Геология месторождений драгоценных камней

Раздел: Полезные ископаемые

Драгоценные камни — наиболее совершенные представители своего минерального вида, и потому их месторождения возникают лишь при сочетании ряда благоприятных геологических факторов. В предыдущих главах показано большое разнообразие геолого-генетических типов месторождений драгоценных камней и их геологической обстановки. Минерагенический анализ этого материала приведен в работе Е. Я. Киевленко «Поиски и оценка месторождений драгоценных и поделочных камней» (1980 г.), в которой рассмотрены основные закономерности размещения месторождений в пределах важнейших геологических формаций: ультрамафитах, эффузивах разного состава, метаморфических толщах, гранитных пегматитах, древних корах выветривания и др. В этой связи в данной книге целесообразно отметить только главные черты минерагении и основные процессы минералообразования, приводящие к промышленным скоплениям самоцветов:

1)        протокристаллизация из расплавов в глубинных магматических очагах при условии последующего быстрого застывания основной массы расплава (порфировые вкрапленники сапфира, хризолита, циркона, пиропа и некоторых других минералов в базальтах и кимберлитах);

2)        свободной кристаллизации из газово-жидких растворов в открытых полостях трещин и других пустотах горных пород. Таким путем образуются крупные прозрачные кристаллы топаза, берилла, турмалина и кунцита в миаролах гранитных пегматитов или аметиста в полостях кварцевых жил и эффузивных покровов. Полости могут быть различного происхождения (газовые пустоты и контракционные трещины вулканических пород, тектонические трещины, полости растворения и т. п.);

3)        метасоматического замещения и собирательной перекристаллизации первичных минералов, особенно в тех случаях, когда наряду с драгоценными камнями возникают сравнительно рыхлые слюдисто-глинистые агрегаты (изумруд и рубин в био- тит-флогопитовом слюдите, эльбаитовый турмалин в лепидолите, хризолит или шпинель и рубин в антигорите и гидроталь- ките и т. д.). Метасоматический процесс нередко развивается на фоне десилификации алюмосиликатных пород, чаще всего гранитоидов, контактирующих с ультрамафитами или магнезиальными мраморами.

Многие ювелирные камни, в первую очередь топаз, прозрачные бериллы, турмалин, кунцит, дымчатый кварц и цитрин связаны с гранитными пегматитами. Большинство из них обычно извлекается совместно с другим минеральным сырьем пегматп- тов: пьезокварцем, слюдой, рудами редких металлов и керамическим полевым шпатом.

Пегматиты, содержащие драгоценные камни, менее изучены, чем сходные с ними по ряду признаков редкометальные пегматиты, и прежде не выделялись из этой пегматитовой формации. Так, А. Е. Ферсман считал источником драгоценных камней гранитные пегматиты фтор-бериллиевого и натро-литиевого типов, которые, по К. А. Власову, в основном соответствуют пол- нодифференцированному и ред'кометально-замещенному типам. И только А. И. Гинзбург и Г. Г. Родионов впервые наметили особую субформацию редкометальных пегматитов с драгоценными камнями, занимающую промежуточное положение между редкометальными и хрусталеносными пегматитами.

Специально рассматривая этот вопрос, можно сделать следующий вывод: драгоценные камни спорадически встречаются среди типичных редкометальных пегматитов, но характерны они главным образом для миароловых пегматитов формации малых глубин. В нашем понимании, эта формация объединяет хруста- леносные пегматиты и так называемые пегматиты с драгоценными камнями, по А. И. Гинзбургу и Г. Г. Родионову.

