Записки горного института, 2017, № 3

 

н а у ч н ы й  ж у р н а л

ГЛАВНЫЙ РЕДАКТОР
В.С.Литвиненко, д-р техн. наук, профессор, академик Международной академии наук высшей школы, РАЕН, РАГН, МАНЭБ, ректор  
(Санкт-Петербургский горный университет, Санкт-Петербург, Россия) 
 
ЗАМЕСТИТЕЛЬ ГЛАВНОГО РЕДАКТОРА  
В.Л.Трушко, д-р техн. наук, профессор, академик Международной академии наук высшей школы, РАЕН, РАГН, МАНЭБ,  проректор по научной работе 
(Санкт-Петербургский горный университет, Санкт-Петербург, Россия)  

РЕДАКЦ ИОННАЯ КОЛЛЕ ГИЯ 

В.Г.Афанасьев, д-р ист. наук, профессор (Санкт-Петербургский горный университет, Санкт-Петербург, Россия) 
А.А.Барях, д-р техн. наук, профессор, чл.-кор. РАН, директор (Горный институт Уральского отделения РАН, Пермь, Россия) 
В.Н.Бричкин, д-р техн. наук, зав. кафедрой металлургии (Санкт-Петербургский горный университет, Санкт-Петербург, Россия) 
Л.А.Вайсберг, д-р техн. наук, профессор, академик РАН, председатель Совета директоров и научный руководитель (НПК «Механобр-техника», Санкт-Петербург, Россия) 
С.Г.Гендлер, д-р техн. наук, профессор, академик РАЕН (Санкт-Петербургский горный университет, Санкт-Петербург, Россия) 
М.А.Иванов, д-р геол.-минерал. наук, профессор, зав. кафедрой минералогии, кристаллографии и петрографии (Санкт-Петербургский горный университет,  
Санкт-Петербург, Россия) 
Г.Б.Клейнер, д-р экон. наук, профессор, чл.-кор. РАН, заместитель директора (Центральный экономико-математический институт РАН, Москва, Россия) 
Д.Н.Лигоцкий, канд. техн. наук, доцент (Санкт-Петербургский горный университет, Санкт-Петербург, Россия) 
Ю.Б.Марин, д-р геол.-минерал. наук, профессор, чл.-кор. РАН (Санкт-Петербургский горный университет, Санкт-Петербург, Россия) 
С.С.Набойченко, д-р техн. наук, профессор, чл.-кор. РАН, заслуженный деятель науки и техники РФ, зав. кафедрой металлургии цветных металлов  
(Уральский федеральный университет, Екатеринбург, Россия) 
М.А.Пашкевич, д-р техн. наук, профессор, зав. кафедрой геоэкологии (Санкт-Петербургский горный университет, Санкт-Петербург, Россия)  
Т.В.Пономаренко, д-р экон. наук, профессор, доцент (Санкт-Петербургский горный университет, Санкт-Петербург, Россия) 
А.Г.Протосеня, д-р техн. наук, профессор, зав. кафедрой строительства горных предприятий и подземных сооружений (Санкт-Петербургский горный университет, 
Санкт-Петербург, Россия) 
М.К.Рогачев, д-р техн. наук, профессор, зав. кафедрой разработки и эксплуатации нефтяных и газовых месторождений (Санкт-Петербургский горный университет, 
Санкт-Петербург, Россия) 
В.Е.Сомов, д-р экон. наук, канд. техн. наук, академик РАЕН, директор (ООО «Кинеф», Кириши, Россия) 
А.Г.Сырков, д-р техн. наук, профессор (Санкт-Петербургский горный университет, Санкт-Петербург, Россия) 
Ю.А.Сычев, канд. техн. наук, доцент (Санкт-Петербургский горный университет, Санкт-Петербург, Россия) 
А.Е.Череповицын, д-р экон. наук, профессор, зав. кафедрой организации и управления (Санкт-Петербургский горный университет, Санкт-Петербург, Россия) 
В.А.Шпенст, д-р техн. наук, профессор, зав. кафедрой электроэнергетики и электромеханики (Санкт-Петербургский горный университет, Санкт-Петербург, Россия) 
Олег Анцуткин, профессор (Технологический университет, Лулео, Швеция) 
Хал Гургенчи, профессор (Школа горного машиностроения Квинслендского университета, Брисбен, Австралия) 
Волли Калм, доктор наук, ректор (Тартуский университет, Тарту, Эстония) 
Анджей Краславски, профессор (Лаппеенрантский технологический университет, Лаппеенранта, Финляндия) 
Эдвин Кроке, д-р наук, профессор (Институт неорганической химии Фрайбергской горной академии, Фрайберг, Германия) 
Илпо Мутикайнен, научный сотрудник химического факультета (Хельсинский университет, Хельсинки, Финляндия) 
Павел Власак, профессор, зав. кафедрой механики жидкостей и дисперсных сред (Институт гидродинамики Чешской академии наук, Прага, Чехия) 
Габриэль Вейсс, доктор наук, профессор, проректор по научной и исследовательской деятельности (Технический университет, Кошице, Словакия) 

Журнал включен в базу данных Российского индекса научного цитирования (РИНЦ),  Научной электронной библиотеки http://elibrary.ru

и в международную реферативную базу данных GeoRef 

 

Журнал включен Высшей аттестационной комиссией РФ в действующий Перечень ведущих рецензируемых научных журналов и изданий, 
 в которых должны быть опубликованы основные научные результаты диссертаций на соискание ученых степеней доктора и кандидата наук 

Разделы

•Геология    •Горное дело    • Нефтегазовое дело    • Металлургия и обогащение    • Электромеханика и машиностроение 

•Геонаноматериалы    •Геоэкология и безопасность жизнедеятельности    •Геоэкономика и менеджмент  

•Горное образование: традиции и перспективы в XXI веке   • Слово молодому ученому 

САНКТ-ПЕТЕРБУРГ • 2017 

У ч р е д и т е л ь  С а н к т - П е т е р б у р г с к и й  г о р н ы й  у н и в е р с и т е т

Свидетельство о регистрации ПИ № ФС77-64439 от 31.12.2015
Лицензия ИД № 06517 от 09.01.02

