CC BY
33
/о &
хЧ'Ьхо2+*о2('-'о)+
|0 дх
*3(')=*о3 + *о3('-'о)+ /(г-г)1^*.
/0 »» • /
'о 'о
(34)
Чтобы систему интегральных уравнений (34) можно было решить, нужно знать следующие функции:
1) силовую функцию {/;
2) функции (р, 0 и Ц/ .
Силовая функция определяется строением притягивающего тела [2], а функции (р , 0 и I// определяются соотношениями (13) - (15) через силовую функцию.
Заключение
Полученная в статье система нелинейных интегральных уравнений (36) достаточно
сложна по структуре. Однако для некоторых частных случаев силовой функции и для некоторых частных случаев модельных объек-товсистсма уравнений (34) может быть значительно упрощена. Получение и изучение частных случаев системы уравнений (34), а также ее обобщение на случай поступательно-вращательного движения системы небесных тел планируется опубликовать в следующих работах.
БИБЛИОГРАФИЧЕСКИЙ СПИСОК
1. Голубев Ю Ф Основы теоретической механики М.: Изд-во МГУ, 2000. 719 с.
2.Дубошин Г. //. Небесная механика. М.: Наука, 1975'800 с.
3. Калиткин Н // Численные методы. М.: Наука. 1978. 512 с.
4. Рой А. Движение по орбитам. М.: Мир, 1981. 544 с.
5. Сурнев В Б. О возможном алгоритме численного решения задачи многих тел в небесной механике. Иерархия интегральных уравнений задачи многих тел // Изв. УГГУ. Вып. 23. Екатеринбург: Изд-во УГГУ, 2008. С. 3-11.
6. Сурнев В Б. Б-матрина системы материальных точек, взаимодействующих по закону всемирного тяготения II Вестник Южно-Уральского государственного университета. Челябинск, 2011. №2(219). С. 57-63.
7. Шилов Г. Е. Математический анализ. Фуакции нескольких вещественных переменных. М : Наука, 1972.624 с.
УДК 553.07.(470.5)
МОДЕЛЬ ФОРМИРОВАНИЯ коллизионных КВАРЦЕВО-ЖИЛЬНЫХ ОБРАЗОВАНИЙ УРАЛА
В. II. Огородников, Ю. А. Поленов
Предложена модель формирования квариево-жильных образований, с которыми связаны вольфрамовая. золотая, молибденовая и хрустальная минерализации. Показано, что один из путей образования кварцевых тел больших объемов обусловлен проседанием отдельных блоков гранитных интрузивов с образованием камер, выполняющихся кварцем.
Ключевые слова: кварцевые жаты, гранитоиды, интрузивы, коллизия, квариево-жильные образования.
A model is suggested quartz-vcin formations which arerelated to tungsten, gold, molybdenum and crystal mineralization. It is shown that one of the ways of formation of large quartz bodies is to subsidence of individual blocks of granite intrusions producing chambers vhich are filled with quartz.
Key words, vein quartz, granitoids, intrusions collision, quartz-vcin formation.
В шовных зонах смятия, ограничивающих древние гнейсовые блоки, в раннем палеозое отмечаются кондуктивные теплопотоки. вызывающие в вулканогенно-осадочных толщах обрамления метаморфическую трансформацию на уровне эпидот-амфиболитовой фации. Магматизм в этих зонах начинается габбрси-дами раннсдсвонской островодужной серии, имеющей возраст 400-380 млн лет. В позднем девоне затем начинается формирование га ббро-диорит-гранодиорит-гранитных серий окраинно-континентазьного типа [9]. Базито-вый магматизм в этом типе серий создавав и вещество протолита тоналитов. гранодиоритов и источник энергии для их плавления. Базиты наращивали снизу кору, обусловили ее повышенную мощность в блокоограничивающих шовных зонах и гнсйсово-амфиболитовых мегаблоках [5.9.17]. I (роизводные от базитов анатектические гранитоиды имеют преимущественно тоналитовый или гранодиорито-вый состав (рис. I). Возраст по цирконам для этих интрузивных пород определен в интервале 360-320 млн лет [ 16]. Таким образом закладывается основа полигенных плутонов, причем количество фаз зависит от тектонической обстановки в зоне смятия. Становление их происходило в магматической камере путем пульсационной кристаллизации единого магматического расплава, с последовательным раскислением последующих фаз. Иульсацион-ная кристаллизация особенно характерна для верхних частей плутонов и оптимальные глубины ее проявления определяются в I -4 км [6].
