30
0.46
0.10
—
—
0.01
1.40
100.51
5
(2)
54.40
0.45
14.20
2.30
6.80
0.14
5.90
12.80
0.36
0.02
0.06
—
—
0.05
2.50
99.98
(номер образца)
6
(ЕС13)
53.00
—
1.20
0.59
2.60
0.07
24.30
14.60
—
—
—
—
0.26
—
3.60
100.22
7
(7)
52.20
0.51
17.10
1.70
3.40
0.08
2.40
16.00
5.40
—
0.10
—
—
0.04
1.00
99.93
8
(8/6)
50.40
0.23
14.90
1.40
5.20
0.12
4.00
18.20
4.40
—
—
—
0.01
0.03
0.96
99.85
9
(29)
46.70
—
4.00
1.40
5.30
0.43
18.70
20.10
—
—
—
—
0.38
0.02
3.00
100.03
10
(8/1)
45.50
0.21
11.60
1.50
6.90
0.31
7.70
22.90
0.25
—
—
—
0.01
0.03
3.10
100.01

Сумм
i»
о
р
*_*
оо
ЧО
&>
ъп
to
о
о •
о
on
Ю
ЧО
'£
чО
ЧО
on
1У1
чО
чО
чО
OJ
чо
чО
Ьо
-J
о
о
о
-^
*—*
о
о
о
ЧО
*—*
о
о
N)
оо
я
я
*—*
оо
о
о
1л
OJ
to
*_*
о
о
£
р
In
ty>
i—4
on
о
OJ
ON
О
to
bo
о
-f^
'-f^
о
to
чо
о
<
О
о
о
ю
о
о
to
о
о
Ln
о
о
Ln
о
о
to
1
1
1
1
о
о
Ln
О
о
-^
о
о
*.
П
to
О
р
^
N)
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
О
О
ОО
о
о
Ln
О
to
OJ
03
О
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
о
о
~
о
о
OJ
1
1
1
1
to
О
р
*—*
ЧО
1
1
1
1
О
о
on
1
1
1
1
1
1
о
о
on
1
1
1
1
о
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
р
н_*
о
1
1
о
о
N)
о
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
OJ
Lo
о
J-*
оо
о
N)
^_i
О
п
о
to
on
о
to
ЧО
bo
о
OJ
>—'
►—1
о
OJ
OJ
4^
о
OJ
-^
ON
О
OJ
-f^
чо
о
OJ
LH
ON
О
о
to
о
н-*
О
Ln
о
t—*
OJ
4^
о
2
О
£
1л
О
-J
OJ
о
ЧО
to
о
U\
to
о
-й-
о
о
оо
1о
о
*—*
р
оо
о
р
н_к
о
*—*
OJ
'■й-
о
,_ь
OJ
ON
О
МпО
о
*—*
~
о
ON
о
о
to
ON
о
Lo
ON
О
ON
*—*
О
*—*
О
о
о
ЧО
р
н—*
to
о
о
ЧО
о
о
ЧО
о
OJ
оо
о
ОО
UJ
о
ю
^-J
о
to
4^
о
^
>—к
о
о
ON
to
р
Ln
Ln
-J
bo
о
OJ
4^
о
to
ON
о
to
О
to
L)
о
»—*
Ln
о
.-^
to
о
-f^
4^
о
»—*
ЧО
о
»—*
м
о
р
Ьо
OJ
;-»
to
о
to
4^
о
|—'
чо
О
>
О
-^
ЧО
О
ON
Lo
о
»—*
о
^-J
о
г—*
f—*
bo
о
>_»
OJ
»—*
о
н—*
ел
ЧО
О
г_*
OJ
ЧО
О
»—*
-^
to
о
»_^
-j
о
о
►__*
;й-
^-J
О
Н
О
to
р
to
-f^
р
>—*
-j
о
Lo
lh
о
Lo
OJ
p
H-i
-J
О
»—*
•-*
О
О
ЧО
p
Ln
о
о
to
~
p
to
О
00
О
to
£
ON
О
-й-
Ln
О
о
OJ
ЧО
'-f^
О
-f^
о
о
*.
о
ON
о
OJ
~J
Lo
о
OJ
-f^
'-f^
о
-f^
ЧО
Ln
о
-1^.
ON
bo
о
-й.
оо
U\
О
74
ОМПОН
т>
95 h-
оо
/™Ч 1и^
osK
(Л W
^ м
"2. ^
/"S
И
1—» Н^
О WI
^^
74 „
Г ^
3
^-ч
СП
1—» Н^
О -4
ОО
И оо
1 Чв
L»J
^^ч
^ ^
^о
NJ
"*^
о
>•
В
*ТЗ
»
а
Ё
s
S
о
S
СО
о
о\
43
ES
S»
On
?
о
s

Таблица 36 (продолжение)
Компонент
Si02
Ti02
AI2O3
ИегОз
FeO
MnO
MgO
CaO
Na20
K20
P2O5
BaO
Cr203
V2O3
П.п.п.
Сумма
Номер анализа (номер образца)
21
(24)
45.60
0.24
13.50
1.70
6.90
0.11
13.10
13.50
1.60
0.02
—
0.05
0.06
3.30
99.68
22
(2Б)
46.60
0.70
17.60
0.83
2.90
0.01
10.70
15.50
2.40
—
0.13
—
0.05
2.80
100.22
23
(19)
40.70
0.71
19.40
1.10
2.50
0.03
8.10
24.70
—
—
0.11
0.04
2.20
99.59
24
(21)
41.30
0.51
15.40
1.90
6.20
0.08
14.30
15.70
—
—
0.08
0.11
0.05
3.90
99.53
25
(Б 105)
41.10
0.60
7.10
2.40
8.00
0.13
16.90
19.20
—
—
0.16
0.18
0.04
4.30
100.11
26
(20)
41.00
0.48
13.90
1.70
5.10
0.08
13.80
20.40
0.22
—
—
0.10
0.04
2.90
99.72
27
(30)
35.50
0.40
10.30
ЗЛО
8.50
0.47
15.10
19.40
—
—
—
0.05
7.10
99.92
28
(Б 103)
37.80
0.52
9.30
4.60
4.00
0.20
17.00
22.10
—
—
0.18
0.11
0.04
4.20
100.05
29
(1Б)
32.60
0.80
19.80
2.60
4.40
0.15
12.70
22.20
—
—
0.18
0.02
0.04
4.70
100.19
Примечание. 1—17 — аподиоритовые родингиты: 1—8 — группа I, 9—12 — группа И, 13—17 — группа III; 18—29 — апогабброидные
родингиты: 18—22 — группа I, 23—26 — группа II, 27—29 — группа III. Состав определен рентгенофлюоресцентным спектральным методом,
аналитик В. В. Петров, прочерк — компонент не обнаружен.

Таблица 37. Коэффициенты корреляции между концентрациями петрогенных химических элементов в аподиоритовых (правая
верхняя часть таблицы) и апогабброидных родингитах (левая нижняя часть таблицы)
Si02
Ti02
AI2O3
Fe203
FeO
MnO
MgO
CaO
H20
Аподиоритовые родингиты
Si02
0.513
0.110
-0.573
-0.147
-0.528
- 0.250
- 0.814
- 0.603
T1O2
0.325
-0.200
-0.111
-0.097
-0.163
-0.281
0.648
-0.103
АЬОЗ
0.200
0.509
-0.533
-0.603
-0.509
-0.740
-0.089
-0.380
РегОз
- 0.523
0.336
- 0.203
0.127
0.617
0.776
0.330
0.649
FeO
0.310
0.180
-0.176
- 0.003
0.568
0.366
-0.152
0.491
MnO
- 0.452
-0.243
-0.382
- 0.399
0.445
0.479
0.181
0.891
MgO
-0.317
-0.681
- 0.881
0.041
-0.134
0.065
0.095
0.591
CaO
- 0.970
-0.315
- 0.276
0.542
-0.295
0.533
0.233
0.140
H20
- 0.202
- 0.477
- 0.428
-0.130
-0.127
- 0.232
0.716
0.035
Апогабброидные родингиты
Примечание. Связь значима при R > Ло.05 = 0.480 для аподиоритовых ий> /?о.05 = 0.580 для апогабброидных родингитов.