Редакция:  начальник РИЦ В.Л.Лебедев,  начальник отдела И.Г.Ребещенкова 

Редакторы:  Е.С.Дрибинская,  И.В.Неверова,  Н.И.Сочивко 

Компьютерная верстка:  В.И.Каширина,  Н.Н.Седых,  Л.П.Хлюпина 

 

Издаются
с 1907 года 

ISSN (печатная версия) 2411-3336
ISSN (электронная версия) 2541-9404 

Подписной индекс в каталоге агентства

«Роспечать» 18067 

Адрес учредителя и редакции: 21-я линия, 2, Санкт-Петербург, Россия, 199106 
Тел. +7 (812) 328-8416;        факс +7 (812) 327-7359;  
Е-mail: pmi@spmi.ru              Сайт журнала: pmi.spmi.ru 

 Санкт-Петербургский горный университет, 2017 
Подписано к печати 23.06.2017. Формат 60  84/8. Уч.-изд.л. 25. 
Тираж 300 экз. Заказ 565. С 164. Отпечатано в РИЦ СПГУ. 

 

 

Содержание
 

274

Записки Горного института. 2017. Т. 225. С. 274 

СОДЕРЖАНИЕ 

 

Геология 

 

Ризванова Н.Г., Скублов С.Г., Черемазова Е.В. Возраст гидротермальных процессов в Цен-

трально-Иберийской зоне (Испания) по данным U-Pb датирования касситерита и апатита................... 
275 

Судариков С.М. Моделирование геохимических процессов в зоне субмаринной разгрузки гид-

ротермальных растворов................................................................................................................................. 
284 

 

Горное дело 

 

Зубов В.П. Состояние и направления совершенствования систем разработки угольных пластов 

на перспективных угольных шахтах Кузбасса ............................................................................................. 
292 

Колесник Н.А., Козловский Г.И., Канавец А.А. Углы полных сдвижений и углы максимальных 

оседаний при отработке лав по диагональным к простиранию пласта направлениям............................. 
298 

Лилиана Медич Пейч, Хавьер Гарсия Торрент, Ниевез Фернандез Аньез, Хорзе Мартин 

Молина Эскобар. Предотвращение распространения взрывов метана и пыли в угольных шахтах......... 
307 

Павлова В.А., Уварова Е.Л. Новейшие технологии в кадастровой деятельности ........................... 
313 

 

Металлургия и обогащение 

 
Кондрашева Н.К., Байталов Ф.Д., Бойцова А.А. Сравнительная оценка структурно-механи-

ческих свойств тяжелых нефтей Тимано-Печорской провинции............................................................... 
320 

 

Электромеханика и машиностроение 

 

Александров В.И., Тимухин С.А., Махараткин П.Н. Энергетическая эффективность гидрав-

лического транспорта хвостов обогащения железной руды на Качканарском ГОКе............................... 
330 

Власак Павел. Течение крупнозернистых гидросмесей в трубах...................................................... 
338 

Собота Иржи. Влияние солености гидросмеси зольной пыли на потери энергии при гид-

ротранспорте по трубам...................................................................................................................... 
342 

 

Геоэкология и безопасность жизнедеятельности 

 

Алабьев В.Р., Коршунов Г.И. Обеспечение безопасности при обогреве воздухоподающих 

стволов угольных шахт газовыми теплогенераторами с использованием дегазационного метана ........ 
346 

Климова И.В. Инструктивные карты безопасных методов и приемов труда для отдельных 

видов работ, проводимых в нефтешахте....................................................................................................... 
354 

Нор М.А., Нор Е.В., Цхадая Н.Д. Источники нагревающего микроклимата при разработке 

месторождений высоковязких нефтей термошахтным способом............................................................... 
360 

Рудаков М.Л., Степанов И.С. Оценка профессионального риска при воздействии нагревающе-

го микроклимата при ведении подземных горных работ ............................................................................ 
364 

 

Горное образование: традиции и перспективы в ХХI веке 

 

Казанин О.И., Дребенштедт К. Горное образование в ХХI веке: глобальные вызовы и пер-

спективы........................................................................................................................................................... 
369 

Щукина Д.А., Егоренкова Н.А. «Опыт риторики» И.С.Рижского (1796 г.) в Горном универси-

тете: история и современность ....................................................................................................................... 
376 

 

 

 

DOI: 10.18454/PMI.2017.3.275 
Н.Г.Ризванова, С.Г.Скублов, Е.В.Черемазова 
Возраст гидротермальных процессов в Центрально-Иберийской зоне… 

275

Записки Горного института. 2017. Т. 225. С. 275-283  ● Геология 

Геология 

 

УДК 550.42 

 

ВОЗРАСТ ГИДРОТЕРМАЛЬНЫХ ПРОЦЕССОВ  

В ЦЕНТРАЛЬНО-ИБЕРИЙСКОЙ ЗОНЕ (ИСПАНИЯ)  

ПО ДАННЫМ U-Pb ДАТИРОВАНИЯ КАССИТЕРИТА И АПАТИТА 

 
Н.Г.РИЗВАНОВА1, С.Г.СКУБЛОВ 1, Е.В.ЧЕРЕМАЗОВА 2  
1 Институт геологии и геохронологии докембрия Российской академии наук, Санкт-Петербург, Россия  
2 Mineral Exploration Network Ltd., Кардифф, Великобритания  
 

Результаты изотопно-геохимического исследования методом ступенчатого растворения PbLS кассите-

рита из грейзенов, расположенных в массиве гранитов Логросан (Центрально-Иберийская зона, Испания), и 
апатита из гидротермальной кварц-апатитовой жилы в экзоконтакте массива гранитов свидетельствуют, что в 
обоих случаях в интервале 114-126 млн лет фиксируется гидротермальное событие, сопровождавшееся привносом 
свинца. В пределах ошибки определения можно говорить об одном и том же возрасте около 
120 млн лет, которому отвечает кристаллизация гидротермального апатита, образование примазок и мик-
ровключений в касситерите из грейзенов и проявление Au-As-Sb-Pb рудной минерализации, что требует 
дальнейшего подтверждения. Ксеногенный циркон из кварц-апатитовой жилы не реагирует на это сравнительно 
низкотемпературное гидротермальное событие ни появлением новых генераций (оторочек, участков 
перекристаллизации), ни переуравновешиванием U-Pb изотопной системы. Методом PbLS по заключительным 
выщелокам касситерита подтвержден возраст образования грейзенов около 305 млн лет, ранее определенный 
40Ar/39Ar методом по мусковиту. 