Кварцсво-жильное вольфрамовое и золотое оруденение. сопряженное с раннеколлизи-онными гранитоидами тоналит-гранодиорито-вой формации, обусловливается эволюцией термоградие1гтных полей, создаваемых массивами этой формации на стадии их консолидации (Шарташский. Пластовский. Великопст-ровский, Суундукский, Лйдырлинский и другие массивы). Кварцевые жилы концентрируются в консолидированной части массива над остывающим магматическим очагом, в зоне
Рис. I. Кинематическая модель формирования кварисвожильных месторождений во время ранней и поздней коллизий (составлена с использованием материалов [9, 17)): / - лревняя мшгиненталкная мора: 2 - вулканогенно-осалочныс отложения континентального рифта; 3 - толентовыс раннсокеаническис образования; 4 - ультрабазит-габбровый комплекс с титаномагне-титовой минфализанией: S - ультрабазиты дуиит-гарцбурпттового хромитоносного комплекс»: 6 - гэббро-лиорит-фанолиоритовая формация с Fc-C'u скарнами; 7-фанитоиды тоналит-фанолнорнтовой
формации с W. Мо и Ли кварцевыми жилами; 8 - нормальные микроклинонис фаниты: 9 - рулные
кварцевые жилы и хрусталсноеныс гнезда; /О - пегматиты; // - мантийный теплофлюилопоток в шовных зонах; /2- хлоро- и фторотипназ
специализация гранитоилов; 13 - оломхираничивающие иювные зоны; ¡4- тангенциальное сжатие во время коллизии
резких температурных градиентов в трещинах скола и отрыва. Орие1гтировка осей главных напряжений и поверхностей скалывания указывает на вертикальное направление активных усилий снизу вверх магматических масс, создаваемое в результате субширотного сжатия геологических структур Урала |8. 15).
Экспериментальные данные и геологические наблюдения показывают, что в градиентных полях рудные и петрогенные элементы закономерно перераспределяются и образуют свои зоны обогащения. Так, вольфрам, молибден. мышьяк тяготеют к источникам локального нагревания, т. е. кровле массива. Оруденение распространяется на удалении 200-300 м. Медь, свинсц. цинк перемещаются и концент-___________ 9--------
420-400
360-330 310-240 мдм «ei
рируются в более удаленных холодных частях системы на удалении до 1 -2,5 км от гранитного купола [8, 10. 13].
В купольной зоне гранитоидов и во вмещающих породах кварцевые жилы выполняют протяженные до 100 м (иногда до 1-1,5 км) трещины скола, реже отрыва, образуют веер жил с крутыми углами падения и представляют собой типичные жилы выполнения с резкими контактами, практически лишенными околожильных изменений. Мощность жил обычно не превышает 1 м, но иногда достигает 2,0-2,5 м. К ним относятся «безрудные», мономинеральные кварцевые жилы с первично стекловидным, молочно-белым кварцем и «рудные» - шеелит-кварцевые, шеелит-ту рмал ин-кварцсвыс. золотокварцевые жилы, иногда с арсенопиритом, которые совместно с «безрудными» образуют совмещенные жильные поля. Жилы сложены молочно-белым, плитчатым, нередко гранулированным в результате позднеколлизионного дислокационного метаморфизма, мелко-, реже крупнозернистым кварцем и неравномерно распределенными в нем шеелитом, турмалином и самородным золотом.
Во время поздней коллизии (320-230 млн лет) в шовных зонах, обрамляющих «микроконтиненты», проявился дислокационный метаморфизм, расслаицеванис. будинаж. Для мстаморфитов характерно развитие стэесс-минералов: кианита, ставролита, фен гита, хло-ритоида и др. В это время в центральных частях гнейсовых блоков и нередко в пределах ранее образованных тоналит-гранодиори-товых тел формируются крупные массивы нормальных микроклииовых гранитов, имеющих за счет перенлавления коровою субстрата фторотипную специализацию растворов. Характерны купола, состоящие из двух разновозрастных гранитов, на контакте которых наблюдаются зоны пегматоидного строения.