40 -
^ 30
о
S
^ 20
О
10
CaO=-U8S\02+78.64 #o
О
*s
Существенно KL nJ64n15
гроссуляровые >, НЧ ^14/
родингиты N s^SsTv У12
On 13nNc4
Цоизит-диопсид-
гроссуляровые
родингиты
0.55 29
CaO = -0.74SiO, +48.35 4 ..- N
■- V „ / N\N
•2310*N4
--*>«ч^А26 9»>v
27 *V*^^f- ^>$9.\
Цоизит-диопсидовые
родингиты с
реликтами субстрата
Кварцевые
субщелочные
3N /диориты
_li ■ 1
25 30 35 40 45 50 55
Si02, мас.%
60
65
70
75
Рис. 22. Изменение содержания СаО и Si02 в родингитах Баженовского
месторождения, развивающихся по различному субстрату.
50 г
иопсид
Гроссуляр
тт Vi Пренит
Плагиоклаз-60
Плагиоклаз-50
40 50 60
Si02, мас.%
Рис. 23. Изменение содержания СаО и S1O2 в главных породообразующих
минералах родингитов Баженовского месторождения.
Линиями обозначены тренды изменения содержаний СаО и Si02 в аподиоритовых (7) и
апогабброидных (2) родингитах.

Таблица 38. Средние содержания петрогенных и малых элементов в родингитах, мас.% (X ± to.os<3x)
Компонент
Si02
А12оз
БегОз
FeO
MgO
CaO
Na20
K20
H20
V2O3
Cr203
t
Аподиоритовые родингиты
1(л = 8)
56.29 ±4.38
14.22 ±4.50
0.95 ±0.73
4.30 ±1.16
5.82 ±6.37
11.26 ±4.10
4.71 ±2.55
0.18 ±0.17
1.61 ±0.81
0.02 ± 0.01
0.03 ± 0.06
2.37
II (л = 4)
45.5 ±1.43
6.70 ± 5.40
1.67 ±0.67
6.07 ± 3.08
12.05 ±8.78
25.10 ±7.00
0.60 ±0.19
—
2.11 ±1.91
0.02 ±0.01
0.06 ±0.07
3.18
III (л = 5)
38.54 ±3.39
13.08 ±2.47
2.49 ±2.11
2.07 ±1.86
7.50 ±3.50
33.92 ±2.20
—
—
1.66 ±1.59
0.02 ± 0.02
—
2.78
Апогабброидные родингиты
1(л = 5)
47.4 ±1.95
15.40 ±13.95
1.61 ±0.75
4.72 ±5.45
12.18 ±2.06
12.62 ±2.78
2.24 ±0.81
0.03 ±0.05
3.24 ±0.83
0.05 ±0.01
0.08 ±0.10
2.78
И (л = 4)
41.02 ±0.38
13.95 ±8.14
1.77 ±0.86
5.63 ±6.19
13.27 ±5.88
20.00 ±5.88
0.05 ±0.16
—
3.32 ±1.49
0.04 ±0.01
0.10±0.10
3.18
III (л = 3)
35.30 ±6.45
13.13 ±14.14
3.43 ±2.58
—
14.93 ±5.33
21.33 ±3.86
—
—
5.33 ±3.83
0.04 ±0.01
0.04 ±0.01
4.30
Примечание. См. примечание к табл. 36.

Таблица 39. Средний состав родингитов Баженовского месторождения и
сравнение содержаний петрогенных элементов с помощью критерия
Стьюдента (t)
Компонент
Si02
ТЮ2
AI2O3
БегОз
FeO
MnO
MgO
CaO
H20
Аподиоритовые
Х(/г = 17)
48.63
0.24
12.12
1.57
4.06
0.21
7.78
21.18
1.74
a
8.95
0.14
5.07
1.24
2.10
0.19
6.29
10.89
1.07
Апогабброидные
Х(п=12)
42.25
0.40
14.22
2.11
5.19
0.13
13.23
17.23
3.79
a
5.28
0.20
3.77
1.02
2.22
0.12
2.62
4.78
1.31
t
2.405
1.280
2.390
1.279
1.380
1.418
3.201
1.325
4.468
Примечание. Различие значимо при t > Г0.05 = 2.06.
Ill) существенно гроссуляровые родингиты с диопсидом,
везувианом, хлоритом и пренитом.
Граница между первой и второй группами маркируется
появлением гроссуляра, а между второй и третьей — исчезновением цои-
25
20
2
О
60
S 10
5
5 10 15 20
А1203, мас.%
Рис. 24. Относительные концентрации MgO и АЬОз в аподиоритовых (крестики)
и апогабброидных (кружки) родингитах.
+
+
+
Среднее
#+ +
• Среднее
• •

Sid
A1203
О Fe203
4
3
2
1
0
I
II
III
Рис. 25. Изменение содержания петрогенных химических элементов в процессе
родингитизации диоритов {крестики) и габброидов (кружки).
I — цоизит-диопсидовые родингиты с реликтами пород исходного субстрата; II — цо-
изит-диопсид-гроссуляровые родингиты; III — существенно гроссуляровые родингиты
с диопсидом, везувианом, хлоритом и пренитом.
зита. Отметим еще раз, что это подразделение достаточно условно,
поскольку в генетическом плане процесс формирования родингитов
представляет собой единый, не разорванный во времени процесс.
Содержания петрогенных элементов в родингитах приведены в
табл. 36. Для выявления корреляционных связей между
содержаниями отдельных химических элементов в родингитах были
рассчитаны коэффициенты корреляции (табл. 37). Отрицательные значимые
коэффициенты корреляции между содержаниями магния и
алюминия в обоих типах родингитов указывают на то, что главным
концентратором магния в них является диопсид, а алюминия — не со-

держащие магния минералы (гроссуляр, цоизит, пренит).
Положительная корреляция между магнием и окисным железом в апогаб-
броидных родингитах обусловлена, по-видимому, тем, что в них
главным концентратором окисного железа являются хлориты. Это
косвенно подтверждается и значимыми коэффициентами
корреляции между этими элементами и водой.
Наиболее сильные отрицательные связи в обоих типах родинги-
тов установлены для СаО и Si02 (рис. 22). Результаты
статистической обработки показывают, что связь между этими оксидами
значима с вероятностью более 99.9 %. Для оценки различия
коэффициентов в уравнении регрессии был использован критерий Стьюдента.
Согласно результатам расчетов, tb = 6.82 > fo.oooi = 4.299 и ta = 12.996
> fo.oooi = 4.299, т. е. коэффициенты в уравнении регрессии
различаются с вероятностью более 99.99 %.
Для выявления причин этого различия в трендах на графике в
координатах СаО—Si02 обратимся к результатам
петрографического и минералогического изучения родингитов. Так, при
последовательном замещении плагиоклаза исходных пород
новообразованными минералами отношение мас.% CaO/Si02 в них возрастает в
следующей последовательности: плагиоклаз (0.18) — диопсид (0.46) —
цоизит (0.62) — везувиан (0.94) — гроссуляр (1.07). Более наглядно
эти отношения представлены на рис. 23 (уравнения регрессии между
содержаниями СаО и Si02 в аподиоритовых и апогабброидных
родингитах см. на рис. 22). Из этого графика отчетливо видно, что
причиной различия трендов СаО—Si02, скорее всего, являются
особенности химического состава исходных пород, которые
наследуются химическим и минеральным составами новообразованных
родингитов.
В табл. 38 приведены средние содержания петрогенных
химических элементов в аподиоритовых и апогабброидных родингитах.
Сравнение их с помощью критерия Стьюдента (последний столбец
в табл. 39) показывает, что апогабброидные родингиты в целом
обогащены магнием и водой, а аподиоритовые — кремнеземом.
Обогащенность апогабброидных родингитов магнием иллюстрирует
также рис. 24. Таким образом, полученные данные по изменению
химического и минерального составов горных пород в процессе их
родингитизации позволяют высказать предположение, что главной
причиной различия трендов на графике в координатах СаО—Si02
является наличие в аподиоритовых родингитах хлорита, что
обусловлено, по-видимому, повышенной концентрацией MgO в
исходных габброидах по сравнению с диоритами.
Для выявления индивидуальных различий в поведении
химических элементов при формировании аподиоритовых и
апогабброидных родингитов были рассчитаны их средние содержания для
выделенных выше трех групп родипгитизировапных горных пород

