БЕЛОРЕЧЕНСКОЕ
МЕСТОРОЖДЕНИЕ
Минералогический альманах
том 15, выпуск 2, 2010

И.В. Пеков, В.В. Левицкий, В.Г. Кривовичев
j МИНЕРАЛОГИЯ БЕЛОРЕЧЕНСКОГО
МЕСТОРОЖДЕНИЯ (СЕВЕРНЫЙ КАВКАЗ, РОССИЯ)
Минералогический Альманах
том 15, выпуск 2, 2010
Знаменитые минералогические объекты России

ISBN 5-900395-28-6
УДК 549.0:552.322 (234.852)
s<jpzz^ А Издано при содействии:
( 1Л I й iftl й Московского Государственного Университета им. М.В. Ломоносова;
V If/ У :] \ Российского Геологического Общества;
I (ИИИЯЁИИ Минералогического музея Высшей Горной Школы, Париж, Франция
Серия Знаменитые минералогические объекты России
Пеков Игорь Викторович, Левицкий Виктор Владимирович, Кривовичев Владимир Герасимович
Минералогия Белореченского месторождения (Северный Кавказ, Россия). Минералогический Альманах,
том 15, выпуск 2, 2010. Москва: 000 «БРИТАН». 96 стр., 108 иллюстраций, из них 81 фото минералов, а также 59 химических
анализов для 22 минералов.
Этот выпуск «Минералогического Альманаха» посвящен минералогии рудоносных гидротермальных жил и зоны окисления
Белореченского месторождения в Республике Адыгея на Северном Кавказе (Россия). Это комплексный объект, несущий
никель-урановое и баритовое оруденение. Месторождение активно разведывалось в период 1960-х - 1970-х гг. и уже более
40 лет служит источником эффектных музейных минералогических образцов. В работе обобщены оригинальные данные
авторов и ранее опубликованные материалы. Основной объем книги посвящен характеристике 65 минералов и описанию жил
разных типов; также приведены сведения о геологическом строении района и самого месторождения.
И.В. Пеков, Московский государственный университет имени М.В. Ломоносова,
В.В.Левицкий, компания «Русские минералы», Москва,
В.Г. Кривовичев, Санкт-Петербургский государственный университет
Редакционная коллегия Руководитель проекта М.Б. Лейбов
Г.Ф. Анастасенко ■ Выпускающий редактор Л.А. Чешко
А.А.Евсеев ' Художественный редактор Н.0. Парлашкевич
Б.З. Кантор Редакторы А.Л. Чешко, А.А. Прокубовский
М.И. Новгородова Отдел рекламы и
Л.В. Оганесян распространения Е.В. Садовникова
И.В. Пеков Идея дизайна Д.А. Кильпио
Д.Ю. Пущаровский Дизайн и верстка выпуска Н.0. Парлашкевич, Л.А. Чешко, И.А. Глазов
Ж.А. Полярная Обработка графических
Д.В. Рундквист изображений Н.А. Вишневская
В.Т. Трофимов Цветоделение и
Л. Туре (Франция) обработка слайдов Г.И.Иванов
Дж.С. Уайт (США) Препресс И.Ю. Галкин
Н.П. Юшкин
® Текст, графические изображения: принадлежат авторам, 2010
® Фото образцов из музеев, если не указано другое: принадлежит музеям, 2010
65 Фото, если не указано другое: принадлежит авторам, 2010
® Дизайн: 000 «БРИТАН», 2010
Фото 1 обложки Желтовато-коричневый флюорит с баритом. 5.5 см. Коллекция И.В. Пекова. Фото: М.Б. Лейбов.
Фото на титуле Сросток расщепленных кристаллов пиростильпнита. 7 мм. Минералогический музей им. А.Е. Ферсмана РАН,
обр. № 75440. Фото: Н.А. Пекова.
Издано Минералогический Альманах Минералоджикал Альманах (Mineralogicat Almanac)
000 «БРИТАН» Оушн Пикчерс (Ocean Pictures Ltd.), США
а/я 71 Москва 117566 4871 S. Dudley St., Littleton
Телефон/факс: (495) 629-4812 СО 80123 USA
minbooks@online.ru minbooks@online.ru
www.minbook.com www.minbook.com
Напечатано в России

СОДЕРЖАНИЕ
Введение 5
Очерк истории изучения 11
Краткий геологический очерк 17
Геологическое строение района 17
Геолого-петрографический очерк месторождения 18
Структура месторождения 21
Гидротермальные жилы 23
Зона окисления 34
Минералы 37
Жильные минералы 37
Рудные минералы 55
Гипергенные минералы 77
Вместо заключения 89
Благодарности 89
Литература 90
Указатель минералов 91
3

Водопад на реке Сюк.
На Северном Кавказе, в Республике Адыгея, в долине реки
Белой находится интереснейшее во многих отношениях, и в
первую очередь с минералогической точки зрения,
месторождение. Оно хорошо известно специалистам и любителям минералов,
благодаря тому большому количеству происходящих отсюда красивых
образцов многих минералов. В то же время, с этим объектом, точнее, с
информацией о нем, связан целый ряд парадоксальных фактов. Разночтения
начинаются уже с названия месторождения. Так, специалистам в области
геологии и минералогии радиоактивных элементов оно известно под именем
Даховского уранового месторождения, а те, кто не связан с этой тематикой,
знают его как Белореченское месторождение барита. .Название «Даховское
месторождение» не могло дойти до широкого читателя в СССР: вся
географическая информация, касавшаяся урановорудных объектов, была
секретной и появлялась лишь в «закрытых» сборниках и отчетах. Сведения по
геологии и минералогии ураноносных жил этого месторождения публикова-
Ставрополь
о
Географическое положение
Белореченского месторождения.

Река Белая в районе Белореченского
месторождения.
лись и в открытой печати, но без географического адреса. В отличие от них,
данные о баритовом сырье засекреченными не были, и информацию о
Белореченском месторождении легко найти в статьях и справочных изданиях.
Парадокс же заключается вот в чем: из публикаций об ураноносных
карбонатных жилах «одного из месторождений пятиэлементной формации» и о
баритовых жилах Белореченского месторождения, если не вникать в
детали геологии района, создается впечатление, что речь идет о двух разных
объектах: настолько различаются минералогия, геохимия, строение и
элементы залегания описываемых тел. Неизбежно возникает вопрос: так
может быть, Даховское и Белореченское — это действительно разные
месторождения? И да, и нет: они совмещены пространственно — жилы двух
типов тесно переплетены — и скорее всего имеют общие источники вещества
и тепла, но различаются по возрасту, составу и физико-химическим
параметрам образования. Как следствие, эти типы жил несут разное оруденение
и, в соответствии с принятой в СССР системой разделения геологических
работ по видам минерального сырья, они изучались и разведывались
разными организациями, притом в разное время, хотя и на одной площади, с
использованием одних и тех же подземных выработок. В результате,
публикации по ним оказались разобщены и, по сути, ни в чем, кроме общих
особенностей геологии района и площади месторождения, не состыкуются:
так, в статьях и отчетах по урановой тематике практически не уделяется