Ключевые слова: геохимия изотопов, метод ступенчатого растворения, U-Pb метод, Pb-Pb метод, Цен-

трально-Иберийская зона, касситерит, апатит 

 
Как цитировать эту статью: Ризванова Н.Г. Возраст гидротермальных процессов в Центрально-

Иберийской зоне (Испания) по данным U-Pb датирования касситерита и апатита / Н.Г.Ризванова, С.Г.Скублов, 
Е.В.Черемазова // Записки Горного института. 2017. Т. 225. С. 275-283. DOI: 10.18454/PMI.2017.3.275 

 
Введение и постановка задачи. Методы изотопной геохимии играют ключевую роль при 

исследовании природы гидротермальных процессов, решении вопросов времени рудообразова-
ния и источников минерального вещества. Датирование гидротермальных процессов основано на 
прямом датировании минералов гидротермального генезиса. Трудности его проведения заключаются, 
как правило, в сложной истории формирования датируемых объектов, неоднократном 
проявлении гидротермальных процессов, часто встречающемся нарушении замкнутости изотопных 
систем в минералах-геохронометрах, а также в довольно ограниченном наборе минералов, 
пригодных для датирования. Для определения возраста гидротермально-метасоматических процессов 
может быть использовано локальное U-Pb датирование кайм циркона, образованных в 
ходе этих процессов. Для низкотемпературных метасоматитов эффективно датирование Rb-Sr 
методом слюд и калиевых полевых шпатов ([2] и др.). 

Новые перспективы решения проблемы датирования полихронных процессов появились с 

разработкой метода PbLS – определение изотопного возраста Pb-Pb методом по выщелокам ступенчатого 
растворения минералов [7, 18]. Свою эффективность метод ступенчатого растворения 
показал при датировании метаморфогенных минералов [1]. 

С методической точки зрения интересным объектом для датирования гидротермальных про-

цессов являются разрабатываемые с бронзового века рудные объекты (Sn-W грейзены и фосфатные 
жилы), территориально приуроченные к гранитному массиву Логросан (Центрально-
Иберийская зона, Юго-Западная Испания). Ранее U-Pb методом по циркону был определен возраст 
кристаллизации гранитов массива – 308 ± 1 млн лет [21]. Возраст грейзенизации, определенный 
Ar-Ar методом по мусковиту из измененных гранитов и жил с касситеритом, попадает в 
интервал 308-303 млн лет и согласуется с возрастом внедрения гранитов [16]. Другие определения 
возраста гидротермальных процессов в районе исследования отсутствуют. Наши попытки 
определить возраст метасоматитов (четыре пробы с различным минеральными парагенезисами) 
изохронными Rb-Sr и Sm-Nd методами, к сожалению, не оказались удачными, были получены 
эрохроны с крайне высокими значениями СКВО и погрешностью определения возраста.      

В настоящей работе приводятся результаты датирования U-Pb и Pb-Pb методом ступенчато-

го выщелачивания касситерита из Sn-W рудных жил (грейзенов), развивающихся по гранитам 

 

 

Н.Г.Ризванова, С.Г.Скублов, Е.В.Черемазова 
Возраст гидротермальных процессов в Центрально-Иберийской зоне… 

DOI: 10.18454/PMI.2017.3.275 

 

276

Записки Горного института. 2017. Т. 225. С. 275-283  ● Геология 

массива Логросан и апатита из фосфатных жил, расположенных в контактовом ореоле массива 
Логросан в метаосадках докембрийского возраста. Кроме того, приводятся результаты локального 
датирования U-Pb методом циркона, выделенного из фосфатной жилы.  

Геологическая характеристика. Район гранитного массива Логросан расположен в южной 

части Sn-W металлогенической провинции Европейских Варисцид (рис.1, а). Наиболее существенной 
характеристикой Центрально-Иберийской зоны является повсеместное внедрение гранитных 
интрузий высокоглиноземистого состава на последней стадии Варисцийского орогенеза. 
Вмещающие породы представлены метаосадочными толщами неопротерозойского возраста: ме-
таграувакками, сланцами, кварцитами и, в меньшей степени, метапесчаниками. Интрузив Логро-
сан (рис.1, б), также именуемый Сан Кристобаль по названию возвышенности, которую он слагает, 
представляет собой типичный гранитный купол небольшой площади (около 4 км2 на поверхности), 
сложенный богатыми фосфором фтористыми двуслюдяными гранитами S-типа. Внедрение 
гранитов привело к образованию контактово-метаморфических изменений во вмещающих 
метаосадках, представленных внутренней зоной роговиков и внешней зоной пятнистых филлитов 
и хлоритовых сланцев [10]. 

Внутригранитный гидротермальный комплекс включает кварц-турмалиновые пегматитовые 

жилы и зоны грейзенизации мощностью 20-50 см в восточной части массива и секущие штокверки, 
включающие Sn-(W) минерализацию. Гидротермальные изменения вмещающих гранитов 
представлены мусковитизацией в интервале 2-10 см от контакта с жилами. Мощность измененных 
пород возрастает в штокверковых зонах, где имеет место интенсивная грейзенизация. Рудная 
минерализация в целом представлена касситеритом (первая, оксидно-силикатная стадия рудного 
процесса) и минералами второй, сульфидной стадии (арсенопиритом, станнином, сфалеритом, 
халькопиритом и другими) с незначительным количеством минералов танталит-
колумбитового ряда и редко встречающимся вольфрамитом [8].  

Во вмещающих измененных гранитах касситерит встречается в виде рассеянных гипидио-

морфных кристаллов без включений других минералов (первая генерация). В кварцевых жилах 
касситерит образует зональные, хорошо ограненные дипирамидальные и столбчатые кристаллы 
(более 5 мм) с включениями сростков Nb-Ta рутила и колумбита (вторая генерация, рис.2, а). 