Таблица 40. Валовой химический состав (мас.%) и плотность (г/см )
различных участков родингитизированного диорита
Компонент
Si02
Ti02
AI2O3
Fe203
FeO
MnO
MgO
CaO
Na20
K20
P2O5
BaO
Cr203
V2O3
П.п.п.
Сумма
Na20 + K20
Плотность
Номер анализа
1
67.20
0.23
16.00
0.19
3.50
0.05
1.40
4.20
6.20
0.55
0.08
0.02
0.01
1.00
100.63
6.75
2.73
2
59.40
0.32
17.00
3.80
0.06
2.10
7.40
8.50
0.16
0.11
0.01
0.80
99.66
8.66
2.78
3
52.20
0.51
17.10
1.70
3.40
0.08
2.40
16.00
5.40
0.10
0.04
1.00
99.93
5.40
2.99
4
50.40
0.23
14.90
1.40
5.20
0.12
4.00
18.20
4.40
0.01
0.03
0.96
99.85
4.40
3.02
5
41.00
0.48
13.90
1.70
5.10
0.08
13.80
20.40
0.22
0.10
0.04
2.90
99.72
0.22
3.15
6
39.40
0.35
10.70
4.20
2.70
0.26
9.20
31.10
0.05
2.10
100.06
0
3.02
Примечание. Описание пород 1—6 дано в тексте, состав определен рентгенофлюо-
ресцентным спектральным методом, аналитик В. В. Петров, прочерк — компонент не
обнаружен. Плотность пород определена гидростатическим взвешиванием.
(табл. 39). Для наглядности цифры этой таблицы графически
представлены на рис. 25. Анализ полученных данных показывает, что
формирование аподиоритовых и апогабброидных родингитов
протекает с привносом в систему кальция и выносом из нее кремнезема,
натрия и калия. Отметим также, что процесс происходит при неко-
торном увеличении содержания окисного железа.
Индивидуальные различия в поведении химических элементов
при формировании аподиоритовых и апогабброидных родингитов
заключаются в следующем.
1. Формирование апогабброидных метасоматитов
сопровождается последовательным увеличением содержаний магния, воды и за-
кисного железа на фоне уменьшения концентраций кремнезема
и глинозема. Отметим также менее интенсивный (по сравнению с
аподиоритовыми родингитами) привнос кальция. Такой характер
изменения содержания химических элементов при формировании
1

%
1200 г
1000
800
600
400
200
0
-200
_L
12 3 4 5 6
Номер анализа
Рис. 26. Баланс привноса—выноса вещества при родингитизации диоритов.
Порядковые номера анализов на рисунке соответствуют номерам анализов в табл. 40 и
описанию пород в тексте.
Пироксенит
Са
Серпентинит
Рис. 27. Баланс привноса—выноса вещества при серпентинизации перидотитов (а)
и пироксенитов (б).

Таблица 41. Валовой химический состав (мас.%) и плотность (г/см ) ультра
основных горных пород Баженовского месторождения (Соколова, 1960)
Компонент
Si02
Ti02
AI2O3
Сг2Оз
Fe203
FeO
MnO
MgO
CaO
Na20 + К2О
П.п.п.
Сумма
Плотность
Перидотит
40.15
He опр.
1.27
He опр.
0.78
5.64
—
41.02
3.19
0.37
7.38
99.80
2.93
Серпентинит-I
40.54
He опр.
1.00
He опр.
2.92
1.97
0.15
39.27
0.11
0.13
13.81
99.90
2.61
Серпентинит-И
41.09
Не опр.
1.52
Не опр.
3.73
1.18
0.08
39.11
—
0.25
13.11
100.07
2.59
Пироксенит
51.47
0.09
3.84
0.21
—
5.57
0.14
22.96
12.78
0.37
1.77
99.20
2.97
Примечание. Серпентинит-I — частично серпентинизированная порода, серпенти-
нит-Н — собственно серпентинит. Прочерк — компонент не обнаружен, не опр. —
компонент не определялся.
апогабброидных родингитов обусловлен, по-видимому, обогащен-
ностью исходного субстрата магнием.
2. Для аподиоритовых родингитов тоже наблюдается отчетливая
обратная связь между содержаниями глинозема, с одной стороны, и
магния с закисным железом — с другой. Однако в отличие от
апогабброидных метасоматитов эта зависимость более сложная. Так,
содержание глинозема сначала уменьшается от I ко И группе горных пород,
а затем резко повышается в родингитах третьей группы. Для магния и
закисного железа установлены обратные зависимости (см. табл. 38,
рис. 25). Такое поведение химических элементов при формировании
аподиоритовых родингитов обусловлено формированием главных
минералов родингитов в следующей последовательности: цоизит (группа
I) <— диопсид (группа И) <— гранат (группа III).
Учитывая приведенные выше данные о вариациях химического
состава родингитов, можно с уверенностью говорить, что процесс
родингитизации горных пород субстрата протекает с привносом в
систему кальция, магния и воды и последовательным выносом из
нее кремнезема, калия и натрия. Наблюдается также частичный
вынос алюминия и железа с перераспределением этих элементов в
родингитах различного минерального состава.
Для более ясного представления о миграции вещества в процессе
формирования аподиоритовых родингитов был рассчитан по методу
Казицына—Рудника (Казицын, Рудник, 1968) баланс привноса—вы-

носа вещества. Для этого в пределах одного тела аподиоритовых
родингитов были отобраны образцы, характеризующие все стадии
родингитизации. Химические составы и плотность родингитов
приведены в табл. 40. Краткая петрографическая характеристика
изученных родингитов приведена ниже (номера горных пород
соответствуют номерам химических анализов в табл. 40).
1. Среднезернистая темно-серая с зеленоватым оттенком порода.
Структура порфировидная. Текстура массивная, слабо разгнейсован-
ная. Порода состоит из сильно соссюритизированного плагиоклаза,
образующего почти идиоморфные порфировидные вкрапленники
(45—50 об.%), гипидиоморфных зерен альбита (20—25 об.%), ак-
тинолита (5—10 об.%) и ксеноморфного кварца (15—20 об.%).
2. Среднезернистая светло-серая порода. Структура реликтовая,
порфировидная. Текстура массивная. Порода состоит из сильно
соссюритизированного плагиоклаза (70—75 об.%), маложелезистого
клинопироксена (10—15 об.%), цоизита (5—10 об.%) и кварца
(5 об.%).
3. Мелкозернистая плотная светло-серая порода. Структура гра-
нобластовая. Текстура массивная. Состоит из диопсида (35—40
об.%), цоизита (35—40 об.%), реликтов сильно корродированного
плагиоклаза (15—20 об.%) и кварца (менее 3 об.%).
4. Мелкозернистая плотная светло-серая порода. Структура гра-
нобластовая. Текстура массивная. Состоит из диопсида (35—40
об.%), цоизита (40—45 об.%) и реликтов сильноизмененного
плагиоклаза (10—15 об.%).
5. Мелкозернистая плотная грязно-зеленая порода. Структура
гранобластовая. Текстура массивная. Порода состоит из гроссуляра
(50—55 об.%) и диопсида (45—50 об.%).
6. Мелкозернистая темно-серая с зеленым оттенком порода.
Структура гранобластовая. Текстура массивная. Порода состоит из
гроссуляра (50—55 об.%), диопсида (30—35 об.%), везувиана
(около 6 об.%) и хлорита (10 об.%).
Результаты расчета баланса привноса—выноса вещества
приведены на рис. 26, из которого видно, что процесс родингитизации
сопровождается некоторым выносом кремнезема па фоне
интенсивного привноса кальция, магния и железа при инертном поведении
алюминия.
На поздних стадиях родингитизации такого однонаправленного
изменения химического состава не установлено. Это обусловлено,
по-видимому, неоднократной перекристаллизацией родингитов, что
приводит к сложной зональности и неоднородности состава поздних
родингитов даже в пределах локальных участков их проявления.
Для сопоставления химизма процессов серпентинизации гипер-
базитов и родингитизации заключенных в них даек основного и
среднего состава был рассчитан баланс привноса—выноса вещества