В результате эволюции постмагматичес-ких растворов по мере удаления от купола гранитов развиваются гидротермально-мста-соматические образования, сопровождаемые кварц-жильными телами, которые еще А. Н. За-варицкий расположил в последовательности выделения по мере падения температуры и удаленности от купола в ряд: пегматиты -» альбититы —> грейзены и слюдиты —> берези-
ты, листвениты -> серицит-кварцевые породы. Процессы минералообразовання происходят вблизи остывающих интрузивов в ореазе их воздействия на вмещающие породы. Основное внимание здесь уделяется возникновению в околоинтрузивном пространстве своеобразной тектоники, обязанной своему происхождению термическому сокращению объема плутонов и играющей, по нашим представлениям, немаловажную роль в последующих процессах эндогенного минералообразовання.
Вследствие больших размеров интрузивов оседание их поверхности при остывании происходит не целиком, а какими-то блоками с образованием расколов. Инъекции из остывающего расплава будут осуществляться по этим крутопадающим трещинам, образуя лайковый пояс на удалении от кровли. Возникновение пегматитов, грейзенов, кварцевых жил и т. д. обусловлено образованием «свободного» объема при оссдании поверхности куполообразного выступа интрузива и отставания оседания перекрывающих пород (рис. 2).
ез на €эеэ *
Рис. 2. Схема формирования метасоматической зональности в налкупольной зоне фантов с образованием тел пегматитов, грейзенов и кварцевых жил (составлена с использованием материалов Ф. А. Лстникова, 1992): I - купол гранита: 2 - тела аплит-гржитов и пегматитов; 3 - квари-жильиые тела;
4 - флюилно-газовая полость в кровле гранитов;
5 - рагрмпкме нарушения и трещины отслоения;
6 - граница калишпатюаиии. альбипгании;
7- граница грейэенизации и серицит-кварцевых мстасомзтитов
Происходит это потому, что гранитный батолит, прежде всего, отдаст тепло покрывающим его породам. Поэтому сначала застывает наружная корка, которая постепенно нарастает снизу, приближаясь к центральному очагу. В верхней части последнего к этому
времени образовался крупный флюидо-расплавный «пузырь». Одновременное этим идет сокращение обьема отвердевших частей батолита, вследствие чего кровля рассекается рядом трещин, которые возникают сначала наверху и постепенно разрастаются вниз, причем часть этих трещин идет радиально. веером, другие протягиваются перпендикулярно к ним. т. е. параллельно поверхности охлаждения. образуя трещины отслоения, кс!гтрак-пии. 11риостывании гипабиссальных интрузивов уменьшение их внешнего обьема составляет порядка 5-7 % начального обьема иитру-дировавшей магмы (16. 18]. Если возникающая полость отслоения не получает сообщения с нижерасположенным исходным расплавом интрузива, то она может быть превращена в жилоподобное пегматитовое тело, а еще позже в кварц-полевошпатовую и. наконец, в типичную гидротермальную жилу (месторождения «Гора Хрустальная». «Светлая речка». «Желанное» и др.).
Грейзенизация происходит обычно после магматического этапа формирования куполов. Она накладывается на уже ранее сформированные пегматиты, часто развивается лишь локально, вдоль трещин отслоения. Особенно важным представляется влияние термической усадки на размещение, локализацию рудных тел вблизи поверхности массивов гранитои-дов, на миграцию и накопление рудного вещества в таких телах, на возникновение зональности и стадийности эндогенного околоинтрузивного минералообразования. Обычно фиксируемая амплитуда развития таких трещинных зон над интрузивами составляет 1-2 км (13].
Во фторсодсржащей гидротермальной системе максимальная мобилизация золота характерна для наиболее высокотемпературной части. Золото будет переходить в подвижное состояние при температу рах выше 450 °С (7]. Высокотемпературные мстасоматиты, образовавшиеся под воздействием фторидных растворов, обеднены золотом. 11егматтгты - это продукты высокотемпературного щелочного постмагматического преобразования, с последовательностью от керамических к редко-мсталльным и «камерным» -хрусталсносным. Грсйзсны. как производные кислотной стадии этого процесса, последовательно сменяющие
щелочную с образованием фторсодержащих алюмосиликатов, практически стерильны в отношении золота. Мобилизованное золото переносилось в породы обрамления уже существенно хлоридными флюидами, так как фтор исчезает из газово-жидких включений в кварце на удалении 2-2.5 км от гранитного массива [8].