Фосфатное месторождение Ла Костаназа (в настоящее время отработано, на месте выработ-

ки организован музей) локализовано в северо-восточной части контактового ореола гранитов 
массива Логросан (см. рис.1, б). Месторождение представляет собой отдельные кварц-
апатитовые жилы и прожилки субвертикального залегания шириной от нескольких сантиметров 

 

Эль Серанийо 

Ла Костаназа 

Сан Кристобаль 

Логросан 

Западная Астурна-

Лионская зона 

Кантабрийская зона

Центрально-

Иберийская зона 

Осса-Морена

Южно-Португальская зона

Галисийская
Трас-ос-Монтес 

Жилы с касситеритом
Апатитовые жилы
Аплиты
Лейкограниты
Микропорфиритовые граниты
Порфиритовые граниты
Двуслюдные граниты
Роговики
Пятнистые филлиты
Рекристаллизованные сланцы
Метаграувакки, сланцы

600'W 
400'W 
800'W 

4200'N 
4000'N 
3800'N 

N 
0 
50 100 км 

а 
б 

Рис.1. Схема геологического строения Центрально-Иберийской зоны (а) и гранитного массива Логросан (б) по данным [8]. 

Молоточками отмечены места отбора образцов из кварц-касситеритовой жилы в грейзенах (1) и кварц-апатитовой жилы 

во вмещающих метаосадках (2) 

Магматические 
породы 

Неопротерозойские 
метаосадки 

 

 

DOI: 10.18454/PMI.2017.3.275 
Н.Г.Ризванова, С.Г.Скублов, Е.В.Черемазова 
Возраст гидротермальных процессов в Центрально-Иберийской зоне… 

277

Записки Горного института. 2017. Т. 225. С. 275-283  ● Геология 

до 3 м, послужившие основой для выделения особого 
«иберийского» типа [10]. Большинство жил имеет 
изогнутые очертания, характерную штокверковую и 
брекчиевидную структуру (рис.2, б). Для вмещающих 
пород сланцево-грауваккового комплекса характерно 
окварцевание и доломитизация. Кварц часто образует 
хорошо ограненные друзы. Апатит в основном представлен 
белым радиально-волокнистым или колло-
морфным агрегатом – даллитом, спорадически встречается 
в виде хорошо ограненных белых призматических 
кристаллов (рис.2, в). Второстепенные минералы 
представлены сульфидами (арсенопиритом, халькопиритом, 
пиритом, марказитом), распространенными 
обычно на периферии кварц-апатитовых жил, каолинитом, 
кальцитом, Fe-Mg карбонатом и Fe-Mg оксидами.  


Гидротермальный апатит месторождения харак-

теризуется пониженным содержанием Mn, Y, REE, 
Th, U, Pb и высоким содержанием F (3-6 мас. %) и Sr 
(до 10 мас. % SrO), что отличает его от апатита магматического 
генезиса из гранитов массива Логросан, в 
котором среднее содержание SrО не превышает 0,01-
0,12 мас. % ([10], данные авторов). Удлиненные зерна 
апатита почти всегда зональны – центральная часть 
обеднена Sr, внешняя обогащена, возможно, это является 
свидетельством вторичной перекристаллизации. 
Установлено, что апатит из обогащенных фосфором 
прослоев 
во 
вмещающих 
сланцах 
сланцево-

грауваккового комплекса имеет содержание SrO 
0,16-0,22 мас. %, что незначительно по сравнению с 
гидротермальным апатитом месторождения, а содержание 
REE и в магматическом апатите, и в апатите из 
метаосадков на порядок выше, чем в гидротермальном 

апатите 
[10]. 
Предполагается, 
что 
кварц-

апатитовые жилы месторождения образованы за счет 
гидротермальной переработки апатита осадочного 
генезиса из сланцев и карбонатных прослоев (источник 
Sr для гидротермального апатита). В процессе длительной циркуляции гидротермальных 
флюидов произошел привнос Sr и вынос REE.  

Температурный интервал остывания флюидов после образования фосфатных жил оценен в 

интервале 125-350 С по результатам исследования флюидных включений в кварце, арсенопири-
товый геотермометр позволил оценить пиковую температуру образования жил равной 440 С 
[10]. Прямое датирование гидротермального апатита U-Pb методом ранее не проводилось из-за 
экстремально низкого содержания U и Th. Однако на основании ряда фактов было сделано предположение 
об отсутствии генетической и временной связи между образованием фосфатных жил 
и процессом внедрения гранитов массива Логросан. Была предположена приуроченность гидротермального 
апатита к мезозойскому периоду активизации с возрастом в интервале          
201-120 млн лет. В это время в Центрально-Иберийской зоне повсеместно происходило образование 
F-Ba полиметаллических руд в схожих термальных условиях [10].  

В Центрально-Иберийской зоне также известны Au-Sb рудопроявления. Проведенное геоло-

горазведочной компанией Mineral Exploration Network Ltd. геохимическое опробование рыхлых 
отложений выявило контрастные аномалии по Sb и As, что позволило оценить масштаб минерализации. 
В ходе исследования образцов руды и зерен шлихового золота диагностированы галенит и 
сульфоантимониты свинца (буланжерит, джемсонит), а также включения ауростибита и срастания 

 

Рис.2. Внешний вид исследованных пород:  
а – кварц-касситеритовая друза из грейзенов,  

образец из музея в пос. Логросан;  

б – кварц-апатитовая жила в обнажении и под 
электронным микроскопом; в – изображение  

в обратно-отраженных электронах 

а 

б 

в 

 

 

Н.Г.Ризванова, С.Г.Скублов, Е.В.Черемазова 
Возраст гидротермальных процессов в Центрально-Иберийской зоне… 

DOI: 10.18454/PMI.2017.3.275 

 

278

Записки Горного института. 2017. Т. 225. С. 275-283  ● Геология 

субграфического (губчатого) золота с бертьеритом и окислами сульфосолей Sb и Pb, что дает основание 
предполагать парагенезис, включающий две стадии минералообразования: раннюю кварц-
золото-антимонит-бертьеритовую и позднюю кварц-сульфосольную с ауростибитом [4, 17]. 