Все миароловые пегматиты, независимо от преобладания в них кристаллов кварца или драгоценных камней, характеризуются полным комплексом признаков формирования на глубинах около 1,5—2 км от поверхности в сравнительно спокойной тектонической обстановке платформ или других консолидированных участков земной коры. С учетом уже сложившейся терминологии, по которой фация глубинности увязывается с ведущим полезным ископаемым, формацию миароловых пегматитов малых глубин в целом можно назвать пегматитами с драгоценными камнями, различая среди них камерные внут- ригранитные, в основном топаз-хрусталеносные, и занорышевые пегматиты с аквамарином или эльбаитовыми турмалинами. Последние могут рассматриваться как образования, переходные к редкометальным пегматитам. По классификации Н. А. Соло- дова, пегматиты с драгоценными камнями относятся преимущественно к микроклиновому, реже к микроклин-альбитовому типам.

Материнскими для этих пегматитов являются гипабиссаль- ные порфиро- и аплитовидные, а также пегматоидные граниты, по составу близкие к аляскитам. По сравнению со средним составом гранитов они обогащены кремнеземом и щелочами, причем калий резко преобладает над натрием. Из акцессорных минералов более всего распространены циркон, монацит, флюорит, иногда касситерит. В сложно построенных многофазных гранитоидных массивах Казахстана и Забайкалья аляскиты принадлежат к самой поздней интрузивной стадии, внедряясь за биотитовыми гранитами.

Очень важная геохимическая особенность миароловых пегматитов, подмеченная А. И. Гинзбургом,— высокое содержание фтора в составе летучих компонентов. Он фиксируется в форме флюорита или топаза, а также циннвальдита и лепидолита.

Некоторые ювелирные камни, главным образом берилл, цветной турмалин, иногда гранат, отбираются при разработке бесполостных редкометальных и слюдоносных пегматитов, особенно из элювиальных остаточных месторождений в древних корах выветривания.

Наиболее интересны в этом отношении микроклиповые бе- рилл-мусковитовые (по А. И. Гинзбургу) пегматиты с крупными; кристаллами полупрозрачного, местами прозрачного берилла, которые располагаются в блоковой кварц-микроклиповой зоне вблизи кварцевого ядра (Стаунхем Тауншип, шт. Мэй, США). Цветные эльбаитовые турмалины и берилл (включая розовый воробьевит), пригодные для огранки, встречаются в микроклин-альбитовых редкометальных пегматитах с комплексной бериллий-тантал-цезий-литиевой минерализацией (Алту-Лигонья в Мозамбике и др.). От занорышевых микроклин-альбитовых турмалиноносных пегматитов они отличаются значительно лучшей дифференциацией, отсутствием миароловых полостей, постоянным наличием сподумена и более мощным развитием лепидолитовой зоны, занимающей иногда до 20 % объема всего пегматита.

Исключительно важную роль в размещении месторождений многих важнейших драгоценных камней, таких как алмаз, изумруд, рубин, александрит, пироп, хризолит и других, играют ультраосновные породы. Происхождение их магматическое или они являются продуктами пневматолито-гидротермальных процессов. В древних корах выветривания никеленосных серпентинитов встречаются хризопраз. Эта связь не случайна и во многом объясняется тем, что великолепный зеленый или красный цвет большинства перечисленных камней обусловлен примесыо хрома — типичного химического элемента ультраосновных пород.

Месторождения драгоценных камней известны среди горных пород ультраосновных — щелочных формаций древних платформ и их складчатого обрамления — кимберлитов и кар- бонатитов, метаморфизованных базит-гипербазитовых комплексов щитов древних платформ, альпинотипных дунит-гарцбурги- товых и габбро-пироксенит-дунитовых формаций складчатых областей.          I

Драгоценные камни кимберлитов — алмаз, хризолит и пироп— магматического происхождения, причем хризолит и пироп распространены очень широко и являются породообразующими минералами. Почти все разновидности кимберлитов, особенно туфобрекчии, интенсивно серпентинизированы и кар- бонатизированы, поэтому хризолит ювелирного качества сохраняется только в сравнительно свежих порфировидных кимберлитах базальтового облика. Пироп как более устойчивый минерал встречается значительно - чаще хризолита, образуя обильные включения в обломках гранатовых перидотитов и в основной, свежей или серпентинизированной массе кимберлитов. В кимберлитах наблюдается несколько генераций оливина и гранатов; ювелирный хризолит почти всегда представлен самыми ранними, сравнительно крупными протомагмати- ческими вкрапленниками в микролитовом кимберлите.