Барит с флюоритом. 8 см. внимания бариту, тогда как в работах, посвященных баритовому орудене-
Коллекция В.В. Левицкого. нию, из соображений секретности не произносится слово «уран» и автома-
Фото: Б.З. Кантор. тически исключается из рассмотрения всё с ним связанное, лишь
упоминаются некие карбонатные жилы. Вот так и получилось «два в одном»: в
природе единое целое, а на печатных страницах — вроде бы разные объекты.
Теперь уже есть возможность рассматривать всё месторождение как
единый рудно-геологический объект. Соответственно, употребление двух
названий становится неоправданным. В находящейся перед Вами работе мы
используем название «Белореченское месторождение» (несмотря на то,
что термин «Даховское» появился раньше), объединяя под ним весь
комплекс гидротермальных жил. Выбор именно этого названия продиктован
тем, что оно намного более широко известно, будучи употребляемым в
открытой печати с 1967 года. Отметим, что любителями камня для этого
объекта иногда используется термин «месторождение Белая Речка»,
являющийся сугубо разговорным, жаргонным, и мы во избежание путаницы
считаем необходимым воздерживаться от его употребления в публикациях и в
Интернете.
Белореченское месторождение находится в 60 км к югу от города Майкоп —
столицы Республики Адыгея, и в 8 км к югу от станицы Даховская. Оно
расположено в верховьях одного из правых притоков крупной реки Белая —
небольшой речки Сюк (в старой литературе также встречается написание Сюг);
штольни пробиты в правом борту ее сравнительно узкой долины.

Май. Цветут рододендроны.
Это месторождение не только является единственным в России
представителем уран-арсенидного («редуцированного» пятиэлементного) типа, но и
характеризуется очень интересной особенностью геохимии — резким
преобладанием никеля над кобальтом, что привело к развитию селективно
никелевой минерализации — арсенидной, антимонидной и сульфидной.
Изучение баритовых жил Белореченского в значительной мере
способствовало развитию представлений о физико-химических условиях
формирования низкотемпературных гидротермальных месторождений (Кривови-
чев, 1979).
Настоящая работа представляет собой попытку собрать воедино литературные
(как публиковавшиеся в открытой печати, так и приведенные в фондовых
геологических материалах) и наши собственные данные по минералогии
гидротермальных жил разных типов и зоны окисления Белореченского
месторождения. Авторам довелось работать на этом интереснейшем объекте в разные
годы: В.Г. Кривовичеву — с 1968 по 1973 гг, в период активной разведки на барит,
И.В. Пекову — в 1988—1991 гг, а В.В. Левицкий регулярно посещал
месторождение на всем протяжении последних двух десятилетий.
В настоящей работе основной упор сделан на то, что, с нашей точки зрения,
составляет самую яркую часть минералогии месторождения — выдающиеся в
«музейно-коллекционном» отношении находки и редкие виды. Наиболее
знамениты белореченские барит и кальцит: большое количество красивых
образцов этих минералов представлено во многих коллекциях. Достаточно известны
щетки флюорита, марказита, доломита, кристаллы галенита из этого
месторождения. Гораздо менее «на слуху» стронцианит (а между тем его образцы
отсюда являются лучшими для территории бывшего СССР), эффектные дендри-

ты никелина, самородный мышьяк, образующий крупные почки и
кристаллические корки. Наконец, совсем мало кто знает, что на Белореченском
найдены, хотя и не в большом количестве, штуфы с великолепными кубами и
двойниками ульманнита, крупные сростки кристаллов пиростильпнита, кристаллы
и «почки» брейтгауптита и крутовита, которые сопоставимы по качеству с
лучшими образцами этих минералов из зарубежных месторождений, а иногда и
превосходят их. В последние годы нами изучались гипергенные минералы
Белореченского, оказавшиеся неожиданно разнообразными и зачастую очень
эффектными.
Говоря о Белореченском месторождении, нельзя не упомянуть еще об
одной выдающейся его особенности: здешние жилы, в первую очередь
баритовые и кальцитовые, изобилуют открытыми полостями, в том числе
крупными (объемом до многих десятков кубометров), стенки которых
инкрустированы щетками хорошо образованных кристаллов целого ряда
минералов. Более того, даже массивные, бесполостные участки жил
демонстрируют в стенках подземных выработок очень эффектные картины,
иллюстрирующие процессы роста, растворения, регенерации кристаллов, развития
их агрегатов в свободном пространстве, гравитационные текстуры и
многое другое. Посещение здешних штолен (что, конечно, надо делать с
соблюдением всех правил безопасности) — этого природного музея
гидротермального минерало- и рудообразования — производит неизгладимое
впечатление не только на специалиста или любителя минералов, но и
вообще на любого человека, неравнодушного к произведениям Природы.
Белореченское месторождение, несомненно, является выдающимся
геологическим памятником и требует внимательного к себе отношения.
Буковый лес в верховьях реки Скж.
9 I

ОЧЕРК ИСТОРИИ ИЗУЧЕНИЯ
Сросток почек Sb-содержащего никелина на
доломите. На поверхность никелина
нарастают кубические кристаллы ульманнита.
5 см. Минералогический музей им. А.Е.
Ферсмана РАН, коллекция В.И. Степанова, обр.
№ 358. Фото: Н.А. Пекова.
Первооткрывателем месторождения следует считать известного
геолога Н.И. Безбородько, обнаружившего в балке Березовой
в верховьях р. Сюк комплекс ветвящихся маломощных
баритовых жил, секущих сланцеватые породы (Безбородько, 1913). Это
безымянное проявление барита было сначала признано не имеющим практического
значения (Дьяконова-Савельева, 1940). Позже Л.П. Харчук (1947)
положительно оценил перспективы баритоносности района, но вплоть до 1960-х гг.
каких-либо специализированных поисковых, а тем более разведочных работ
здесь не проводилось.
В 1960 г. Цахвайская партия Краснодарской экспедиции Государственного
геологического предприятия (ГГП) «Севкавгеология» (геолог Н.Н. Шпорт) при
пешеходных гамма-поисках масштаба 1:10000 в верховьях р. Сюк обнаружила
значимую радиоактивную аномалию. Данные были переданы в ГГП «Коль-
цовгеология», занимавшееся поисками и разведкой месторождений урана на
Северном Кавказе, и уже в 1961 г. здесь начались общие поиски (мелкие
шурфы и канавы), а в 1962 г. были проведены детальные поиски с бурением
скважин, проходкой шурфов глубиной до 10 м и канав, а также гамма-поисками
масшаба 1:2000 (Пакульнис, Константинов, 2007). Эти работы привели к
открытию месторождения урана, названного Даховским. Практически сразу же
началась его разведка с бурением скважин и проходкой подземных выработок
на площади 2.1 км2. В ходе этих работ, продолжавшихся до 1966 г, пройдено
пять разведочных штольневых горизонтов — на уровнях с абсолютными
отметками 985 м (штольня № 1), 956 м (шт. № 2), 895 м (шт. № 3), 777 м (шт. № 5) и
684 м (шт. № 9). Рудоносная полоса была пересечена с интервалом 150—400 м
квершлагами, между которыми пробурены горизонтальные скважины. С гори-
Вход в штольню № 3.