Золоторудные месторождения и хрустале-носныс кварц-жильные поля с сопутствующей золоторудной минерализацией размешаются на удалении от шгтснсивно гранитизирован-ного гнейсового блока, гранитных массивов, зон пегматитообразования. в породах обрамления. мемаморфизиванных до уровня эпидш-амфиболитовой и зеленосланцевсй фаций метаморфизма. Гак. в вулканитах, мегаморфи-зованных в условиях зеленосланцевой фации, ранняя щелочная стадия представлена биотитом в виде неориентированных таблитчатых кристаллов. Биотитизированные мета-вулканиты золотоносны, содержание золота в них достигает 9.6 г/т. По-видимому, в указанных породах золото фиксируется преимущественно в самородной форме. Его пробностъ высокая (более 900), так как в этих условиях серебро в растворе достаточно устойчиво. Наиболее яркая черта этих метасома-титов - широкое развитие теллур идов, которые совместно с самородным золотом определяют продуктивность рудных тел [10]. Зона биотита в силу ряда причин является термодинамическим и. соответственно, геохимическим барьером, способствующим накоплению рудных компонентов (1 ], т. с. зона бнотитиза-ции при снижении температу ры и раскислении растворов (хлоритизацня биотита) является зоной перестройки флюидной системы, перехода ее из надкритического состояния, расслоения на водную и газовую фазы. Такая перестройка резко сказывается на устойчивости растворенных рудных комплексных соединений и сопровождается их осаждением, в частности золота. 11аряду с этим резко падает растворимость сульфидов в растворах по мерс снижения температуры. Поэтому совместное осаждение золота и сульфидов приводит к формированию рудных тел и объектов, относящихся к золото-сульфидной формации (рис. 3, левая ветвь).
Рис. 3. Зависимость состава минеральных парагенезисов комплексных (золото+горный хрусталь) месторождений от Т и рН среды (с использованием данных (2,4])
11ри нарастающем снижении температуры процесс может идти двумя путями. Первый путь-дальнейшее раскисление раствора (см. рис. 3). Примерная температура замещения биотита, а также альмандина и амфиболов хлоритом 400-450 °С (8]. Хлорит замешает железо-магнезиальные минералы псевдо-морфно, по составу относится к корундофил-литам-рнпидолитам. В серпентинитах наблюдается образование зон хлорита и талько-хлоритов. К концу этого процесса образуются мелкозернистые золотосодержащие пирит и халькопирит. В зонах хлоритизации концентрируется золото, содержание которого достигает 4 г/т. Возможность осаждения золота при понижении температуры щелочного раствора показана экспериментально [2, 8. 14].
Более поздняя кислотная стадия гидротермальной деятельности отчетливо приурочена к зонам разломов различной ориентировки и трещинам их оперения. Ее продуктами в кристаллических сланцах являются кварцевые жилы, сопровождающиеся алюмокрсмнисвы-ми метасоматитами: силлиманитом, андалузитом, мусковитом, хлоритом, плагиоклазом
в ассоциации с кварцем. Анализ этих химических превращений свидетельствует о кис-лопюм выщелачивании. Данные парагснсзисы могут накладываться на мстасоматиты ран-неколлизионного этапа. Они. соответственно, типоморфны для кварц-мусковитовой (грейзеновой) и березит-листвепитовой формаций и образуются при РТ-параметрах раствора, близких или одинаковых, но при различном содержании в нем НСО, и С02. Последнее реализуется на месторождениях в связи с неравномерностью проявления катаклаза в зонах разломов, обуслс вившего дифференциальное выкипание С02 из раствора. В названных метасоматитах фиксируется пирит с незначительным (до 0,1 г/т) содержанием золота. Это естественно для пи-ритовстадии кислотного выщелачивания [12].
Формирование данных метассматитов сопровождается мобилизацией золота и халь-кофильных элементов в раствор, дальнейшее развитие процесса сопровождается рудоотло-жеиием. Рудные минералы в жилах отлагаются в зальбандах и по трещинам в кварце и представлены молибденитом, пиритом, халькопиритом, ковеллином. шеелитом, гематитом, висмутином, золотом. Наблюдения показывают, что золотоносные мстасоматиты с сульфидной и висмутовой минерализацией, сопровождаемые грейзенизацией (мусковит-кварцевыми метасоматитами), могут быть наложенными на раннегсрцинскиеслабозоло-тоносныс шеелит-кварцевые жилы и занимают секущее положение по отношению к ним. Содержание золота в метасоматитах с сульфидами достигает 3,5 г/т. Вмещающие гранити-зированные кристаллические сланцы так же, как плагиогнейсы из гнейсовых блоков, в обье-ме всего блока характеризуются низкими фоновыми содержаниями золота (дг = 1,35 мг/т, Джабык-Карагайский комплекс; дг ■ 1,4 мг/т, Адам о вс кий комплекс), при мстасоматичсских преобразованиях оно возрастает и в рудных кварцевых жилах может достигать граммовых содержаний. Кварц кварцевых жил. в которых рудная минерализация отсутствует, подвергся грануляции, рекристаллизации с очищением от микропримесей, при значительней протяженности и мощности используется для плавки многокомпонентных стекол и в качестве сырья для синтеза кварца.