С формацией ультраосновных — щелочных пород и карбона- титов связаны пневматолито-гидротермальные метасоматиче- ские месторождения хризолита и прозрачного темно-зеленого хромдиопсида. Большинство таких интрузивов имеет штоко- или трубообразную форму и зонально-кольцевое строение, обусловленное чередованием горных пород ультраосновной (оливиниты, пироксениты), ультраосновной — щелочной (яку- пирангиты, ийолиты, уртиты), щелочной (нефелиновые и кан- кринитовые сиениты) серий и собственно карбонатитов. Скопления хризолита приурочены к многочисленным клиногумит- серпофит-оливиновым прожилкам, а хромдиопсида — к фло- гопит-вермикулитовым зонам среди ультраосновных пород и образовались под воздействием поздних постмагматических газово-жидких растворов. Наиболее интересны для выявления ювелирных камней, по-видимому, зональные массивы, сложенные главным образом ультрабазитами и пегматитами щелочных пород при подчиненном значении сиенитов и карбонатитов.

Сходное происхождение имеют и месторождения хризолита в дуннт-гарцбургитовых формациях складчатых областей.

Изумруды обычно образуются в древних докембрийских или палеозойских сильнометаморфизованных гипербазитах, нередко серпенитизированных и преобразованных в амфиболовые, тальковые, хлоритовые и другие сланцы. Толщи измененных перидотитов и габбро-пироксенитов вблизи контакта с поздними гранитоидами пронизаны дайками гранитов, бериллоносных пегматитов, кварцевыми и кварц-полевошпатовыми жилами, а также инфильтрационными и инфильтрационно-биметасома- тическими зонами биотит-флогопитовых слюдитов с изумрудом. Метасоматический процесс характеризуется привносом калия, кремнезема, глинозема, фтора, бериллия и выносом железа, магния и хрома; последний элемент частично улавливается бериллом (изумрудом), флогопитом и эпидотом.

Рубиноносные плагиоклазиты со слюдитовыми и тальк-акти- нолитовыми оторочками по условиям залегания и внутреннему строению напоминают изумрудоносные слюдиты. Они могут находиться среди гипербазитов различных формационных типов и, в частности, известны в дунит-гарцбургитовых альпинотип- ных формациях (Урал) и в сильно метаморфизованных докембрийских пироксенит-норит-анортозитовых комплексах Восточной Африки. Однако в данных случаях минералообразующие растворы не содержат бериллия, значительно беднее фтором и кремнеземом и осуществляют в основном натро-калиевый метасоматоз. Избыток глинозема, необходимый для кристаллизации корунда, как правило создавался на контактах гипербаэнтоп с дайками кислых или основных полевошпатовых пород. Такого рода биМетасоматические процессы возможны не только 13 гипербазитах, но и в доломитовых мраморах, контактирующих с пегматитами (Кашмирские месторождения рубина).

Уваровит и демантоид — хромсодержащие гранаты апдради- тового ряда, как правило, добываются попутно с другими полезными ископаемыми гипербазитов. Так, уваровит известен в хромитоносных дунитах, входящих в состав дунит-гарцбурш- товой формации или стратифицированных (расслоенных) интрузивов. Демантоид вместе с магнетитом, серпофитом, кальцитом и магнетитом встречается в интенсивно серпентинизированных гипербазитах платиноносной дунит-пироксенит-габбровой формации или на месторождениях хризотил-асбеста.