Результаты и их обсуждение. 
Датирование касситерита. Касситерит, как и рутил, относится к одной группе минералов – 

группе рутила (М4+О2). Однако по сравнению с рутилом, который достаточно давно и успешно 
используется в качестве минерала-геохронометра, известно считанное количество работ, посвященных 
изотопному датированию касситерита как классическим методом TIMS, так и локальным 
методом LA-ICP-MS (см. обзор в [6]). 

При изучении касситерита возникают сложности, связанные с трудностью химического раз-

ложения этого минерала при пробоподготовке, особенно это касается образцов «молодого» возраста [
5, 9]. Авторы упомянутых работ предварительно отмывали образцы изучаемого касситерита 
в растворе 7М HCl или в смеси 7M HCl/7M HNO3 для удаления значительного количества 
обыкновенного свинца. Эта процедура позволила существенно повысить отношение 206Pb/204Pb.  

Известно, что большинство минералов является многофазной системой относительно рас-

пределения Pbоб (обыкновенного) и Pbрад (радиогенного) в зонах роста, измененных участках минерала, 
которые возникли при воздействии наложенных процессов, а также из-за наличия мик-
ровключений минералов, захваченных при кристаллизации. Гетерогенные зоны касситерита по-
разному реагируют на воздействие кислот, благодаря чему на разных ступенях растворения в 
растворе оказывается Pb с различным соотношением компонент Pbоб и Pbрад. Поэтому для получения 
дополнительной информации о распределении Pbоб и Pbрад нами были проанализированы 
кислотные выщелоки, использованные для отмывания касситерита.  

Аналитическая методика. Предварительно отмытые в ультразвуковой ванне кристаллы кас-

ситерита из образца жилы грейзенов S-1 были тщательно растерты. Проведены две серии экспериментов 
с последовательными выщелачиваниями касситерита различными растворами кислот 
при варьирующей продолжительности экспозиции (табл.1). 

 

Таблица 1 

Результаты U-Pb изотопных исследований касситерита S-1 

Изотопные отношения 
№ 

п/п 

Условия обработки 

206Pb/204Pb 
207Pb/204Pb 
208Pb/204Pb 
238U/204Pb 

I серия; 110 мг 

1 
L-1, 6N HCl, 60 C, 2 ч 
19,005 (0,06) 
15,679 (0,09) 
38,290 (0,12) 
22,230 (0,37) 

2 
L-2, 4N HBr, 60 C, 4 ч 
19,716 (0,29) 
15,806 (0,17) 
38,626 (0,19) 
69,033 (2,64) 

3 
L-3, 15N HNO3, 60 C, 48 ч 
32,793 (1,20) 
16,264 (0,92) 
38,412 (0,92) 
722,96 (1,98) 

4 
L-4, HF + HNO3, 220 C, 384 ч 
517,37 (0,86) 
41,510 (0.80) 
38,422 (0.75) 
Не опр. 

II серия; 300 мг 

5 
L-1, 3N HCl, 60 C, 1 ч 
18,966 (0,06) 
15,663 (0,09) 
38,253 (0,12) 
21,730 (0,60) 

6 
L-2, 8N HBr, 60 C, 2 ч 
19,436 (0,07) 
15,685 (0,09) 
38,312 (0,12) 
37,810 (0,35) 

7 
L-3, 15N HNO3, 220 C, 16 ч 
25,941 (0,20) 
16,016 (0,12) 
38,373 (0,14) 
275,90 (0,63) 

8 
L-4, 10N HCl, 220 C, 256 ч 
286,33 (0,78) 
16,264 (0,92) 
39,948 (0,34) 
4997,5 (0,85) 

9 
L-5, HF + HNO3, 220 C, 528 ч 
855,40 (0,55) 
59,466 (0,49) 
39,844 (0,42) 
16709 (0,56) 

 
 

 
 
 

Примечания. Изотопные отношения скорректированы на холостой опыт и фракционирование. В скобках приведена 

погрешность измерения (±2σ) в процентах. 

 
Растворы после каждой кислотной обработки собирались в бюксы, выпаривались, переводи-

лись в бромидную форму. Остатки дважды промывались водой, высушивались и использовались 
для следующей кислотной обработки. 

В результате серии последовательных обработок навесок касситерита не было достигнуто 

полного разложения образца. Все выщелоки были использованы для определения изотопного состава 
свинца и после добавления смешанного индикатора 208Pb-235U для определения содержания 
свинца и урана. Выделение Pb и U из касситерита проводилось на ионообменной смоле в HBr 
форме по методике [14] с последующим выделением U на смоле UTEVA. Лабораторное загрязнение 
при исследованиях не превышало 0,05 нг Pb. 

 

 

DOI: 10.18454/PMI.2017.3.275 
Н.Г.Ризванова, С.Г.Скублов, Е.В.Черемазова 
Возраст гидротермальных процессов в Центрально-Иберийской зоне… 

279

Записки Горного института. 2017. Т. 225. С. 275-283  ● Геология 

 
Изотопные отношения свинца и урана были изме-

рены 
на 
многоколлекторном 
масс-спектрометре 

TRITON TI в лаборатории геохронологии и геохимии 
изотопов в ИГГД РАН. Расчеты изотопных отношений 
и U-Pb возраста касситерита были выполнены по стандартной 

методике 
с 
погрешностью 
измерения 

Pb/U отношений (2σ) по программам К.Ладвига [12, 
13]. Следует обратить внимание, что правомерным использование 
выщелоков для рассмотрения U-Pb системы 
можно считать лишь при допущении, что растворение 
является конгруэнтным и фракционирования 
свинца и урана не происходит. 

Результаты. Первые три выщелока в первой и во 

второй серии экспериментов имеют низкие 206Pb/204Pb 
отношения (в интервале 19,0-32,8, табл.1). Расчеты и 
построения проводились в координатах 235U/204Pb – 
206Pb/204Pb. При использовании для расчетов данных 
для выщелоков 1, 2, 3, 5 и 6 фигуративные точки образуют 
эрохрону с параметрами: возраст 126 ± 5млн лет, 
СКВО = 179 (рис.3, а). Добавление данных по выще-
локу 7 увеличивает ошибку определения возраста 
(129 ± 24 млн лет) и СКВО = 752, однако возрастной 
диапозон остается прежним.  