при серпентинизации перидотитов и пироксенитов. Полученные
данные показывают (табл. 41, рис. 27), что при серпентинизации
пироксенитов происходит достаточно интенсивный вынос кальция
и закисного железа (рис. 27, б), а при серпентинизации
перидотитов, которые распространены на Баженовском месторождении,
характерен существенный вынос кальция, магния и закисного железа
(рис. 27, а).
Таким образом, наиболее вероятным источником кальция и
магния, которые привносились при метасоматическом преобразовании
даек диоритов и габброидов в родингиты, являлись вмещающие ро-
дингиты гипербазиты. Это подтверждает генетическую связь
процессов родингитизации даек основного и среднего составов и
серпентинизации вмещающих эти дайки гипербазитов.
Гипотеза о том, что процесс родингитизации сопряжен с серпен-
тинизацией ультраосновных пород, согласуется с данными по ро-
дингитам офиолитовых зон восточной части
Центрально-Азиатского складчатого пояса (Агафонов, Пинус, 1981) и Мунилканского
офиолитового блока Верхояно-Чукотской складчатой области
(Плюснина и др., 1991).

ГЛАВА4
ГЕНЕЗИС РОДИНГИТОВ
БАЖЕНОВСКОГО МЕСТОРОЖДЕНИЯ
В настоящее время существует несколько альтернативных точек
зрения по поводу происхождения родингитов. Предлагаются модели
магматического, метаморфического, метаморфно-метасоматическо-
го, гидротермального образования этих горных пород. Главными
проблемами дискуссии являются вопросы об источнике и механизме
накопления кальция при формировании родингитов. Однако во всех
случаях не вызывает сомнения приуроченность родингитов к
массивам метаморфизованных гипербазитов. Термодинамические
параметры формирования этих пород, их текстурно-структурные
признаки сильно варьируют в месторождениях разных формационных
типов. Тем не менее минералого-геохимические особенности
родингитов в целом определяются спецификой вмещающей рамы.
Минералогическое изучение кальциево-силикатных пород
Баженовского месторождения показывает, что они представляют собой
классический пример родингитов офиолитовой формации.
Большинство исследователей альпинотипных комплексов считают ро-
дингиты метаморфно-метасоматическими породами,
образующимися в результате преобразования даек магматических пород
различного состава при серпентинизации вмещающих их гипербазитов.
Геолого-генетические аспекты этой модели в приложении к
условиям формирования родингитов Баженовского месторождения
были разработаны Э.М.Спиридоновым с соавторами (Минералогия
родингитов, 1996) на основе комплексного анализа
геолого-структурного положения родингитов и некоторых их петрографических
и минералогических особенностей. Так, было установлено, что
общий тренд эволюции метаморфизма Баженовского
месторождения происходил от пумпеллиит-актинолитовой фации (t ~ 390°С,
Р ~ 4 кбар) к цеолитовой (t« 220 —150°С, Р ~ 2 кбар).
Соответственно изменялись минеральные ассоциации и состав силикатов,
оксидов, гидроксидов и халькогенидов.

Таблица 42. Кристаллохимические формулы минералов в
модельной системе: АЬОз—Si02—СаО—MgO—Н2О
Минерал
Анортит
Диопсид
Гроссуляр
Клинохлор
Цоизит
Обозначение
Ан
Ди
Гр
Хл
Цо
Кристаллохимическая формула
CaAl2Si208
CaMgtSi206]
Ca3Al2[Si04]3
Mg5Al[Si3A10io] (ОН)8
Ca2Al3tSi04]tSi207]0(OH)
Таблица 43. Матрица составов для расчета линий
моновариантного равновесия в модельной системе АЬОз—SiC>2—СаО—
MgO—Н20
Минерал
Анортит
Диопсид
Гроссуляр
Клинохлор
Цоизит
Обозначение
Ан
Ди
гР
Хл
Цо
Инертные компоненты
1/2 АЬОз
2
0
2
2
3
Si02
2
2
3
3
3
Вместе с тем недостаточно разработанным остался вопрос о
причинах, вызывающих родингитизацию даек основных и средних
пород в процессе метаморфизма гипербазитов Баженовского
массива. Для решения этой проблемы нами был использован метод
физико-химического анализа парагенетических ассоциаций минералов
с построением диаграмм в координатах вполне подвижных
компонентов (Коржинский, 1957, 1973).
Выше было показано, что исходным субстратом для образования
изученных родингитов Баженовского месторождения являлись
горные породы основного и среднего составов (дайки габброидов и
субщелочных кварцевых диоритов). Родингиты, образующиеся по
этим горным породам, имеют в целом практически одинаковый
минеральный состав. Причем последовательность замещения
минералов в аподиоритовых и апогабброидных родингитах однонаправле-
на, а различаются они лишь количественными соотношениями
главных минералов.
На наш взгляд, источником кальция и магния в метаморфизую-
щих растворах явились ультраосновные породы. Так, результаты

Таблица 44. Уравнения реакций и углы наклона (а, в град) линий моновари
антного равновесия в модельной системе AI2O3—Si02—СаО—MgO—H2O
№
1
2
3
4
5
6
7
8
9
10
Уравнения реакций
[Ан, Ди]
[Ан, Гр]
[Ан, Хл]
[Ан, Цо]
[Ди, Гр]
[Ди.Хл]
[Ди, Цо]
[Гр, Хл]
[Гр, Цо]
[Хл, Цо]
rp + 5Mg2 + 6H20 = Xi +
+ ЗСа2+ +4Н20
ЗДи + 4Цо + 27К^2 + +
+ 38Н20 = бХл + нса2+ + 32Н +
ЗДи + 4Цо + 7Са2 + +
+ 2Н20= 6Гр + 3Mg2 + + 8Н +
rp + 5Mg2 + 6H20 = Xi +
+ ЗСа2 + +4Н20
3 Ан + Са2 + + 2Н20 = 2Цо +
+ 2Н +
3 Ан + Са2 + + 2Н20 = 2Цо +
+ 2Н +
rp + 5Mg2 + 6H20 = Xi +
+ ЗСа2+ +4Н20
ЗАн + Са2 + + 2Н20 = 2Цо +
+ 2Н +
2Ан + Ди + 9Mg2 + + 14Н20 =
= 2Хл + ЗСа2+ + 12Н +
2Ан + Ди + ЗСа2 + + 2Н20 =
= 2rP + Mg2+ +4H +
а
(иМё2 + /цСа2+)
31
22
67
31
90
90
31
90
18
72
а
4Ш+/цМё2+)
39
50
-69
39
90
90
39
90
53
-76
Таблица 45. Кристаллохимические формулы минералов в мо>
дельной системе А12Оз—Si02—СаО—MgO—Н20
Минерал
Цоизит
Гроссуляр
Диопсид
Везувиан
Клинохлор
Обозначение
Цо
Гр
Ди
Вез
Хл
Кристаллохимическая формула
Ca2Al3[Si04][Si207]0(OH)
Ca3AI2[Si04b
CaMg[Si206]
CaioMg2Al4[Si04]5[Si207]2(OH)4
Mg5Al[Si3AlOi0] (OH)8
изучения баланса привноса—выноса вещества при серпентинизации
гипербазитов Баженовского месторождения показывают, что в ходе
этого метасоматического процесса высвобождались ощутимые
количества кальция и магния. Это положение согласуется с результатами
исследования родингитов Монголии (Агафонов, Пинус, 1981). По