В эффузивных породах различного состава отмечаются скопления сапфира, хризолита и альмандина магматического происхождения, а также такие поствулканические гидротермальные минералы, как аметист, опал, иногда топаз. Косвенно с некоторыми эффузивными комплексами иногда связаны месторождения бирюзы. Следует напомнить, что эффузивы с маг- матогенной вкрапленной минерализацией представляют практический интерес только как коренные источники россыпных иногда очень богатых месторождений. Наиболее благоприятны для образования месторождений драгоценных камней формации щелочных оливиновых базальтов областей автономной тектонической активизации, трапповая формация древних платформ и позднеорогенные формации эффузивов смешанного состава.

Основная петрохимическая черта щелочных базальтов — нс- насыщенность кремнеземом, в связи с чем они богаты оливином и могут содержать нефелин или лейцит. Так, хризолитонос- ные базальты шт. Аризоны и Гавайских островов несут многие черты лейцит-базальтовой субформации: они не насыщены глиноземом и сильно магнезиальны. Протокристаллические вкрапленники форстерита особенно обильны в лавовых потоках, расположенных вблизи каналов излияния. Ювелирный хризолит легко разрушается и находится только в молодых, как правило, четвертичных базальтовых лавах, не затронутых метаморфизмом или поствулканической гидротермальной переработкой.

С третичными лавами нефелин-базальтовой субформации, содержащими существенный избыток глинозема, связаны знаменитые месторождения сапфиров и циркона Индокитая и Восточной Австралии. Аналогично хризолиту вкрапленники сапфира встречаются преимущественно в эффузивных образованиях, слагающих вулканические аппараты, или в окружающих их лавовых потоках. Корунд, реализуя избыточный глинозем магматического расплава, кристаллизовался, вероятно, еще на большей глубине и мог сохраниться при быстром подъеме магмы на поверхность.

Трапповая формация древних платфор, соответствующая платобазальтам или ассоциации толеитовых покровных базальтов, по Ф. Тернеру и Дж. Ферхугену, занимает огромные площади континентов. Толеитовые базальты насыщены или даже перенасыщены кремнеземом, что, вероятно, способствует обогащению поствулканических термальных вод этим компонентом и образованию в условиях низкотемпературного гидротермального процесса скоплений халцедона, агата и иногда аметиста.

Поствулканическая минерализация такого типа локализована преимущественно в миндалекаменных породах лавовых покровов, содержащих многочисленные крупные протоэффузив- ные пустоты и концентрационные трещины отдельности. Благодаря очень широкому площадному развитию минерализованных лав в трапповых формациях могут находиться огромные по своим запасам месторождения агата и аметиста, подобные известным в бассейне р. Параны на территории Бразилии и Уругвая.

Древние коры выветривания горных пород играют важнейшую роль в образовании россыпных месторождений драгоценных камней. Кроме того, непосредственно в процессе их формирования возникают скопления благородного опала, хризопраза и бирюзы. Благородный опал с правильной внутренней структурой встречается крайне редко, и его месторождения в корах выветривания известны только в Австралии.

Наиболее существенная особенность австралийских месторождений— тесная связь скоплений опала с горизонтами, обогащенными- остатками фауны и расположенными в нижней части коры выветривания. Благородный опал образует псевдоморфозы по раковинам брахиопод и пелеципод, криноидеям, белемнитам, костям рептилий, а также по глаубериту, кальциту и гипсу, встречается внутри железо-кремнистых конкреций и т. п. Несомненно, что правильное внутреннее строение костей и раковин, тонких полисинтетических двойников кальцита или во- локнисто-пластинчатых агрегатов гипса способствует упорядочению структуры опала.

Хризопраз связан исключительно с никеленосными корами выветривания серпентинизированных гипербазитов, в составе которых преобладают дуниты, образуясь за счет кремнезема и изоморфного никеля, оливина и пироксенов. Еще И. И. Гинзбургом в корах выветривания гипербазитов различались нон- тронитовый и силифицированный профили. Скопления хризопраза свойственны главным образом корам кремнистого профиля, состоящим (снизу вверх) из зон дезынтегрированных и карбонатизированных серпентинитов, выщелоченных серпентинитов и охристо-кремнистых образований. Высококачественный хризопраз тяготеет к низам зоны выщелоченных серпентинитов и встречается вместе с никелевыми, керолитовыми, гарниерито- выми или пимелитовыми рудами. Отмечается постоянная связь прожилков хризолита с линейно-вытянутыми участками окрем- нения выщелоченных серпентинитов и развития кварцевых и кварц-халцедоновых жил.