Некоторые подземные выработки сегодня
в той или иной мере заполнены водой.
зонтов четырех верхних штолен были пройдены восстающие. Подземные
выработки вскрыли 85 жил общей протяженностью 17.5 км, из которых 32
оказались ураноносными. По 14 жилам были пройдены штреки длиной от 30 до
445 м (их общая протяженность составила 2617 м), и в семи жилах
обнаружились интервалы с промышленным оруденением, где в процессе разведки было
добыто десять тонн урана. На месторождении выделено два типа руд —
ведущий уран-арсенидный и подчиненный уран-сульфидный, которые связаны с
несколько разными типами карбонатных жил. В качестве потенциальных
попутных полезных компонентов рассматривались никель, входивший в состав
уран-арсенидных руд (именно отсюда произошло название небольшого
поселка Никель, построенного близ месторождения в этот период: в нем сначала
жили те, кто вел разведку), и, в меньшей мере, мышьяк и цинк. Урановое ору-
Шахтное оборудование во многих местах
неплохо сохранилось.
12

(слева) Вячеслав Гаврилович Мелков. Фото
предоставлено Геологическим музеем ВИМС
им. Н.М. Федоровского.
Юрий Максимович Дымков.
денение Даховского в 1960-х гг. изучалось А.П. Семашко, Н.П. Созиновым,
Г.В. Пакульнисом, Д.Ф. Сингуровым, Б.А. Чернышенко и рядом других
специалистов. Наиболее подробные сведения о геологии этого объекта даны в
«закрытой» статье (Семашко, Пакульнис, 1971). В 1967 г. Научно-технический
совет ГГП «Кольцовгеология» утвердил для Даховского запасы урана, после
чего работы были прекращены, а само месторождение отнесено в разряд
забалансовых как мелкое и при этом обладающее сложным строением, с крайне
неравномерным распределением рудной минерализации.
Уже на первых этапах разведки уранового оруденения были обнаружены
мощные баритовые жилы. Геологи Белореченской партии «Кольцовгеологии»
(В.Г. Буторин, В.А. Любченко и др.) провели попутные поиски барита,
наметили контуры месторождения, оказавшегося в целом совмещенным с
урановым, и осуществили предварительную разведку. Первые краткие сведения о
новом месторождении барита, названном Белореченским, опубликованы в
1967 г. (Любченко, Пац, 1967). С 1968 г, после завершения работ
«Кольцовгеологии» по урану, Северо-Кавказское геологическое управление начало
детальную разведку месторождения на барит (А.Н. Малашеве кий, Л.Ф. Ильченко,
В.А. Синчук и др.), продолжавшуюся более десяти лет. В первую очередь
использовались штольни «Кольцовгеологии», в которых проходились
дополнительные выработки, вскрывающие баритовые жилы, а также были заложены
новые штольни и проведена разведка объекта с поверхности. Начиная с конца
1960-х гг. Белореченское месторождение барита изучалось сотрудниками
Ростовского университета, опубликовавшими, в частности, первое сколь-либо
развернутое описание его геологии (Родзянко и др., 1971). Исследование
минералогии, геохимии и физико-химических условий формирования барито-
носных жил, проводились в этот период одним из авторов настоящей работы
(Кривовичев, 1972b, 1973, 1975, 1979; Кривовичев и др., 1979), а позже —
Н.В. Грановской (1984).
По результатам разведки Белореченское оказалось крупнейшим и наиболее
перспективным месторождением барита на Северном Кавказе (Григоренко,
1986; Любченко, Грановская, 1986). Отмечалось и то, что оно может служить
источником декоративных коллекционных штуфов (Харчук, 1986). В начале
1990-х гг. месторождение готовили к добычным работам на барит (в частности,
13

восстановили оборудование в подземных выработках), однако, в силу
осложнения экономической ситуации, его промышленная эксплуатация так и не
была начата. На сегодняшний день Белореченское остается в списке
перспективных месторождений барита (Грановский, Грановская, 2005), и
возможность его разработки уже в недалеком будущем не исключена.
Систематические минералогические исследования на месторождении были
начаты еще в середине 1960-х гг. В этот период здесь работали такие
выдающиеся минералоги, как В.Г. Мелков и Ю.М. Дымков. В первую очередь внимание
обращалось, конечно, на ураноносные минеральные ассоциации
доломитовых жил, где была, в частности, обнаружена очень разнообразная антимонид-
но-арсенидная и сульфидная никелевая минерализация. Минералогией этих
жил занимались в основном специалисты из двух московских институтов —
ВИМС (В.Г. Мелков, A.M. Сергеева) и ВНИИХТ (В.В. Казанцев, Ю.М.
Дымков, А.И. Зубов). Ими были подготовлены первые работы по минералогии
уран-арсенидных и уран-сульфидных карбонатных жил — «закрытые», где
фигурировало название месторождения (Мелков, Сергеева, 1971), и открытые, но
без указания даже страны, в которой расположено месторождение (Дымков и
др., 1970; Зубов, Казанцев, 1970; Казанцев, 1977). Несмотря на то, что эти
исследователи называют свои данные «предварительными», цитированные
публикации без всяких оговорок можно отнести к фундаментальным
минералогическим работам. В них достаточно подробно характеризуются разнообразные
минералы рудных жил и их взаимоотношения. Диагностика минералов
базируется на результатах не только оптических, но и рентгенографических иссле-
Так выглядят сегодня отвалы большинства дований. К сожалению, не бьш определен химический состав подавляющего
штолен. большинства халькогенидов: электронно-зондовый метод еще не вошел в ши-

Горные хребты в районе месторождения. рокую минералогическую практику. Жильные карбонаты изучались также
одним из авторов настоящей работы (Кривовичев, 1972а). К этому периоду
относится и статья о находке в «одном из месторождений Европейской части
Советского Союза» пиростильпнита (Анненкова и др., 1972).
Минералогии баритовых и родственных им жил, более поздних по
отношению курановорудным, посвящено меньше работ. Первые
опубликованные сведения такого рода, весьма скупые, приводятся в статье А.И. Зубова
и В.В. Казанцева (1970). Чуть позже появилась работа о кристалломорфо-
логии барита (Кривовичев, 1971). Данные по минералогии баритоносного
жильного комплекса Белореченского месторождения, известные на 1972 г,
обобщены в кандидатской диссертации одного из авторов (Кривовичев,
1973). Если говорить о более поздних публикациях, то оригинальные
минералогические сведения по жилам этого типа содержатся только в статье
Н.В. Грановской (1984).
Нами подробно изучались с применением электронно-зондового метода и
рентгенографии халькогениды никеля и некоторые другие рудные минералы
ураноносных доломитовых жил. Данные об изоморфном ряде никелин-брейт-
гауптит опубликованы (Пеков, 1993), а о крутовите и в целом о составе
минералов системы крутовит-герсдорфит-ульманнит даются здесь впервые. Другое
направление наших исследований — минералогия зоны окисления
Белореченского месторождения. Первые сведения о вторичных минералах этого объекта
приведены В. Г. Кривовичевым (1973), а данные по минералогии современной
зоны гипергенеза, полученные И.В. Пековым и В.В. Левицким за последние
15 лет, вошли в настоящую работу.
15