Таблица 46. Матрица составов для расчета линий моновариант
ного равновесия в модельной системе AI2O3—Si02—СаО—
MgO—Н20
Минерал
Цоизит
Гроссуляр
Диопсид
Везувиан
Клинохлор
Обозначение
Цо
Гр
Ди
Вез
Хл
Инертные компоненты
1/2 А12Оз
3
2
0
4
2
Si02
3
3
2
9
3
Таблица 47. Уравнения реакций и углы наклона (а, в град) линий моновари
антного равновесия в модельной системе AI2O3—SiC>2—СаО—MgO—H2O
№
1
2
3
4
5
6
7
8
9
10
[Цо, Гр]
[Цо, Ди]
[Цо, Вез]
[Цо, Хл]
[Гр, Ди]
[Гр, Вез]
[Гр, Хл]
[Ди, Вез]
[Ди, Хл]
[Вез, Хл]
Уравнение реакции
ЗДи + 4Хл + 17Са2 + + 4Н+ =
= 2Be3+19Mg2 + + 14H20
Гр + 5Mg2+ + 6H2O = Хл +
+ ЗСа2 + + 4Н+
Гр + 5Mg2 + + 6Н20 = Хл +
+ ЗСа2 + +4Н +
4Гр + ЗДи + 5Са2 + + Mg2 + +
+ 10Н2О = 2Вез+ 12Н+"
2Цо + Вез + 23Mg2 + + 26Н20 =
= 5Хл+ 14Са2 + + 18Н +
4Цо + ЗДи + 27Mg2 + + 38Н20 =
= 6Хл+ 11Са2 + +32Н +
8Цо + 15Ди + 29Са2 + + 34Н20 =
= бВез + 3Mg2 + + 52Н +
Гр + 5Mg2 + + 6Н20 = Хл +
+ ЗСа2 + +4Н +
2Цо + Вез + Са2 + + 2Н + = 5Гр +
+ 2Mg2 + + 4Н20
4Цо + ЗДи + 7Са2 + + 2Н20 =
= 6rP + 3Mg2+ +8H +
а
(HMg2+/
HCa2+)
42
31
31
-79
31
22
84
31
27
67
а
(мн+/
HMg2+)
78
51
51
5
52
40
-3
51
45
-21
данным этих авторов, при серпентинизации ультраосновных пород
высвобождается количество СаО, которого вполне достаточно для
родингитизации габброидов, находящихся в виде даек в пределах
серпентинитовых тел.

Ан
(•Mr
Цо
i
гР
Ан
©-
Ди Ч^
——• г
#
Гр Ди
Ч§) •
К
S
1/2А1203 Цо Хл Si02
цСц
2+
Рис. 28. Диаграмма фазовых равновесий в модельной системе Si02—AI2O3-
СаО—MgO—Н2О в координатах Са2+—Mg2+.
Одной из характерных особенностей минерального состава ро-
дингитов Баженовского месторождения является наличие в них
орто- и диортосиликатов кальция и алюминия (гроссуляр, везувиан,
цоизит), которые развиваются в основном по плагиоклазу габброи-
дов или диоритов. С другой стороны, наличие в исходных горных
породах магнезиальных минералов (пироксены, амфиболы), а также
привнос магния метаморфизующими растворами приводят к обра-

^iMg
Ан Гр
н§)—Ф
1/2A1203 Цо Хл
Рис. 29. Диафамма фазовых равновесий в модельной системе S1O2—AI2O3-
СаО—MgO—Н2О в координатах цН+—f^Mg2+.
зованию в родингитах диопсида и хлорита. Для оценки основных
физико-химических параметров, вызывающих закономерную смену
парагенезисов минералов, в качестве модельной мы выбрали
систему Si02—AI2O3—CaO—MgO—H2O, которая в целом достаточно
объективно отражает специфику химического и минерального
составов как исходных пород, так и сформировавшихся по ним ро-
дингитов.

nMg
2+
ЦоВез Ди
Хл
Цо Ди
Хл
фе*А \3*°
Цо Вез Ди
♦« •
Гр
Цо Гр Вез
' Ф-®-Ф—
1/2 А1203 Хл
Ди
SiQ2
цСа
2+
Рмс. 50. Диаграмма фазовых равновесий парагенезисов главных минералов
родингитов в координатах цСа +—ц-Mg +.
Вначале рассмотрим диаграмму фазовых равновесий,
иллюстрирующую процесс формирования родингитов на его начальной
стадии. В качестве инертных компонентов выбраны алюминий и
кремний, а в качестве вполне подвижных — кальций, магний и вода.
Температура и давление были приняты за постоянные внешние
факторы равновесия.
Таким образом, число минералов (фаз) в модельной системе
принимаем за пять, число инертных компонентов — за два, вполне

|xMg
2+
цСа
2+
Рис. 31. Поля устойчивости главных минералов родингитов в координатах
цСа2+—|uMg2+.
подвижными компонентами являются три. Графически
минеральные равновесия в такой системе можно изобразить лишь в тройной
системе координат. Поэтому мы рассмотрим две диаграммы в
координатах двух пар подвижных компонентов, полагая, что химический
потенциал третьего компонента постоянен, т.е. является внешним
фактором равновесия. Иными словами, рассмотрим изопотенциаль-
ные сечения трехмерной диаграммы.
Для характеристики условий образования в начальные стадии
преобразования пород субстрата были проанализированы
минеральные равновесия с участием анортита. Расчеты и построения
проводились для пяти минералов, кристаллохимические формулы и
матрица составов которых приведены в табл. 42 и 43 соответственно.
Уравнения химических реакций на линиях моновариантных
равновесий даны в табл. 44.

^Mg
2+
o_ < w,,-'":«.,.gw> ^
= Гр ^
цн+
Цо Гр Вез
1/2 А1203
Хл
Ди
Si02
Рис. 32. Диаграмма фазовых равновесий парагенезисов главных минералов ро-
дингитов в координатах цН+—|uMg +.
Диаграмма в координатах ц.Са2+—\iMg2+. Одной из
особенностей этой диаграммы является то, что три линии сингулярных
минеральных равновесий (5, 8 и 6 на рис. 28) сливаются в одну, которая
делит поле диаграммы на две части: поле устойчивости анортита
(при относительно низких значениях химического потенциала
кальция) и поле, в котором устойчив цоизит. Отметим, что эти линии
проходят параллельно вертикальной оси, т. е. устойчивость
анортита определяется (при прочих равных условиях) только химическим

потенциалом кальция. Второй особенностью диаграммы является
наличие четко очерченных полей устойчивости хлорита (равновесия
9, 2 и 1) и граната (равновесия 1, 3, 10). Наиболее вероятное
направление процесса родингитизации исходных пород показано на
рис. 28 стрелкой. Согласно уравнению (10), при малой активности
магния в среде минералообразования возможно развитие гроссуляра
непосредственно за счет диопсида и анортита.
Диаграмма в координатах цН+—|iMg2+. На рис. 29 приведена
диаграмма фазовых равновесий в рассматриваемой системе в
координатах химических потенциалов магния и протонов. Как следует
из уравнений (5), (6) и (8), на устойчивость анортита не влияет
химический потенциал магния, образование цоизита при распаде
анортита контролируется только кислотностью минералообразую-
щей среды. Химический потенциал магния определяет поля
устойчивости гранатовых (при его низких значениях) либо хлоритовых
(при высоких) парагенезисов.
Таким образом, замещение анортита цоизитом, а цоизита
гранатом протекает при повышении химического потенциала кальция и
повышении щелочности минералообразующей среды.
Вторая серия диаграмм устойчивости минеральных
парагенезисов в системе Si02—AI2O3—СаО—MgO—H2O характеризует
условия формирования собственно «родингитовых» минералов (табл.
45). Матрица их составов приведена в табл. 46, уравнения реакций
на линиях моновариантного равновесия — в табл. 47. Как и в
предыдущем случае, рассмотрим диаграммы в координатах химических
потенциалов вполне подвижных компонентов.
Диаграмма в координатах цСа2+ — \iMg2+. Как видно на рис.
30, поля устойчивости гроссуляра ограничены линиями
моновариантного равновесия (9) и (10). Этим полям соответствуют
относительно низкие отношения |iMg2VnCa2+. При повышении
химического потенциала кальция цоизит (± диопсид) сначала замещается
гроссуляром (линия 10), который при дальнейшем повышении
химического потенциала кальция может реагировать с диопсидом с
образованием везувиана (стрелка на рис. 30). При повышенном
потенциале магния гроссуляр замещается цоизитом и везувианом
(линия 9). При высоких отношениях |iMg2+/|iCa2+ устойчивы
минеральные ассоциации с хлоритом. В обстановке относительно
низкого химического потенциала кальция повышение химического
потенциала магния приводит к образованию хлорита по цоизиту и диоп-
сиду (линия 6). При повышенном потенциале кальция диопсид и
хлорит находятся в моновариантном равновесии с везувианом
(линия 1), а при дальнейшем уменьшении химического потенциала
магния хлорит распадается с образованием цоизита и везувиана
(линия 5). Везувиан в рассматриваемой системе имеет относительно
широкое поле устойчивости (рис. 31), его присутствие в родингито-