Значительно более сложны и своеобразны процессы формирования бирюзовых месторождений. Химический состав бирюзы предопределяет возможность ее появления только в иифильт- рационных трещинно-линейных корах выветривания горных пород, содержащих сульфиды меди (халькопирит, медьсодержащий пирит и т. п.), фосфаты, а также богатых свободным кремнеземом и глиноземом.

Этим условиям полностью отвечают эффузивные образования порфировой формации позднепалеозойских и мезо-кайпо- зойских складчатых областей вместе с сопровождающими их комагматическими субщелочными и щелочными гранитами фаций малых глубин. Такие кислые эффузивы и граниты обычно содержат акцессорный апатит и нередко подвергаются поствулканическому окварцеванию и пропилитизации, сопровождающимися сульфидной минерализацией.

В сланцах, алевролитах и песчаниках фосфаты могут быть биогенного или хемогенного происхождения, как например, в Центральных Кызылкумах и горах Каратау, где палеозойские и мезозойские осадочно-метаморфические толщи повсеместно фосфоритоносны. Происхождение сульфидов здесь может быть различным — гидротермальным или каким-либо иным.

Важное практическое значение имеют россыпные месторождения, в которых драгоценные камни естественным путем освобождены из крепких вмещающих пород и сконцентрированы по сравнению с коренным источником. Некоторые коренные месторождения с рассеянной минерализацией (например, базальты с акцессорным сапфиром) следует вообще рассматривать только как первичные источники россыпей. Лучшие россыпи драгоценных камней связаны с формированием и последующим размывом древних кор выветривания минерализованных горных пород. Наиболее распространены остаточные элювиальные, элювиально-делювиальные и делювиально-аллювиальные (лож- ковые) россыпи. Мелкие зерна таких устойчивых минералов, как рубин, сапфир, шпинель, гранат, способны к дальнейшему переносу и могут скапливаться в аллювиальных отложениях.

В СССР пока известно немного месторождений ювелирных камней, в частности, таких, как рубин, сапфир и благородный опал. Значительно истощены некогда известные копи самоцветов Урала и Забайкалья. Между тем многообразие геологического строения огромной территории СССР — надежная предпосылка наличия месторождений различных ювелирных и поделочных камней. Особенно перспективными в этом отношении представляются кристаллические щиты докембрийских платформ (Кольский полуостров), а также древние метаморфические толщи и офиолитовые пояса складчатых областей (Алтай, Саяны, Казахстан, Урал, Дальний Восток).

Месторождения драгоценных камней встречаются очень редко и для их выявления необходимы широкие попутные поиски в процессе геологического картирования и геологоразведочных работ на другие полезные ископаемые. При этом должны фиксироваться все проявления драгоценных и близких к ним по качеству камней, а объекты, получившие положительную оценку, специально изучаться. Перспективная оценка обнаруженных проявлений базируется на геологической аналогии с промышленными месторождениями драгоценных камней, главные типы которых охарактеризованы в книге. Следует подчеркнуть особенно важное значение прямых поисковых признаков.

Существенным источником многих самоцветов может стать их попутное извлечение при добыче алмазов (пироп, хризолит, циркон), руд редких металлов и пьезокварца (берилл, топаз, турмалин, аметист, цитрин), россыпного золота и платины (рубин, сапфир, демантоид), абразивного сырья (сапфир, альмандин) и т. д. Это необходимо иметь в виду при разведке и опробовании соответствующих месторождений.

Не подлежит сомнению, что расширение поисковых работ приведет к новым открытиям и возрождению мировой славы русского цветного камня.