КРАТКИЙ ГЕОЛОГИЧЕСКИЙ ОЧЕРК
Сросток призматических кристаллов барита,
частично обросший коркой пирита. 7 см.
Коллекция В.В. Левицкого.
Фото: Б.З. Кантор.
Геологическое строение района
Бд
елореченскос месторождение расположено в пределах Дахов-
ской горст-антиклинальной структуры, представляющей собой
западный выход пород фундамента Северо-Кавказского
краевого массива, который относится к южной части эпигерцинской Скифской
плиты, вовлеченной в кайнозое в поднятие Большого Кавказа (Лунев, 1968).
Фундамент Северо-Кавказского краевого массива сложен
протерозойскими и нижнепалеозойскими метаморфическими толщами, прорванными
средне- и верхнепалеозойскими гранитоидами. На этом складчатом
фундаменте залегает чехол неметаморфизованных мезозойских и палеогеновых
осадочных, в основном терригенных отложений. Северо-Кавказский
краевой массив осложнен серией северо-западных и субмеридиональных
разломов. Первые принадлежат к региональной системе нарушений
общекавказского простирания и образуют протяженную и долгоживущую Пше-
киш-Тырныаузскую шовную тектоническую зону в области сочленения
массива и Главного хребта. Вторая система нарушений, поперечная к
главным структурам, связана в рассматриваемом районе с формированием
Адыгейского поднятия (Лунев, 1968). В зоне пересечения наиболее
приподнятой части Адыгейского выступа субширотными разломами,
оперяющими Пшекиш-Тырныаузский глубинный разлом, обнажаются гранитоиды
фундамента краевого массива, имеющие пермский возраст (250—300 млн
лет): так называемые «северные граниты» (Афанасьев, 1970).
Даховскую горст-антиклинальную структуру слагают гранитоиды западной
части сложного интрузивного комплекса «северных гранитов» и вмещающие его
палеозойские метаморфические толщи. В плане эта структура имеет форму
прямоугольника площадью около 35 км2, вытянутого в северо-западном
направлении. В ее геологическом строении в основном принимают участие
диориты, гранодиориты и граниты, а в северной части — толщи
нижнепалеозойских гнейсов и амфиболитов с заключенными в них телами серпентинитов
(Семашко, Пакульнис, 1971). С юга (по Северному разлому) и с севера (по Сю-
говскому разлому) Даховская горст-антиклиналь отделена, соответственно, от
Дудугушской и Гутской грабен-синклинальных структур, сложенных нижне-
и среднеюрскими глинистыми и песчано-глинистыми толщами. В западной
части Даховского поднятия гранитоиды и вмещающие Белореченское
месторождение палеозойские толщи перекрываются моноклинально падающей к
северу свитой верхнеюрских известняков.
Среди пород фундамента в районе самыми древними являются
нижнепалеозойские вулканогенно-осадочные образования, превращенные в основном в
амфибол-биотитовые и слюдяные гнейсы. Амфибол-биотитовые гнейсы в
северо-восточной части Даховской структуры слагают полосу шириной до 1 км,
протягивающуюся от Правобережного до Пятого разлома. Слюдяные гнейсы
17

обнажаются в непосредственной близи от массива гранитоидов на отрезке от ручья Двенадцатого и балки Липовой до
ручья Березового. На контакте с позднепалеозойскими интрузиями гранитоидов гнейсы подверглись интенсивной
гранитизации и местами переходят в гранито-гнейсы.
Основную площадь Даховской горст-антиклинали слагают изверженные породы, принадлежащие к трем
разновозрастным магматическим комплексам: а) раннегерцинские метагипербазиты; б) комплекс среднегерцинских диоритов,
гранодиоритов и гранитов; в) комплекс позднегерцинских гранитоидов.
Породы первого интрузивного комплекса в рассматриваемом районе обнажаются в виде двух широких полос, одна из
которых прослеживается вдоль контакта метаморфических палеозойских образований с осадочными толщами юрского
возраста (от верховьев ручья Березового до балки Липовой), а вторая располагается южнее Сюговского блока гранитов
(от верховьев ручья Восьмого на западе до ручья Второго на востоке). Серпентиниты и амфиболиты залегают среди
гнейсов в виде согласных линз и пластовых тел.
Среднегерцинский интрузивный комплекс представлен амфибол-биотитовыми кварцеодержащими диоритами, гра-
нодиоритами и породами лайковой фации. Породы этого комплекса широко развиты в северо-западной части
Даховской горст-антиклинальной структуры, слагая более половины ее площади. Они хорошо обнажены по обоим
берегам р. Белой. Диориты слагают краевые части рассматриваемого интрузивного комплекса. К северо-востоку
массив кварцевых диоритов сравнительно полого погружается под толщу гнейсов и амфиболитов, имея с ней согласные
интрузивные контакты. К лайковой фации относятся плагиоклазиты и пегматоидные граниты, развитые в экзо- и
эндоконтакте массива.
Поздпегерцинский интрузивный комплекс представлен мусковитовыми и двуслюдяными гранитами, а также гранито-
идами дайковой фации. Эти породы развиты в юго-восточной части Даховской горст-антиклинальной структуры, где
слагают так называемые Сюговский и Мсркулаевский блоки. Среди гранитоидов лайковой фации установлены двуслю-
дяные, пегматоидные и аплитовидные граниты, особенно широко распространенные среди пород кровли в
северо-восточном крыле горста.
Верхнетриасовые отложения представлены в юго-восточной части Даховской горст-антиклинали в виде узкой и
маломощной (2—6 м) пачки органогенных известняков, залегающей на древней коре выветривания гранито-гнейсов.
Среди юрских образований отчетливо выделяются два структурных яруса: нижний, представленный нижне- и средне-
юрскими отложениями, развитыми в Лабино-Малкинской зоне, и верхний, к которому относятся верхнеюрские
образования Северо-Кавказской моноклинали. Юрские отложения Лабино-Малкинской структурно-фациальной зоны в
пределах рассматриваемой площади представлены литологически однородной толщей чередующихся песчаников,
аргиллитов и алевролитов с общей мощностью 1.5—2 км. Палеозойские отложения западной части Даховской
горст-антиклинали и нижне-среднеюрские отложения Лабино-Малкинской зоны перекрываются толщей верхнеюрских
отложений. В основании она сложена песчано-глинистыми и глинистыми образованиями, сменяющимися вверх по разрезу
известняками с прослоями алевролитов и песчаников. Заканчивается разрез мощной пачкой слоистых пелитоморфных и
массивных доломитизированных известняков (Лучников, 1968).
Все описанные образования в районе месторождения перекрываются чехлом четвертичных и современных отложений.
Геолого-петрографический
очерк месторождения
В пределах месторождения отчетливо выделяются несколько разнородных чешуеобразных блоков, разделенных
Центральным и Широтным разломами и Северо-Западным надвигом. Самый крупный и наиболее приподнятый блок
сложен гнейсами, гранито-гнейсами, амфиболитами и крупнозернистыми гранитами. Метаморфические породы этого
блока слагают запрокинутую к югу субширотную антиклинальную структуру (с крутым южным и пологими северными
крыльями), осевая плоскость которой наклонена к северу под углом около 50°. К западу от верховьев ручья Березового
шарнир складки сначала постепенно, а затем резко погружается на запад. Тектонический блок между Широтным
разломом и Северо-Западным надвигом сложен амфиболитами и биотитовыми гнейсами, заключающими небольшие тела
серпентинитов. В западной части блока (между р. Сюк и Пятым разломом) породы залегают моноклинально с
простиранием 300° и падением 30—40° к северо-востоку. Гнейсы и амфиболиты распространены также в юго-западной части
рассматриваемой площади, где они прорваны гранитами. В северо-восточной части месторождения развита толща
нижнеюрских аргиллитов и алевролитов, слагающая южное крыло Гутской грабен-синклинали.
18