Рис. 33. Поля устойчивости главных минералов родингитов в координатах
|ЛМ§2+—цН+.
вых породах главным образом обусловлено высоким химическим
потенциалом кальция (линии 4, 7). Поля устойчивости хлорита
и гроссуляра в данной проекции системы не перекрываются. Эти
минералы являются главными концентраторами магния и кальция
соответственно, и присутствие того или иного из них в породе
отражает петрохимическую специфику конкретных родингитовых тел.
Диаграмма в координатах jj.Mg2+—р.Н+. Из диаграммы (рис. 32)
следует, что при увеличении щелочности минералообразующей
среды цоизит и диопсид (минералы «ранних» родингитов)
распадаются. При относительно низком химическом потенциале магния за
их счет образуется гроссуляр (линия 10), при условно «средних»
значениях jj.Mg2+ — везувиан (линия 7), при относительно
высоких — хлорит (линия 6). Следует отметить, что диопсид является
«сквозным» минералом в рассматриваемой системе, он присутствует
во всех минеральных парагенезисах. Действительно, диопсид чрез-

вычайно широко распространен в родингитах Баженовского
месторождения и является их главным породообразующим минералом.
Все отмеченные на диаграмме парагенезисы наблюдаются в
исследуемых родингитах. При прочих равных условиях формирование
гроссуляровых, везувиановых и хлоритовых парагенезисов
контролируется химическим потенциалом магния (положением нонвариант-
ных точек [Гр] и [Хл] относительно ординаты на рис. 33). На наш
взгляд, возможны две интерпретации этого тезиса.
1. Общую последовательность изменения минерального состава
родингитов в процессе их эволюции можно выразить следующей
схемой:
цоизит <— диопсид <— гроссуляр <г- везувиан <— хлорит.
Следовательно, изменение химического потенциала магния
может отражать в данном случае наблюдаемую последовательность
минералообразования в родингитах и описанную выше внутреннюю
зональность в их телах.
2. Содержания магния в составе подвергшихся родингитизации
пород — габброидов и диоритов — существенно различаются. В
результате преобразования различных по составу пород под
действием единого метаморфизующего раствора формируются
одинаковые минеральные ассоциации. Тем не менее, как отмечалось в
предыдущей главе, наследование состава исходного субстрата
проявляется в преобладании того или иного минерала-концентратора
петрогенных элементов в составе родингитов. В аподиоритовых
родингитах образуются ассоциации, главными минералами
которых являются гроссуляр и везувиан. В более магнезиальных апо-
габброидных родингитах в качестве главных минералов
выступают везувиан и хлорит. Обилие диопсида сглаживает этот
эффект.
Таким образом, из проведенных построений можно сделать
следующие выводы: родингитизация даек габброидов и диоритов
осуществляется в результате интенсивного привноса кальция и магния.
Изменение химических потенциалов этих элементов обусловливает
и контролирует смену минеральных парагенезисов на всех этапах
метасоматического становления родингитов. В целом процесс
происходит на фоне уменьшения кислотности минералообразующей
среды.
Термодинамическая устойчивость таких кальциевых
алюмосиликатов, как цоизит, гроссуляр, везувиан, пренит, зависит от фугитив-
ности углекислоты (Плюснина и др., 1991). По данным этих
авторов, для минеральных парагенезисов родингитов Мунилкана (Вер-
хояно-Чукотская складчатая область), в состав которых входят
везувиан, гроссуляр, пренит, цоизит, диопсид, ксонотлит, волласто- ■
нит, определены следующие условия образования: t = 350—450°С,
Рфл = 2—4 кбар, Х(СОг) < 0.03. Близкие оценки температуры и дав-

ления флюида при формировании подобных минеральных
ассоциаций дает Р. Колман (1979) для родингитов Калифорнии.
Изучение фазовых взаимоотношений в системе Си—Fe—Zn—S
проводилось S. Kojima и A. Sucaki (1985). По экспериментальным
данным устойчивость пирротин-халькопирит-сфалеритового
парагенезиса ограничена верхним температурным пределом, который
оценивается в 325°С при давлении 0.5 кбар. При этом сфалерит может
содержать 20—35 % изоморфной примеси FeO. Названный
парагенезис минералов наблюдается среди сульфидов в родингитах Баже-
новского месторождения, а состав сфалерита соответствует
указанному выше. Таким образом, оценка условий образования данного
парагенезиса может быть отнесена к сульфидной минерализации в
изученных нами родингитах. Температура гомогенизации газово-
жидких включений в кристаллах диопсида из полостей баженовских
родингитов оценивается нами в 180—220°С. Принимая во внимание,
что образование данных сульфидов в родингитах Баженовского
месторождения предшествует минерализации полостей и является более
поздней по отношению к формированию диопсид-гроссуляр-везуви-
ановых ассоциаций, можно сделать вывод о понижении температуры
в процессе эволюции родингитовых пород. Железо в химическом
составе родингитов существует преимущественно в двухвалентном
состоянии, что позволяет предполагать в целом воссстановительную
обстановку процесса родингитизации. Последнее подтверждается и
находками в родингитах самородной меди.

ЛИТЕРАТУРА
Агафонов Л. В., Пину с Г. В. Родингиты офиолитовых зон восточной части
Центрально-Азиатского складчатого пояса. Минеральные преобразования
пород океанического субстрата. М.: Наука, 1981.
Антонов А. А. Гранаты родингитов Баженовского месторождения
хризотил-асбеста, Урал // Минералогический музей-210: сб. статей. СПб.: Изд-во
СПбГУ, 1995. С. 20—21.
Антонов А. А. Кристалломорфология шабазита из родингитов Баженовского
месторождения // Зап. ВМО. 1997. № 5. С. 74—78.
Антонов А. А., Барсукова Н. С. Цеолитовая минерализация // Минералогия
родингитов Баженовского месторождения хризотил-асбеста / Под. ред.
О. К. Иванова, Э. М. Спиридонова, В. Г. Кривовичева. Екатеринбург:
Изд-во Уральской гос. горно-геол. академии, 1996. С. 82—88.
Антонов А. А., Габидулин Ф. И. Цеолиты из родингитов Баженовского
месторождения хризотил-асбеста, Урал // Минералогический музей-210: сб.
статей. СПб.: Изд-во СПбГУ, 1995. С. 21—22.
Антонова И. А., Гойло Э. А. Методика порошковой дифрактометрии гранатов
гроссуляр-андрадитового ряда // Там же. С. 369—370.
Антонова И. А., Гойло Э. А. Изучение дефектности гранатов
гроссуляр-андрадитового ряда методом рентгеновской порошковой дифрактометрии //
Матер. Междунар. симп. «Минералогические музеи в 21-м веке». СПб.:
Изд-во СПбГУ, 2000. С. 9—11.
Аншлес О. М. Начала кристаллографии. Л.: Изд-во ЛГУ, 1952.
Баженовское месторождение хризотил-асбеста / Под ред. К. К. Золоева. М.:
Недра, 1985.
Барсукова Н. С, Спиридонов Э. М. Хромшпинелиды Баженовского
месторождения и продукты их замещения // Минералогия родингитов Баженовского
месторождения хризотил-асбеста / Под ред. О. К. Иванова, Э. М.
Спиридонова, В. Г. Кривовичева. Екатеринбург: Изд-во Уральской гос. горно-
геол. академии, 1996. С. 54—62.
БулахА. Г. Графика кристаллов. М.: Недра, 1971.
Варлаков А. С. Керолитоподобная порода из родингитов в серпентинитах
окрестностей города Миасса // Матер, к минералогии Урала: сб. статей.
Свердловск, 1975. С. 62—75.
Варлаков А. С, Поляков В. О. Жильные минералы из родингитов Баженовского
месторождения хризотил-асбеста // Матер, к топоминералогии Урала.
Свердловск: Изд-во УНЦ АН СССР. 1981.
Вознесенский В. А. Годовой отчет о деятельности Геол. комитета за 1919 г.
Геологические исследования в Баженовском районе // Изв. Геол. ком. 1920.
Т. 39, № 2.
Вознесенский В. А. Годовой отчет о деятельности Геол. комитета за 1920 г.
Геологоразведочные исследования в Баженовском асбесто-изумрудном
районе // Изв. Геол. ком. 1921. Т. 40, №7.
Вознесенский В. А. Годовой отчет о деятельности Геол. комитета за 1923 г.
Геологическая съемка в б. Екатеринбургском горном округе // Изв. Геол.
ком. 1924. Т. 43. № 2.
Геологический словарь: В 2 томах. М.: Недра, 1973. Т. 2.