Последующая кислотная обработка касситерита 

позволила получить выщелоки с более высоким содержанием 
радиогенного свинца (206Pb/204Pb отношение 
попадает в интервал 286-855). По данным для 
трех выщелоков 7, 8 и 9 (табл.1) в координатах 
206Pb/204Pb – 207Pb/204Pb построена изохрона с возрастом 
303 ± 3 млн лет (СКВО = 1,8, рис.3, б). Включение 
в расчет выщелока 4 увеличивает ошибку определения 
возраста (298 ± 47 млн лет, СКВО = 3,8). Высокая величина 
среднеквадратичного отклонения подтверждает 
наличие в касситерите не менее двух разновозрастных компонент радиогенного Pb. 

Таким образом, в результате серии последовательных кислотных выщелачиваний кассите-

рита удалось получить два значения возраста. Значение возраста 303 ± 3 млн лет можно приписать 
времени образования касситерита. Этот возраст согласуется с возрастом магматического 
циркона из гранитов массива Логросан 308 ± 1 млн лет [10] и с 40Ar/39Ar возрастом от 308 до 
303 млн лет, определенным для мусковита из Sn-W рудоносных жил грейзенов, секущих граниты 
массива и содержащих исследованный нами касситерит [16].  

По-видимому, в результате выщелачивания касситерита на трех первых стадиях кислотной 

обработки (табл.1) преимущественно удаляются внешние примазки и микровключения иных минеральных 
фаз, содержащие значительные количества обыкновенного свинца. Этот привнесенный 
в касситерит чужеродный свинец можно приписать второй (поздней) стадии гидротермальной 
активности с возрастом 201-120 млн лет, связанной с раннеюрским рифтингом и толеитовым 
магматизмом и приводящей к возникновению F-Ba-Pb-Zn рудных жил в пределах Цетрально- 
Иберийской зоны [10]. Полученный по первым выщелокам для касситерита возраст 
126 ± 5 млн лет попадает в указанный временной интервал. 

Датирование апатита. Образец монофракции апатита Р-1 был отобран из свежего скола 

главной кварц-апатитовой жилы месторождения Ла Костаназа, секущей неопротерозойские ме-
таосадочные породы. По классификации гидротермального апатита, предложенной в [10], исследованный 
нами апатит принадлежит к фибролитовой разновидности.  

Аналитическая методика. Для изотопных исследований выделенный из образца Р-1 апатит 

был дополнительно дочищен под бинокуляром. Отобрать зерна апатита, абсолютно свободные от 

 

200 
400 
600 
800 
0 
1000 

20

40

60

0

206Pb/204Pb 

207Pb/204Pb 

200 
400 
600 
800 
0 

16

20

24

28

32

36

238U/204Pb 

206Pb/204Pb 

а 

б 

Рис.3. Результаты изотопно-геохимического  

исследования касситерита (S-1):  

а – график в координатах 238U/204Pb – 206Pb/204Pb, 

первые выщелоки; б – график в координатах 

206Pb/204Pb –  207Pb/204Pb, последующие выщелоки. 

Размер значков не соответствует  

ошибкам измерения 

Возраст 126 ± 5 млн лет 

Первичное 206Pb/204Pb = 18,54 ± 0,23 

СКВО = 179 

Возраст 303 ± 3 млн лет 

СКВО = 1,8 

 

 

Н.Г.Ризванова, С.Г.Скублов, Е.В.Черемазова 
Возраст гидротермальных процессов в Центрально-Иберийской зоне… 

DOI: 10.18454/PMI.2017.3.275 

 

280

Записки Горного института. 2017. Т. 225. С. 275-283  ● Геология 

включений, не удалось. Изотопный анализ Pb и U валовой навески апатита 1 (табл.2) показал в 
нем высокое содержание обыкновенного свинца (206Pb/204Pb = 20,7). Было принято решение применить 
ступенчатое выщелачивание для того, чтобы попытаться выделить Pb с различным соотношением 
компонент Pbоб и Pbрад. Для этого новая навеска апатита (I серия; 90 мг) была дважды 
обработана 3N HCl по 1 ч при температуре 20 C. Первый выщелок не был промерен, для изотопного 
анализа использован второй выщелок. Третья навеска апатита (II серия; 143 мг) была 
подвергнута последовательному выщелачиванию при температуре 20ºC в 1,5N HCl в течение 2 ч 
(выщелок 3) и 1 ч (выщелок 4). Следует отметить, что в результате многоступенчатого выщелачивания 
во всех сериях экспериментов навеску апатита не удалось растворить полностью, что 
говорит о его измененной структуре и наличии примесей микровключений. Проведенный микро-
зондовый анализ нерастворенного остатка показал, что он состоит из кварца и единичных зерен 
гояцита (алюмофосфата стронция). 

 

Таблица 2 

Результаты U-Pb изотопных исследований апатита Р-1 

Изотопные отношения 
№
п/п 
Условия обработки 

206Pb/204Pbа 
207Pb/204Pbа 
208Pb/204Pbа 
238U/204Pb 
206Pb/238Ub 

206Pb/238U 

возраст, 
млн лет 

1 Вал апатита 
20,696 (0,46) 
15,775 (0,17) 
39,523 (0,24) 
59,480 (3,50) 0,01719 (6,70)
109,2 ± 6,8 

I серия; 90 мг 

2 3N HCl, 20 C, 1 ч 
19,832 (0,22) 
15,740 (0,13) 
39,141 (0,17) 
8,916 (4,12) 
0,01779 (26,6)
108,7 ± 28 

II серия; 143 мг 

3 1,5N HCl, 20 C, 2 ч 
20,656 (0,36) 
15,764 (0,32) 
39,373 (0.33) 
52,466 (1.44) 0,01874 (6,80)
118,8 ± 6,8 

4 1,5N HCl, 20 C,1 ч 
20,324 (0,36) 
15,790 (0,20) 
39.229 (0.24) 
35.034 (2,70) 0,01857 (9,25)
117,3 ± 9,4 

5 Плагиоклаз 
19,697 (0,54) 
15,217 (0,02) 
– 
– 
– 
– 

 
 

 
 
 

Примечания: а – изотопные отношения, скорректированные на холостой опыт и фракционирование; b – изотопные от-

ношения, скорректированные на холостой опыт, фракционирование и обычный Pb. 