Геологическая схема Белореченского
месторождения (по данным В.А. Любченко и
Н.В. Грановской, 1986):
I — | - аргиллиты и алевролиты;
р ч ч| - гнейсы и амфиболиты;
SI
- измененные гнейсы;
- серпентиниты;
- лиственитизированные породы;
- гранито-гнейсы;
- граниты;
- разрывные нарушения;
- баритовые и кальцит-баритовые
жилы;
- доломитовые жилы;
- пирит-и марказит-кальцитовые
жилы.
I
ч х ч Ит^
Биотитовыс гнейсы — мелкозернистые темно-серые породы. Главными
компонентами их являются олигоклаз (до 50—70%), биотит (до 20—25%), кварц (до
30—35%) и мусковит, содержание которого в отдельных случаях достигает
нескольких процентов, что позволяет относить такие разновидности кдвуслюдя-
ным гнейсам.
Гранито-гнейсы — это плотные светлоокрашенные тонко- или грубозернистые
породы с полосчатой текстурой, обусловленной чередующимися прослойками
микроклинового и кварцевого состава. Главным их минералом является
кварц, в меньших количествах присутствуют микроклин, плагиоклаз и
мелкочешуйчатый мусковит. Петрографические наблюдения показывают, что
гранито-гнейсы возникли в результате гранитизации нижнепалеозойских биоти-
товых и двуслюдяных гнейсов. Гранито-гнейсы и граниты участками
интенсивно грейзенизированы (Дымков и др., 1970).
Серпентиниты развиты в северо-восточной части Белореченского
месторождения, где слагают два небольших тела северо-западного простирания. В
свежем состоянии это плотные, массивные или неяснополосчатыс, черные,
обычно с зеленоватым оттенком, породы, на 75—80% состоящие из
серпентина: хризотила, лизардита и антигорита. Второстепенное значение имеют
реликтовые оливин, ромбический и моноклинный пироксены, магнетит, хром-
шпинелиды и вторичные минералы — хлорит, тальк, карбонаты, пирит.
Структура серпентинитов петельчатая, решетчатая и метельчато-лучистая.
Сохранившиеся реликты первичных минералов (оливина, пироксенов) и структур
(панидиоморфозернистой, пойкилитовой) указывают на аподунитовую и апо-
перидотитовую природу серпентинитов.
Амфиболиты представляют собой мелко- и среднезернистые, массивные,
реже сланцеватые или тонкополосчатые тсмноокрашснные породы. На 70—85%
они сложены обыкновенной роговой обманкой с резко подчиненным
андезином (15—25%). В малых количествах в амфиболитах присутствуют титанит,
Ti-магнетит и вторичные хлорит, карбонат, цоизит и серицит, развивающиеся
по роговой обманке и плагиоклазу. При полном замещении последнего цоизи-
том порода становится цоизит-амфиболовым сланцем. В амфиболитах,
19

Сросток скаленоэдрических кристаллов
кальцита с присыпкой халькопирита. 9 см.
Минералогический музей им. А.Е. Ферсмана
РАН, коллекция В.И. Степанова, обр. № 1437.
Фото: Н.А. Пекова.
Сросток сдвойникованных кристаллов
стронцианита. 3 см.
Коллекция и фото: В.А. Слётов.
Медово-желтый флюорит с баритом и
кристаллами галенита, покрытыми светло-серой
коркочкой церуссита. 9 см. Коллекция
В.В. Левицкого.
Фото: М.Б. Лейбов.
20

вскрытых штольнями №№ 5 и 9, отмечались реликты исходных пород — пироксенитов (Семашко, Па-
кульнис, 1971; Кривовичев, 1973).
Магматические породы слагают центральную часть плошади месторождения и представлены амфи-
бол-биотитовыми гранодиоритами и «северными гранитами».
Гранодиориты встречаются в виде ксенолитоподобных неправильных обособлений в «северных
гранитах». Они представлены среднезернистыми, массивными, светло-серыми породами, состоящими
главным образом из плагиоклаза-андезина, микроклина, кварца, биотита и роговой обманки с
акцессорными апатитом, цирконом, титанитом и магнетитом (Дьяконова-Савельева, 1940).
«Северные граниты» — это розовато-красные массивные, иногда гнейсовидные породы. Главными
минералами их являются микроклин, кварц и олигоклаз, подчиненное значение имеют мусковит и биотит,
содержания которых варьируют в широких пределах, акцессории представлены апатитом и цирконом.
Олигоклаз идиоморфен по отношению к микроклину; на их контакте зерна олигоклаза часто
оторочены каймами альбита. Микроклин груборешетчатый, часто содержит пертиты альбита и резорбирован-
ные включения кварца.
Образования древней коры выветривания представляют собой рыхлые интенсивно каолинизиро-
ванные граниты и грани го-гнейсы, которые встречаются обособленными участками мощностью от
5 до 20 м.
Осадочные породы на площади месторождения представлены триасовыми и нижнеюрскими
известняками, аргиллитами и алевролитами. Карбонатные породы образуют на восточном фланге
месторождения узкую полосу, сложенную маломощной (5—6 м) пачкой серых и темно-серых органогенных
известняков. Среди герригенных образований выделяются две пачки. Нижняя пачка мощностью 80—100 м
сложена темно-серыми массивными аргиллитами с прослоями алевролитов, содержащих конкреции
марказита, и редкими пронластками мелкозернистых песчаников. Верхняя пачка мощностью
100—200 м представлена переслаиванием темно-серых аргиллитов с косослоистыми серыми
алевролитами и мелкозернистыми песчаниками (Семашко, Пакульнис, 1971; Кривовичев, 1973).
Структура месторождения
Наиболее крупными тектоническими структурами на плошади месторождения являются Широтный и
Центральный разломы, а также Северо-Западный надвиг с многочисленными оперяющими их зонами
милонитов, брекчий и катаклазитов. Широтный разлом в виде четко выраженной линейной структуры
прослеживается от Седьмого ручья на северо-восток, где смыкается с Пятым меридиональным
разломом. По характеру движений Широтный разлом относится к сбросо-сдвигам. Амплитуда сброса
достигает 300 м. Простирание его на этом отрезке СВ 70—80°, падение плоскости сместителя северо-западное
под углом около 50°. Мощность катаклазированных гранитов, рассланцованных и брекчированных
амфиболитов достигает нескольких десятков метров. Центральный разлом пересекает юго-западный
участок месторождения. Простирание разлома СЗ 320°, падение плоскости северо-восточное под углами
60—70°. По Северо-Западному надвигу на толщу амфиболитов и гнейсов надвинут тектонический блок
гранитов. Простирание плоскости надвига северо-западное (290—300°), падение северо-восточное под
углами 55—65°.
Эти крупные тектонические структуры пересекаются более молодыми и меньшими по размеру
нарушениями, среди которых выделяются три системы трещин: 1) субмеридионального простирания с углами
падения 60—89° на северо-восток; 2) северо-восточного простирания (50—55°) и юго-восточного
падения иод углами 60—70°; 3) субширотного простирания с падением на юго-запад под углами 65—80°.
Геологические данные показывают, что перечисленные системы трещин формировались в два этапа. В
ранний этап две первые системы тектонических нарушений развивались как сколовые, а
субширотные — как трещины отрыва. В поздний этап приоткрывались субмеридиональные трещины, а два
последних типа нарушений формировались как сколовые. Трещины отрыва, формировавшиеся в первый
этап, выполнены доломитовыми жилами, а приоткрывавшиеся во второй этап разломы контролируют
баритовые жилы (Семашко, Пакульнис, 1971; Кривовичев, 1973).
21