Геология СССР. М.: Недра, 1973. Т. XII.
Дир У. А., Хауи Р. А., ЗусманДж. Породообразующие минералы: В 5 томах. М.:
Мир, 1965. Т. 1.
Дыбков В. Ф. Структура рудного поля Баженовского асбестового района как
важнейший критерий при поисках «слепых» залежей // Зап. ЛГИ. 1955.
Т. 3, вып. 2.
Дыбков В. Ф. Факторы, контролирующие оруденение в Баженовском асбесто-
носном районе и вопросы поисковых слепых залежей хризотил-асбеста //
Закономерности размещения полезных ископаемых. М.: Изд-во АН
СССР. 1962. Т. 6.
Дыбков В. Ф. Геологическая изученность Баженовского месторождения //
Месторождения хризотил-асбеста СССР / Под ред. П. М. Татаринова,
В. Р. Артемова. М.: Недра, 1967а. С. 27—32.
Дыбков В. Ф. Геологическое строение района Баженовской интрузии гиперба-
зитов // Там же. 19676. С. 32—38.
Дыбков В. Ф. Разломы дорудные и одновременные с асбестообразованием // Там
же. 1967в. С. 38—44.
Ефимов А. А. Габбро-гипербазитовые комплексы Урала и проблема офиолитов.
М.: Наука, 1984.
Заварицкий А. Н. Перидотитовый массив Рай-Из в Полярном Урале. М.—Л.:
Гос. науч.-технич. геол.-развед. изд-во, 1932.
Задов А. Е., Чуканов Н. В., Органова Н. И. и др. Новые находки и исследования
минералов группы тоберморита // Зап. ВМО. 1995. Ч. 124, №2.
Казицын Ю. В., Рудник В. А. Руководство к расчету баланса вещества и внутренней
энергии при формировании метасоматических пород. М.: Недра, 1968.
Колесник Ю. Н. Нефриты Сибири. Новосибирск: Наука, 1965.
КолманР. Г. Офиолиты. М.: Мир, 1979.
Коржинский Д. С. Теоретические основы анализа парагенезисов минералов. М.:
Наука, 1957 (I изд-ие), 1973 (II изд-ие).
Корнетова В. А., Осолодкина Г. А., Борисовский С. Е. Минералы пустот в ро-
дингитах // Новые данные о минералах. М.: Наука, 1986. Вып. 33.
Кротов Б. П. Петрографическое описание южной части Миасской дачи // Тр.
Об-ва естествоиспытателей. Казань. 1915. Т. 47, вып. 1.
Крыжановский В. И. Месторождение серпентин-асбеста в Березовской, Каменской
и Монетной дачах на Урале // Тр. Геол. музея АН СССР. 1907. Т. 1, вып. 3.
Кузнецова В. Н. Парагенетическая связь процессов серпентинизации и
метаморфизма // Тр. I Урал, петрограф, совещ. Свердловск, 1963.
Кузнецова В. Н. Жильные породы и продукты их метаморфизма //
Месторождения хризотил-асбеста СССР / Под ред. П. М. Татаринова, В. Р.
Артемова. М.: Недра, 1967. С. 433—454.
Куплетский Б. М. Гранитные интрузии восточного склона Среднего Урала и их
редкометальное оруденение // Тр. ИГН. М., 1947. Вып. 83.
Курбатов С. М. Везувианы из русских месторождений. V и VI. Везувианы из
асбестовых копей на границе Каменской и Монетной дач на Урале //
Изв. АН СССР. Сер. геол. 1925.
Лихойдов Г. Г., ПлюснинаЛ. П. Родингиты Северного Сахалина и условия их
формирования // Тихоокеан. геол. 1992. №2.
Логинов В. П. Контактовые изменения граувакковых песчаников около
ультраосновного массива Крака на Южном Урале // Очерки
физико-химической петрологии. М.: Наука, 1970. Вып. 2.

Лодочников В. Н Серпентины и серпентиниты ильчирские и другие и
петрологические вопросы, с ними связанные // Тр. ЦНИГРИ. 1936. Вып. 38.
Магматические горные породы: В 2 частях. М.: Наука, 1983. Ч. 1.
Малеев М. Н. Свойства и генезис природных нитевидных кристаллов и их
агрегатов. М.: Наука, 1971.
Меренков Б. Я. О «волокнистом» жильном магнетите из Баженовского
месторождения хризотил-асбеста // Тр. ИГЕМ. М, 1959. Вып. 31.
Месторождения хризотил-асбеста СССР / Под ред. П. М. Татаринова, В. Р. Ар-
темова. М.: Недра, 1967.
Минералогия родингитов Баженовского месторождения хризотил-асбеста / Под
ред. О. К. Иванова, Э. М. Спиридонова, В. Г. Кривовичева.
Екатеринбург: Изд-во Уральской гос. горно-геол. академии, 1996.
Михеев Н. С К вопросу о строении месторождения асбеста на Урале // Горн,
журн. 1909а. №11.
Михеев Н. С О роли порфиров на Уральских месторождениях асбеста //
Уральский техник. 19096. № 9.
Москалева В. Н. О родингитах из ультраосновных интрузий Казахстана и
определении их минерального состава методом термографии // Изв. АН
СССР. Сер. геол. 1971. № 12.
Мурзин В. В., Кудрявцев В. И., Берзон Р. О. и др. Медистое золото в зонах родин-
гитизации // Геология рудных месторождений. 1987. Т. 29, № 5. С. 96—99.
Николаев А. В. Коренное месторождение золота Соймановской долины в Кыш-
тымской даче на Урале // Матер, по геологии России. СПб., 1908. Т. 23,
вып. 2. С. 494—552.
Органова Н. И. Кристаллохимия несоразмерных и модулированных смешано-
слойных минералов. М.: Недра, 1989.
Падалка Г. Л. Змеевиковая зона и месторождения асбеста во 2-й Вагранской
даче на Северном Урале // Тр. ГГРУ. 1932. Вып. 50.
Петрологический словарь / Под ред. В. П. Петрова и др. М.: Недра, 1981.
Пину с Г. В., Колесник Ю. Н. Альпинотипные гипербазиты юга Сибири. М.:
Наука, 1966.
ПлюснинаЛ. П., Некрасов И. Я., Лихойдов Г. Г. Петрогенезис родингитов Му-
нилканского офиолитового блока Верхояно-Чукотской складчатой
области // Изв. АН СССР. Сер. геол. 1991. № 8.
Попов В. А. Точилинит, двойники диопсида, брусита, хабазита и гармотома из
родингитов Баженовского месторождения // Уральский минер, сб. 1995. № 5.
Рапопорт Э. М. Геолого-петрографический очерк Баженовского
месторождения // Минералогия родингитов Баженовского месторождения хризотил-
асбеста / Под ред. О. К. Иванова, Э. М. Спиридонова, В. Г. Кривовичева.
Екатеринбург: Изд-во Уральской гос. горно-геол. академии, 1996. С. 13—25.
Селиверстов В. А., Осипенко А. Б. Петрология родингитов Камчатки.
Владивосток: Изд-во Дальнаука, 1999.
Семенченко А. А. Разведочные работы на асбест в пределах бывшего
Екатеринбургского округа // Горн. журн. 1902. Т. 1, кн. 1.
СикеринА. П. Петрология родингитов Саяно-Байкальской горной области //
Докл. АН СССР. 1982. Т. 262, № 1.
Соболев Н. Д. Ульрабазиты большого Кавказа. М.: Гос. геол. техиздат, 1952.
Соколов Ю. А., Лузин В. П. Борная (ашаритовая) минерализация серпентинитов
Баженовского месторождения хризотил-асбеста // Изв. АН СССР. Сер.
геол. 1981. №9.