 
Результаты. Результаты, полученные для апатита, отобранного для I и II серий эксперимен-

тов, представлены в табл. 2. Значимого различия в отношениях 207Pb/204Pb и 206Pb/204Pb в выщело-
ках отмечено не было, поэтому был построен график в координатах 238U/204Pb – 206Pb/204Pb 
(рис.4). По четырем точкам (вал и три выщелока апатита, табл. 2) возраст оценивается как 
114 ± 8 млн лет (СКВО = 1,9). Большая величина среднеквадратичного отклонения указывает на 
то, что вал апатита достаточно гетерогенен и может содержать унаследованные компоненты. Полученное 
при расчете возраста первичное отношение 206Pb/204Pb в апатите равно 19,680 ± 0,049. 

Проанализирован выделенный из образца апатитовой 

жилы 
плагиоклаз, 
изотопное 
отношение 

206Pb/204Pb в котором составило 19,697. Взятая на 
первичный состав свинца поправка позволила рассчитать 
возраст апатита по отношению 206Pb/238U, 
среднее значение по четырем точкам которого составило 
114 млн лет (табл.2). Возраст, рассчитанный 
в координатах Тера – Вассербурга, составил 111 ± 12 
млн лет (СКВО = 0,023). 

Полученные результаты можно рассматривать 

как предварительные. Более приближенное к идеальному 
выделение монофракции апатита и использование 
предложенного подхода датирования с применением 
серии последовательных выщелачиваний 
могли бы существенно прояснить историю образования 
кварц-апатитовых жил. Тем не менее, предположение 
о мезозойском (201-120 млн лет), оторванном 

 

20 
40 
60 
80 
0 

238U/204Pb

19,5

19,7

19,9

20,1

20,3

20,5

20,7

20,9

206Pb/204Pb

Рис.4. Результаты изотопно-геохимического  
исследования апатита (P-1) в координатах  

238U/204Pb – 206Pb/204Pb. Эллипсы ошибок измерения 

соответствуют 2σ, включая погрешность  

константы распада 

Возраст 114 ± 8 млн лет 

Первичное 206Pb/204Pb = 19,680 ± 0,049 

СКВО = 1,9 

 

 

DOI: 10.18454/PMI.2017.3.275 
Н.Г.Ризванова, С.Г.Скублов, Е.В.Черемазова 
Возраст гидротермальных процессов в Центрально-Иберийской зоне… 

281

Записки Горного института. 2017. Т. 225. С. 275-283  ● Геология 

во времени от становления гранитов массива 
Логросан, возрасте образования гидротермальных 
фосфатных жил, высказанное по ряду косвенных 
признаков в работе [10], находит независимое 
подтверждение PbLS методом датирования.  


Датирование циркона. Из кварц-апати-

товой жилы Р-1 было выделено около 25 зерен и 
обломков зерен циркона, из них 15 – достаточно 
крупных для проведения датирования.  

Аналитическая методика. Датирование 

циркона U-Pb методом проводилось в ЦИИ 
ВСЕГЕИ на ионном микрозонде SHRIMP-II по 
стандартным методикам [20]. Для выбора точек 
анализа использовались изображения зерен 
циркона в проходящем свете, в режиме катодолюминесценции (
CL) и обратно-отраженных 
электронов. Содержание REE и редких элементов 
в цирконе определялось в точках, которые 
ранее были продатированы U-Pb методом (16 
точек), на ионном микрозонде Cameca IMS-4f в 
ЯФ ФТИАН по методикам, приведенным в работах [
3, 11]. Размер исследуемого участка минерала 
не превышал в диаметре 15-20 мкм; относительная 
ошибка измерения для большинства 
элементов составляла 10-15 %; порог обнаружения 
элементов в среднем равнялся 10 ppb. 
При построении спектров распределения REE 
состав циркона нормировался на состав хондрита 
СI [15]. Оценка температуры кристаллизации 
циркона выполнена с помощью термометра 
Ti-в цирконе [19].  

Результаты. Зерна циркона в основном 

короткостолбчатые, с размером по длинной оси 
не более 100 мкм. Характерна четко выраженная 
ростовая осцилляционная зональность в 
темно-серых тонах в CL, реже отмечается сек-
ториальная зональность. Каких-либо явно выраженных 
кайм и оторочек, а также зон перекристаллизации 
циркона не обнаружено. 

На диаграмме с конкордией Тера – Вассер-

бурга фигуративные точки циркона, выделенного 
из образца кварц-апатитовой жилы Р-1, 
занимают 
по 
индивидуальным 
значениям 

238U/206Pb возраста интервал от 550 до 
915 млн лет (рис.5, а), одна точка циркона имеет 
возраст около 2016 млн лет. На диаграмме 
относительной распространенности 238U/206Pb возраста в цирконе отчетливо выделяется пик с 
отметкой около 610 млн лет (рис.5, б). По пяти точкам циркона, относящихся к этому пику, рассчитывается 
конкордантный возраст 606 ± 7 млн лет.  

Ранее [21] при локальном датировании методом LA-ICP-MS циркона из гранитов массива 

Логросан для 40 % зерен был определен U-Pb возраст более древний, чем можно предполагать 
для гранитов Варисцид. Подавляющая часть ксеногенного, видимо захваченного из метаосадоч-
ного комплекса, который прорывали граниты массива, циркона показала возраст в интервале 

 

Рис.5. Результаты изотопно-геохимического исследования 
циркона (P-1): а – график с конкордией Тера – Вас-
сербурга; б – вероятностный график для 206Pb/238U воз-

раста; в – спектры распределения REE  

в цирконе 

5 
7 
9 
11 
13 

0,04

0,05

0,06

0,07

0,08

238U/206Pb 

207U/206Pb 

La Ce Pr Nd 
Sm Eu Gd 
Dy      Er 
Yb Lu 

0,1

1

10

100

1000

Циркон/Хондрит 

а 

500 
600 
700 
800 
900 
1000

206Pb/238U возраст, млн лет 

10000

Относительная вероятность 

б 

в 

Р-1-1,1 
Р-1-3,1 
Р-1-5,1 
Р-1-6,2 
Р-1-8,1 
Р-1-10,1 
Р-1-12,1 
Р-1-14,1 

Р-1-2,1 
Р-1-4,1 
Р-1-6,1 
Р-1-7,1 
Р-1-9,1 
Р-1-11,1 
Р-1-13,1 
Р-1-15,1 

 