ГИДРОТЕРМАЛЬНЫЕ ЖИЛЫ
Самая большая на Белореченском
месторождении открытая полость представляет собой
извилистую пещеру, стенки которой
инкрустированы крупными кристаллами кальцита.
1Л_ __*.__
I нии разнообразное оруденение, развиты только в палеозойских
Ш породах.
Ураноносные доломитовые жилы в большинстве своем на поверхность не
выходят. Выделено (Дымков и др., 1970; Мелков, Сергеева, 1971) два основных
типа уранового оруденения: уран-сульфидное (коффинит-настуран-сфалери-
товое) и уран-арсенидное (настуран-никелиновое). Уран-сульфидная
минерализация связана с штокверковыми зонами и маломощными жилами
северо-восточного и субмеридионального простирания, развитыми
преимущественно на нижних горизонтах месторождения. Более масштабное
уран-арсенидное оруденение приурочено к жилам северо-западного простирания,
имеющим большую мощность, которые распространены гипсометрически выше.
В публикациях 1970-х гг. породообразующие карбонаты ураноносных жил
именуются самыми разными терминами: анкеритом (чаще всего),
доломит-анкеритом, железистым доломитом, иногда паранкеритом или бурым
шпатом. Необходимо отметить, что термин «анкерит» используется во всех
этих работах не в минералогическом, а и «рудно-петрографическом» смысле. В
рамках современной минералогической номенклатуры эти карбонаты по
составу отвечают железистым разновидностям доломита, имея атомное
соотношение Mg > Fe, что подтверждают все анализы жилообразующего
белореченского «анкерита» разных генераций, опубликованные Ю.М. Дымковым с
соавторами (1970). «Настоящий» анкерит с преобладанием (в атомных
количествах) Fe над Mg тоже встречен на месторождении (Кривовичев, 1972а), но это
поздний минерал, распространенный незначительно, в основном в полостях,
и не относящийся к главным жилообразующим. Таким образом,
придерживаясь минералогической терминологии, мы будем называть белореченские жилы
не анкеритовыми, а доломитовыми.
Не содержащие карбонатов ряда доломит-анкерит существенно баритовые и
родственные им (сульфидно-кальцитовые, флюоритовые) жилы, имеющие
как правило субмеридиональное или северо-западное простирание, являются
более поздними по отношению к доломитовым: они секут, а иногда телеско-
пируют их.
Доломитовые жилы с уран-сульфидным оруденением залегают в зоне эндо-
контакта метасоматически измененных гранитоидов и приурочены в
основном к катаклазированным и милонитизированным дайкам аляскитовых
гранитов. Они связаны с системой трещин близмеридионального и
северо-восточного простирания, образующих зону повышенной трещи но ватости,
вытянутую в направлении СВ—ЮЗ. Жилки мощностью от 1 до 10 см образуют
штокверковую зону, верхняя граница которой совпадает с кровлей гранитоид-
ной интрузии и погружается на северо-восток под углами 30—35°.
Встречаются и отдельные жилы, не входящие в состав штокверков. Доломитовые жилы с
23

Зональная доломитовая
жила.
Брекчированная
доломитовая жила с кокардо-
вой текстурой: обломки
вмещающих пород
окружены концентрическими
корками доломита с
характерными зелеными
зонами-«очками».
24

уран-сульфидным оруденением наиболее подробно изучены на горизонте
777 м (штольня № 5). Они развиты и ниже, а на верхних горизонтах
месторождения встречаются весьма редко. Жилы имеют сложную форму, с
многочисленными пережимами, часто наблюдается их брекчиевидное строение.
Нередки «отстойники» с характерными гравитационными текстурами: полости,
вмещающие многочисленные осыпавшиеся обломки измененных вмещающих
пород, «запечатанные» доломитом.
Минеральный состав данных жил относительно простой. Главный
компонент — зеленовато-серый мелкозернистый доломит; в осевых зонах развита
более поздняя розовая разность этого карбоната. Ведущий рудный минерал —
сфалерит. Его оранжево-бурая разновидность образует в висячем боку многих
жил лучистые корки мощностью 3—5 мм, состоящие из сросшихся сфероли-
гов-почек (судя по их строению, нельзя исключить, что это параморфозы по
вюртциту). Вдоль лежачего бока жил сфалерит формирует более мощные
тонкозернистые темно-бурые корки с гладкой поверхностью, которые иногда
содержат включения галенита. В тесной связи со сфалеритовыми корками и
заметно реже — в зальбандах жилок без сфалерита находятся урановые
минералы. Коффинит (в большинстве случаев уже замещенный настураном) дает
мелкие идиоморфные тетрагонально-призматические кристаллы в сфалерите,
а в основании корок — губчатые или зернистые агрегаты. Они не только
замещаются, но и обрастают настураном. Оранжево-бурый сф&терит — более
поздний по отношению к темно-бурому: в брекчированных участках встречаются
обломки вмещающих пород, обросшие коркой темно-бурого сфалерита с коф-
финитом и настураном, а поверх нее — лучистым светлым сфалеритом.
Полости жил этого типа заполнены розовым доломитом, позже которого
выделяются кремневидный кварц, фиолетовые кристаллы флюорита, желтые — барита,
мелкие зерна разных сульфидов (Дымков и др., 1970; Казанцев, 1977).
Доломитовые жилы с уран-арсенидным оруденением отличаются большей
мощностью, обилием раздувов и открытых друзовых полостей.
Эти жилы не только характеризуются наибольшим разнообразием минералов,
но и в целом определяют тип уранового орудснения на месторождении. Они
относятся к знаменитой пятиэлементной (другие названия: пятиметальная,
благородная) формации, типичной для Германии и Чехии, недостаточно
редкой в других регионах. На Белореченском она имеет «редуцированную»
форму из пяти определяющих данную формацию химических элементов (Ag, Со,
Ni, Bi, U) здесь представлены «два с половиной»: никелевая и урановая
минерализация обильна, минералы серебра распространены весьма ограниченно,
а вот кобальта и висмута в рудах настолько мало, что они не образуют
собственных минеральных фаз. Одна из самых ярких минералогических черт
месторождения — развитие селективно никелевой минерализации — является
прямым следствием очень высокого значения Ni/Co-отношения,
нехарактерного для классических проявлений пятиэлементной формации. В природных
системах, где формируются арсениды, никель и кобальт обычно находятся
вместе и проявляют близкие свойства. Особенно наглядно это родство у три-
арсенидов и некоторых диарсенидов: изоморфные ряды скуттерудит-никель-
скуперудит (старое название: шмальтин-хлоантит) и саффлорит-раммель-
сбергит непрерывны. Типичная схема эволюции кобальт-никелевой арсенид-
ной минерализации в месторождениях пятиэлементной и родственных
формаций других регионов такова: практически бескобальтовый моноарсенид
никеля никелин NiAs —> кобальтсодержащий никелевый диарсенидраммельсбер-
25