Соколова Л. А. К вопросу о генезисе гранат-везувиановых жил среди
серпентинитов // Тр. ИГН. 1955. Вып. 195.
Соколова Л. А. Баланс вещества при процессах гидротермального
метаморфизма и асбестообразования в ультраосновных породах Баженовской
интрузии // Матер, конф. молодых ученых Москворецкого района г. Москвы.
М., 1958. Вып. 4.
Соколова Л. А. Петрография пород района Баженовского месторождения
хризотил-асбеста и некоторые вопросы метаморфизма этих пород II Тр.
ИГЕМ. 1960. Вып. 47.
Соколова Л. А. Шабазит (факолит) из Баженовского месторождения хризотил-
асбеста // Водные вулканические стекла и поствулканические минералы:
сб. статей. М.: Наука, 1967.
Соловьев Ю. С, Золоев К. К., Круцко Н. С. Особенности геологического
строения и перспективы глубоких горизонтов Баженовского месторождения
хризотил-асбеста // Информ. бюл. геол. упр. 1959. № 1(13).
Спиридонов Э. М., Барсукова Н. С. Рудные минералы ■— халькогениды мета-
морфитов Баженовского месторождения // Минералогия родингитов
Баженовского месторождения хризотил-асбеста / Под ред. О. К. Иванова,
Э. М. Спиридонова, В. Г. Кривовичева. Екатеринбург: Изд-во Уральской
гос. горно-геол. академии, 1996. С. 62—81.
Спиридонов Э. М., Барсукова Н. С, Перелыгина Е. В. Минералы Ni и Со в ме-
тагипербазитах и метабазитах Баженовского, Карабашского и Нуралин-
ского массивов // Уральская летняя минералогическая школа-95.
Екатеринбург, 1995. С. 29—34.
Спиридонов Э. М., Барсукова Н. С, Антонов А. А. Минеральные ассоциации
метаморфитов Баженовского месторождения // Минералогия родингитов
Баженовского месторождения хризотил-асбеста / Под ред. О. К. Иванова,
Э. М. Спиридонова, В. Г. Кривовичева. Екатеринбург: Изд-во Уральской
гос. горно-геол. академии. 1996. С. 25—44.
Спиридонов Э. М., Плетнев П. А., Перелыгина Е. В., Рапопорт М. С. Геология
и минералогия месторождения медистого золота Золотая Гора (Карабаш-
ское), Средний Урал. М.: Изд-во МГУ, 1997.
Тарасов К. Е. Баженовское месторождение асбеста // Поверхность и недра.
1926. Т. 4, №5, 6.
Татаринов П. М. К геологии Баженовского асбестового района II Вестник
Геол. ком. 1925. № 5.
Татаринов П. М. Материалы к познанию месторождений хризотил-асбеста
Баженовского района на Урале // Тр. Геол. ком. Нов. серия. 1928. Вып. 185.
Татаринов П. М. Структура рудного поля Баженовского асбестового района //
Матер. ВСЕГЕИ. 1948. Вып. 4.
Татаринов П. М. Баженовское месторождение хризотил-асбеста //
Минералогия Урала. Свердловск: Изд-во АН СССР, 1954. Т. 1.
Томкеев С. Н. Петрологический англо-русский словарь: В 2 томах. М.: Мир,
1986. Т. 2.
Ферсман А. Е. Собр. соч. 1913. Т. 1.
Черных В. В. К минералогии Баженовского асбестового месторождения //
Матер, по общей и прикладной геол. М., 1930. Вып. 151.
Чечулин А. И. Асбест. Свердловск: Средне-Урал. кн. изд-во, 1989.
Шаркова Е. В. Родингиты Златогорского плутона // Изв. АН СССР. Сер. геол.
1983. №3.

Штукенберг А. Г. Оптические аномалии в кристаллах неорганических твердых
растворов. Автореф. канд. дис. СПб., 1997.
Anhaeusser С. R. Rodingite occurrences in some Archean ultramafic complexe-
sis the Barberton Mountain Land, South Africa // Precambrian Res. 1979.
N6.
Bilgremi S. A., Hawie R. A. The mineralogy and petrology of a rodingite dyke, Hin-
dubagh, Pakistan // Amer. Miner. 1960. N45.
BucherK., FreyM. Pedogenesis of Metamorphic Rocks. Heidelberg: Springer-Ver-
lag, 1994.
Dana J. D. The system of Mineralogy. New York, 1937.
EspinosaA. Rodingites of the Los Azules ophiolitic sequence in the Western
Cordillera of the Colombian Anders // Archives des Sciences. 1980. Vol. 33,
fasc. 2—3.
Goldschmidt V. Winkel Tabellen. Berlin: verlag von Julius Springer, 1897.
GottardiG., Galli E. Natural Zeolites. Springer-Verlag, 1985.
Heflik W. Mineralogical and petrographic investigation of the leucocratic altered
zone of Jordanow (Lower Silesia) (in Polish) // Prace Mineralogiczne. 1967.
N 10.
Heflik W., ZabinskiW. A chromian hydrogrossular from Iordanow, Lower Silesia,
Poland // Miner. Mag. 1969. Vol. 37.
HonnorezJ., KirstP. Petrology of Rodingites from Equatorial Mid-Atlantic
Fracture Zones and Their Geotectonic Significance // Contrib. Miner. Petrol. 1975.
Vol. 49.
KojimaS., SucakiA. Phase Relations in the Cu—Fe—Zn—S System between 500
and 300°C under Hydrothermal Conditions // Economic Geology. 1985.
Vol. 80.
MajerV. Rodingite of Cape Bassit, Northwest Syria // Newes J. Miner. 1960.
N4.
Marshall P., Bell R. A., ClarckE.C. The geology of Dun Mountain subdivision
Nelson // Bull. Geol. Surv. 1911. Vol. 12, N 7.
Nickel E. H.. Nomenclature for mineral solid solutions // Amer. Miner. 1992.
Vol. 77.
Novaga M. Vesuvianite from Bellecombe and Montjovet (АО Italy): a material of
gemmological interest // J. Gemm. 1994, Vol. 24, N 3.
O'Brien J. P., Rodgers K. A. Xonotlite and rodingites from Woi rere, N.Z. // Miner.
Mag. 1973. Vol. 39.
O'Hanley D.S., SchandE.S., Wicks F. J. The origin of rodingites from Cassiar,
British Columbia, and their use to estimate T and P(H20) during serpentini-
zation // Geochim. Cosmochim. Acta. 1992. Vol. 56.
SchlockerJ. Rodingite from angel Island, San Francisco Bay, California // Geol.
Sur. Reseach. 1960. Vol. 400.
Walker G. P. L. The amygdate minerals in the Tertiary lavas of Ireland. The
distribution of chabazite habits and zeolites in Garron plateau area, County Aut-
rim // Miner. Mag. Soc. 1951. N 15.
Wares R. P., Martin R. F. Rodingitization of granite and serpentinite in the Jeffrey
mine, Asbestos, Quebec // Can. Miner. 1980. Vol. 18.