 

Н.Г.Ризванова, С.Г.Скублов, Е.В.Черемазова 
Возраст гидротермальных процессов в Центрально-Иберийской зоне… 

DOI: 10.18454/PMI.2017.3.275 

 

282

Записки Горного института. 2017. Т. 225. С. 275-283  ● Геология 

550-847 млн лет, по единичным зернам был получен палеопротерозойский возраст [21]. Сравнение 
спектров распределения возрастов для захваченного гранитами массива Логросан циркона и 
циркона из неопротерозойского метаосадочного сланцево-грауваккового комплекса (по многочисленным 
литературным источникам) показало их высокую степень соответствия. Примечательно, 
что в метаосадках явно преобладает циркон с возрастом около 600 млн лет (рис. 10 в работе [
21]). Очевидно, что продатированный нами циркон из фосфатной жилы полностью является 
захваченным из вмещающих пород сланцево-грауваккового комплекса. Термальное событие с 
возрастом около 308 млн лет (внедрение гранитов) и последующие за ним гидротермальные процессы, 
фиксируемые PbLS методом, никак не отразились на U-Pb изотопной системе ксеногенно-
го циркона неопротерозойского возраста, выделенного из кварц-апатитовой жилы. 

Характер распределения REE в цирконе из фосфатной жилы соответствует его детритовой 

природе. Спектры распределения REE сильно дифференцированы с увеличением от легких к тяжелым 
REE при общем содержании REE в районе 1300 ppm, проявлены четко выраженные положительная 
Се-аномалия и отрицательная Eu-аномалия (рис.5, в). Содержание Hf в цирконе в 
среднем составляет около 9000 ppm, Y – 2000 ppm, P – 400 ppm, Li – 17 ppm. Температура кристаллизации 
циркона, рассчитанная по термометру Ti-в цирконе [19], составляет в среднем 
740 С. Такие особенности состава циркона по редким элементам однозначно указывают на его 
коровое происхождение из кислых магматических расплавов. Геохимические характеристики не 
имеют следов каких-либо гидротермальных процессов, с которыми связано образование фосфатных 
жил. 

Заключение. Таким образом, результаты изотопно-геохимического исследования методом 

ступенчатого растворения PbLS касситерита из грейзенов, расположенных в массиве гранитов 
Логросан (Центрально-Иберийская зона), и апатита из гидротермальной кварц-апатитовой жилы 
в экзоконтакте массива гранитов свидетельствуют, что в обоих случаях в интервале 114-
126 млн лет фиксируется гидротермальное событие, сопровождавшееся привносом свинца.          
В пределах ошибки определения можно говорить об одном и том же возрасте около 120 млн лет, 
которому отвечает кристаллизация гидротермального апатита, образование примазок и микро-
включений в касситерите из грейзенов и проявление Au-As-Sb-Pb рудной минерализации, что 
требует дальнейшего подтверждения. Ксеногенный циркон из кварц-апатитовой жилы не реагирует 
на это сравнительно низкотемпературное гидротермальное событие ни появлением новых 
генераций (оторочек, участков перекриталлизации), ни переуравновешиванием U-Pb изотопной 
системы. Методом PbLS по поздним выщелокам касситерита подтвержден возраст образования 
грейзенов около 305 млн лет, определенный 40Ar/39Ar методом по мусковиту [16]. 

 
Благодарность. Авторы благодарят О.Л.Галанкину, Е.С.Богомолова (ИГГД РАН), 

С.Г.Симакина, Е.В.Потапова (ЯФ ФТИАН) и коллег из ЦИИ ВСЕГЕИ за проведение аналитических 
работ. Исследование выполнено при финансовой поддержке Минобрнауки России в рамках 
базовой проектной части государственного задания в сфере научной деятельности 
№ 5.9248.2017/ВУ на 2017-2019 гг. 

 
 

ЛИТЕРАТУРА 

 

1. Возможности и ограничения Pb-Pb датирования метаморфогенных минералов с применением метода ступенчатого 

растворения / О.А.Левченков, Н.Г.Ризванова, А.Ф.Макеев и др. // Геохимия. 2009. № 11. С. 1123-1137. 

2. Изохронное Rb-Sr датирование процессов позднепалеозойского эпитермального рудогенеза на примере месторож-

дения золота Кайрагач (Кураминский рудный район, Срединный Тянь-Шань) / И.В.Чернышев, В.А.Коваленкер, 
Ю.В.Гольцман и др. // Геохимия. 2011. № 2. С. 115-128. 

3. Федотова А.А. Геохимия циркона (данные ионного микрозонда) как индикатор генезиса минерала при геохроноло-

гических исследованиях / А.А.Федотова, Е.В.Бибикова, С.Г.Симакин // Геохимия. 2008. № 9. С. 980-997. 

4. Черемазова Е.В. Минералого-геохимические особенности Au-Sb оруденения на участке Агихонкийо (Эстремадура, 

Испания) / Е.В.Черемазова, К.А.Новоселов, Ю.Л.Светлова // Региональная геология и металлогения. 2016. № 68. С. 100-107. 

5. A precise U-Pb age on cassiterite from the Xianghualing tin-polymetallic deposit (Hunan, South China) / S.Yuan, J.Peng, 

R.Hu et al. // Mineralium Deposita. 2008. Vol. 43. P. 375-382. 

6. Cassiterite LA-MC-ICP-MS U/Pb and muscovite 40Ar/39Ar dating of tin deposits in the Tengchong-Lianghe tin district, NW 

Yunnan, China / X.-C.Chen, R.-Z.Hu, X.-W.Bi et al. // Mineralium Deposita. 2014. Vol. 49. P. 843-860. 

7. Frei R. Single mineral Pb-Pb dating / R.Frei, B.S.Kamber // Earth and Planetary Science Letters. 1995. Vol. 129. P. 261-268.