Арсенидно-настурановое гнездо (около
15 см) в доломитовой жиле.
гит (Ni,Co)As2 —> никельсодержащий кобальтовый диарсенид саффлорит
(Co,Ni)As2 —> достаточно низконикелевый триарсенид кобальта скуттерудит
CoAs3. На Белореченском содержание кобальта настолько мало, что эта схема
реализуется без его значимого участия: арсениды всего эвлолюционного ряда
(а также соответствующие сульфоарсениды и сульфиды) имеют существенно
никелевый состав.
Жилы уран-арсенидного типа развиты в палеозойских гнейсах над описанной
выше штокверковой системой с коффинит-настуран-сфалеритовым орудене-
нием. Они наиболее хорошо вскрыты и подробно изучены в штольнях №№ 1,
2 и 3. Эти жилы имеют северо-западное простирание и выполняют трещины
отрыва, падающие под углом 70—80° на северо-восток. Их протяженность — от
десятков метров до 0.8 км при мощности от 5—10 см до 0.6—0.8 м, а в раздувах —
до 3 м. Жилы часто ветвятся и пережимаются, для них типичны брекчирован-
ные участки. Уран-арсенидное (преимущественно настуран-никелиновое)
оруденение локализовано в виде плоских линз площадью от десятков
квадратных сантиметров до первых тысяч квадратных метров при мощности до
нескольких десятков сантиметров. Эти рудные линзы локализованы в участках
жил, расположенных вблизи лежачего бока тел амфиболитов и серпентинизи-
рованных гипербазитов (Дымков и др., 1970; Семашко, Пакульнис, 1971).
Последние представляются наиболее вероятным источником никеля.
Главный минерал жил — железосодержащий доломит. Ю.М. Дымков с
соавторами (1970) выделяют пять его генераций. Дорудная первая генерация
представлена серой мелкозернистой разновидностью, напоминающей ранний
доломит жил с уран-сульфидным оруденением.
Бежево-розовый, бежевый, местами зеленоватый доломит второй генерации
образует зернистые корки, в которых заключены кораллоподобные дендриты
и сферолитовые корки никелина. В краевые зоны никелиновых обособлений
врастает настуран, в том числе в виде псевдоморфоз по коффиниту.
Более крупнозернистый доломит третьей генерации формирует корки,
обрастающие агрегаты более ранних карбонатов и прожилки, секущие их. В корках

Схема расположения баритовых жил,
приуроченных к Первому меридиональному разлому
(горизонт 956 м).
алевролит
гранито-гнейсы
линия разлома
баритовые жилы
такого доломита выделяются три по-разному окрашенных зоны. Нижняя
бледно-розовая зона мощностью до 1 см сменяется промежуточной темно-зеленой
или буровато-зеленой (толщина се до 2 см), а внешняя имеет светло-розовый
цвет. Очень характерны и эффектны кокардовые текстуры в брекчированных
жилах, когда обломки вмещающих пород окружены корками доломита с
контрастными зелеными «очками». С формированием зоны зеленого доломита
связано отложение главной массы минералов никеля и урана на месторождении.
Наиболее ранним и самым обильным минералом никеля является никелин,
формирующий в доломите дендритовые образования, сложенные в основном
пучками и сферолитами-почками — «колонии» расщепляющихся в процессе
роста тонкоигольчатых индивидов. В тесном срастании с никелином находятся
урановые минералы, представленные в основном псевдоморфозами настурана
по коффиниту, а также собственными выделениями уранинита. Морфология и
механизмы роста таких комбинированных дендритов и их «кустов» в жилах
Белореченского месторождения замечательно описаны Ю.М. Дымковым с
соавторами (1970), установившими, в частности, факт совместного роста кристаллов
никелина и коффинита. Ранее считалось (Дымков и др., 1970; Казанцев, 1977),
что последний не сохранился в этих жилах, полностью заместившись настура-
ном, однако наши рентгенографические и И К-спектроскопические данные
указали на присутствие реликтов коффинита в составе почек урановой смолки,
врастающих в арсенидные агрегаты. С поверхности никелин дендритов
обрастает и/или замещается диарсенидами никеля и герсдорфитом. Иногда можно
встретить дендрит-псевдоморфозу, нацело сложенный этими минералами, в
других случаях они, наоборот, отсутствуют или образуют лишь тончайшие
корки на поверхности дендритов свежего никелина. Диарсениды никеля здесь
представлены раммельсбергитом, парараммельсбергитом (Дымков и др., 1970) и
крутовитом, достаточно широкое распространение которого установлено в ходе
наших исследований. Скопления дендритов существенно настуран-никелинового
состава, с подчиненными количествами гередорфита, диарсенидов Ni, яснокри-
сталлического уранинита и реликтового коффинита слагают самые богатые
рудные гнезда и линзы, достигающие в длину 2.5 м при мощности до 20 см
(Казанцев, 1977). По нашим наблюдениям, настуран-арсенидные рудные агрегаты
могут занимать до 50—60% от объема этих гнезд.
Четвертая генерация доломита представлена бежевыми зернистыми корками,
нарастающими на агрегаты третьей генерации. На этой стадии формировались
сложные дендриты длиннолучистого и сферолитового никелина с оторочками
раммельсбергита и гередорфита. Обычно они нарастают на более ранние (коф-
финит)-настуран-никелиновые дендриты. На поверхности дендритов никелина
обычно сначала выделяется раммельсбергит, а затем гередорфит в виде
кристаллов до 0.5 см и их сростков. Строение дендритовых агрегатов этой генерации
ритмичное: на корки гередорфита снова нарастает никелин, позже опять
сменяющийся раммельсбергитом и далее герсдорфитом. Отмечается до трех таких
ритмов. Для дендритов этой генерации характерно многократное, но в
небольших количествах, выделение урановых минералов; в частности, описаны случаи
совместного роста раммельсбергита со сферолитовым настураном, а
коффинита — с герсдорфитом (Дымков и др., 1970).
Высокожелезистый доломит пятой генерации представлен несколькими
зарождениями и, соответственно, несколькими морфологическими и цветовыми
разностями. Он формирует розовые и белые корки мощностью обычно около 1 см
в крутопадающих участках жил, зернистые агрегаты на дне «отстойников» в
брекчированных зонах, где тесно ассоциирует с тонкозернистым кварцем и дик-
27