Второе направление в гидротермально-метасоматических преобразованиях связано с активизацией тектонической деятельности после завершения образования кварц-жильной минерализации и наложенного на них рудоотложения. При наличии контакта толщ мета вулканитов с карбонатными отложениями хлоротипные растворы преобразуются в бикарбонат-хлоридные и приобретают отчетливо щелочную характеристику (см. рис. 3, правая ветвь). Бикарбонатиая специализация растворов приводит к значительному расширению щелочной обстановки до более низких температур. В условиях зелсносланцевой фации и хрупких деформаций при жилообра-зоваиии происходит вскипание растворов, а падение давления стимулирует осаждение кварца с образованием кварцевых и кварц-карбонатных жил.
Кварцевые жилы, сложенные полупрозрачным светло-серым кварцем с характерным блеском, мощностью до 1,5-2,5 м. содержат рудную минерализацию в количестве 1-3 % (пирит, тетраэдрит, пирротин, галенит, сфалерит. халькопирит, самородное золото, шеелит, теллуриды). Золото чаще всего содержится в кварце. Его выделения приурочены к трещинам, рассекающим кварц, или к границам зерен кварца. В зальбандах кварцевых жил пирит образует гнездообразные скопления, содержит золото в количестве 3.6-3.4 г/т. иногда 20-30 г/т.
Углекислота, образующаяся при вскипании бикарбонатных растворов, перемещаясь в верхние горизонты кварц-жильного поля, накапливается под различными экранами, что приводит к формированию хрусталсносных зон аргиллизитов. Этот процесс промоделирован в экспериментах (3] и зафиксирован на хрусталсносных объектах [11,12]. Щелочные бикарбонатно-хлоридно-натровыс растворы обладают большой агрессивностью по отношению к кремнезему и производят выщелачивание встречающихся на их нуги кварцеьых жил. Углекислота, раскисляя растворы, стимулирует осаждение кремнезема, а так как последнее идет в существенно закрытой системе, то в растворах концентрация кремнезема уже значительно ниже, чем при образовании жил. поэтому наблюдается медленный рост качественных кристаллов горного хрусталя.
Формирование кристаллов в полостях обычно происходило уже из существенно хлорндно-на-ровых растворов, когда бикарбонатиая составляющая была в значительной мере израсходована на образование карбонатов.
Области формирования хрусталсносных гнезд по температуре и щелочности растворов и области раннего рудоотложения сульфидов с золотом перекрывают друг друг а. В процессе хрусталсобразования при наложении гнезд на рудные жилы нередко отмечается нереотложе-ние рудных минералов, в том числе и золота, в хрусталсносных гнездах. Литохимические съемки, выполненные на месторождениях, показали, что хрусталеносные зоны обрамля-ют:я контрастными ореолами сурьмы, мышьяка. серебра, свинца, висмута, меди и полями развития сульфидов. Совмещение хрустале-носных и золоторудных жил кроме Урала наблюдается на Датьнем Востоке. Памире, Кавказе, Тянь-Шане. Казахстане и в других регионах [11, 12].
Работа выполнена в рамках Программы фундаментальных исследований № ¡4-23-24 Президиума РАН и Интеграционного проекта «Развитие минераъно-сырьевой базы России ...а, руководитель проекта академик РАН В. А. Коротеев.
Исследования проводились при финансовой поддержке госбюджетной темы Г-3 ГУГГУ).
БИБЛИОГРАФИЧЕСКИЙ СПИСОК
1. Блюиан Б. А. Эндогенные режимы и типы метаморфизма складчатых областей. М.: Недра.
1985. 133 с.
2. Возможные (/ю/ты нахождения и растворимости золота в рудообразующих растворах / В. И. Белеваниев. Г. Р. Колонии, Н. Г. Васильева и др. // Гидротермальное низкотемпературное рудообразованис и метасоматоз. Новосибирск: Наука, 1982. С. 83-117.
3. Глюк Д. С. Экспериментальные исследования условий образования гидротерматьных золоторудных месторождений //Современные проблемы теоретической и прикладной геохимии. Новосибирск: Наука, 1987. С. 124-132.
4. Гэворов И. //. Термодинамика ионно-минс-ральных равновесий. М.: Наука, 1977. 249 с.
5. Ка1инин А. С.. Ревердатто В В. Модель глубинного плутонометаморфнзма и анатексиса // Дом. АН СССР, 1977. Т. 237, № 5. С. 1167-1170.
6. КосаясЯ. А. Источники и способы обогащения рудным веществом ювенильных растворов в процессе формирования редкометалльньсч месторождений. связанных с гранитными интрузиями // К вопросу об источнике вещества эндогенных рудных месторождений. Алма-Ата: КазИМС, 1970. С. 105-115.
7. Летников Ф. А. Синэнергстика геолоппес-ких систем. Новосибирск: Наука. 1992. 228 с.
8. Летников Ф А.. Виюр Н В Золото в гидротермальном процессе. М.: Недра, 1981. 224 с.
9. Магматический контроль гидротермального золотого оруденения на Урале / Г. Б. Фершта-тер, В. В. Холодное, А. А. Кремснецкий и др. // Эндогенное оруденение в подвижных поясах. Екатеринбург: ИГиГ УрО РАН. 2007. С. 181-184.
10. Месторождения золота Урала! В. Н. Сазонов, В. Н. Огородников, В. А. Коротеев, Ю. А. Поленов. Екатеринбург: УПТА, 2001. 622 с.
11. Огородников В Н. Закономерности размещения и условия сопряженного образования квар-цево-жильных. хрусталеносных и золоторудных
месторождений Урала: дне... д-ра геол.-минерал, наук. Екатеринбург, 1993. 470 с.
12. Огородников В П.. Сазонов В Н. Соотношение золоторудных и хрусталеносных месторождений обрамления гнейсовых блоков Урала. Свердловск: УрО АН СССР. 1991. 72 с.
13. Рундквист Д. В. Денисенко В К . Павлова //. Г. Грсйзеноше месторождения. М.: Недра, 1970. 328 с.
14. Рябчиков И. Д. Термодинамика флюидной фазы гранитоидных магм. М.: Наука. 1975. 230 с.
15. Старостин Б. И. Структурно-петрофизн-ческий анализ эндэгеиных рудных полей. М.: Недра. 1979.240 с.
16. Ферсман А. Е. Избранные труды. Т. IV. М.: Изд-во АН СССР. 1960. 742 с.
17. Хамичев В Л.. Бухаров П С.. Чу них una Л. £ Эталон Бнйхемского габбро- диорит-сненогранито-вого комплекса (Восточная Тува). Новосибирск: СНИИГГиМС. 2007. 250 с.
18. Щерба Г. Н. Формирование редкометал-льных мссторожд:ний Центрального Казахстана. Алма-Ата: Изд-во АН КазССР. I960. 379 с.
УДК 549.613:553.61
МИНЕРАЛЫ ГРУППЫ КИАНИТА-ПЕРСПЕКТИВНОЕ СЫРЬЕ ДЛЯ ПРОИЗВОДСТВА ВЫСОКОГЛИПОЗЕМИСТЫХ
ОГНЕУПОРОВ
В. Н. Огородников, В. А. Коротеев, К). А. Поленов, А. Н. Савичев
Важной областью применения высокс-глинозсмистого сырья является производство высокоогнеупор-ных материалов. Широкий интерес к высокоглиноземистым огнеупорным материалам объясняется их ценными техническими свойствами, наиболее важным из которых является высокая температура сохранения строительной прочности, значительно более высокая, чем у шамота и обычных магнезитовых изделий. Алюмосиликатные минералы состава Al.SiO, являются эффективным видом огнеупорного сырья. Они объединены в группу кианита (кианит (листен), андалузит, силлиманит) и относятся к метаморфогенно-метасоматическому генетическому типу.
Ключевые слова: кианит, силлиманит, андалузит, шамот.
An important use of high-aluminous raw materials is the production of high rcfractorymaterials. Awidc interest tohigh-aluminousrcfractory materials is explained by their valuable technical properties, the most important of themis high temperature of strength maintaining, bcingsignificantly higher than that of ordinary chamotte and magnesite products. Alumino - silicateminerals of Al, SiO, appear to be effective refractory materials. They arc united into a kyanitc group (kyanite (kyanite) andaluzitc.sillimanite) and belong to ametamorphic-metasomatic genetic type.
Key words: ky anitc. sillimanite, andalusite. chamotte.