Типичный разрез баритовой жилы № 146
(горизонт 956 м). Видно пересечение
баритовой жилой менее мощных доломитовых
жил.
| А сЭ I скаленоэдры кальцита
Ьгттт! пластинчатые кристаллы барита
I | белый массивный барит
|:-:::::| флюорит
| *,*''••.! сфалерит и галенит
gf|gg<f§f светло-розовый доломит
| х / 1 гранито-гнейсы
Выход баритовой жилы на дневной
поверхности.
китом, а также щетки ромбоэдрических кристаллов, инкрустирующие стенки
многочисленных полостей (Дымков и др., 1970). Одно из первых зарождений
этой генерации дало и собственно анкерите небольшим преобладанием Fe над
Mg (Кривовичев, 1972а, 1973).
Относимые Ю.М. Дымковым с соавторами (1970) к пятой генерации
карбонаты ряда доломит-анкерит, образующие крупнозернистые агрегаты белого
цвета в осевых частях некоторых жил и хорошо оформленные кристаллы на
стенках пустот, мы выделяем в отдельную, шестую генерацию (Кривовичев,
1973). К ней принадлежит, в частности, наиболее железистый анкерит
месторождения.
Со стадией, во время которой формируется доломит-анкерит 5-й и 6-й
генераций, связана арсенидно-антимонидная никелевая, а также серебряная
минерализация. На агрегаты совместно кристаллизовавшихся зернистого
доломита, гередорфита и галенита в полостях нарастают гроздьевидные
агрегаты крупных (до 5 см) почек сурьмянистого никелина, ассоциирующих
с корками розового доломита (Дымков и др., 1970). На этот никелин в свою
очередь нарастают брейтгауптит, члены ряда гередорфит-ульманнит, а
также пираргирит и ряд других Ag-, As- и Sb-содержащих минералов.
На поверхности почек никелина и брейтгауптита, а также около них
кристаллизуются сульфиды N1, Fe, Си, Zn, Pb: ваэсит, линнеит, полидимит, милле-
рит, пирит, халькопирит, сфалерит, галенит и др. Образование в полостях
доломитовых жил этих минералов, как и кальцита, барита, флюорита, считается
результатом воздействия растворов, сформировавших более молодые
баритовые жилы (Дымков и др., 1970; Зубов, Казанцев, 1970). Действительно,
наиболее сильно, вплоть до появления скоплений барита в осевой зоне
доломитовых жил, эта «чужеродная» минерализация развита в участках пересечения их
мощными баритовыми жилами (Кривовичев, 1973). Формирование поздней
никелевой — арсенидно-антимонидной и сульфидной — минерализации
происходило только в пределах уран-арсенидных линз (Дымков и др., 1970).
Доломитовые жилы с самородным мышьяком встречаются редко и до
настоящего времени не описывались. Кратко охарактеризуем этот тип на примере до-
28

Открытая щелевидная полость в баритовой статочно крупной практически бесполостной жилы, вскрытой в средней (по
жиле, стенки которой инкрустированы гре- высоте) части месторождения. Строго говоря, она является не единой жилой,
бенчатыми агрегатами барита. « - г
v а линейной зоной брекчирования, и существенно отличается по элементам за-
Стенки крупных полостей в баритовых жилах легания как от типичных уран-арсенидных доломитовых (которые сечет), так
покрыты щетками барита. и от баритовых жил. Эта зона, состоящая из нескольких сопряженных
ветвящихся жил мощностью до 30—40 см, имеет субмеридиональное простирание и
вертикальное падение. Обломки вмещающих пород размером до 10 см
сцементированы белым до сероватого и светло-бежевого доломитом. В некоторых
участках каждый такой обломок окружен тонкой (редко более 1 мм) парал-
лельно-шестоватой коркой самородного мышьяка, поверхность которой
сложена грубыми головками его ромбоэдрических кристаллов. Содержание
мышьяка — главного рудного минерала — в таких участках достигает целых
процентов от объема жилы. Также присутствует реальгар в виде тонких корочек и
налетов на мышьяке. В отвалах штолен попадаются куски жильного доломита
с похожими обширными корками мышьяка.
Баритовые жилы распространены преимущественно в Сюковском блоке, на
участке между Первым (на востоке) и Пятым (на западе) меридиональными
разломами. Они имеют субмеридиональное простирание (СЗ 340—350°) с
углами падения 75—85° на северо-восток, реже северо-восточное простирание
(СВ 50—55°) с углами падения около 55° на юго-восток. На некоторых отрезках
жил существенную роль играет кальцит, иногда становясь даже
преобладающим минералом. Мы не считаем необходимым выделять такие барит-кальци-
товые участки в отдельный тип и рассматриваем их как фациальное
подразделение существенно баритовых жил.
Протяженность баритовых жил обычно колеблется от 100 до 600 м, иногда до
1 км. Мощность их варьирует в широких пределах, достигая в раздувах 2—4 м.
Многие жилы дают апофизы во вмещающие породы. Наиболее выдержаны по
мощности жилы, залегающие среди гранито-гнейсов. В зонах контакта грани-
то-гнейсов с гранитами (левобережье р. Сюк) и в мезозойских отложениях
жилы как правило выклиниваются.
29

Сростки расщепленных скаленоэдрических
кристаллов кальцита на щетке барита.
8 см. Минералогический музей
Санкт-Петербургского государственного
университета, обр. 492/17708. Фото: М.Б. Лейбов.
К Первому меридиональному разлому, зона которого на горизонте штольни
№ 2 прослеживается более чем на 500 м, приурочены три крупных баритовых
жилы: №№ 146, 146-1 и 146-П. Между ними отмечается серия крутопадающих
прожилков мощностью от 1 до 15 см, располагающихся с интервалом 0.5—2 м.
На более глубоких горизонтах баритовые жилы, связанные с зоной этого
разлома, вскрыты штольнями №№ 3, 5 и 9; на поверхности они не
прослеживаются.
Ко Второму-Четвертому меридиональным разломам приурочено несколько
десятков флюорит-баритовых жил, вскрытых на верхних горизонтах
месторождения, мощность которых в раздувах достигает 1—1.5 м. Они имеют
субмеридиональное простирание и крутое падение на восток. Ниже, на горизонте штольни
2, в зоне этих разломов обнаружена лишь одна баритовая жила мощностью
0.3—0.7 м. Согласно А.Н. Малашевскому, многие баритовые жилы, выходящие
на поверхность и вскрытые самыми верхними штольнями (№№ 4 и 10:
пройдены во время разведки на барит), книзу соединяются и уже на горизонте
штольни № 2 образуют единое жильное тело.
К Пятому меридиональному разлому приурочена мощная (до 3—4 м)
кальцит-баритовая жила, вскрытая с поверхности и в штольнях №№ 10 (абсолют-
30

Щетки ромбоэдрических кристаллов (до
7 см) кальцита, темного из-за обилия
включений мелких игл марказита, покрывают
стенки крупных щелевидных полостей.
ная отметка 1046 м), 2, 3, 5 и 9. Простирание жилы субмеридиональное,
падение ее на восток под углами 55—65°.
Баритовые жилы имеют массивное, брекчиевидное или
симметрично-полосчатое строение. В типичных случаях они сложены бело-серым
крупнокристаллическим баритом, среди агрегатов пластинчатых индивидов которого
беспорядочно или в виде цепочек, окружающих обломки вмещающих грани-
то-гнейсов, распределены отдельные зерна и скопления галенита, сфалерита,
пирита и кварца. В осевых частях жил наблюдаются обильные пустоты
неправильной формы, достигающие 1 —1.5 м в поперечнике. В них наблюдается
определенная последовательность выделения минералов: стенки полости,
сложенные баритом основной массы, бывают покрыты кристаллами желтого
флюорита, в который врастают кристаллики сфалерита, галенита и агрегаты
мелких пластинчатых кристаллов барита. Последним выделяется кальцит,
грани кристаллов которого часто покрыты «присыпками» пирита.
Жилы брекчиевидного строения состоят из обломков гранито-гнейсов и
доломитовых жил, сцементированных светло-серым пластинчатым баритом.
Симметрично-полосчатое строение наиболее характерно для баритовых жил,
приуроченных к зоне между Вторым и Четвертым меридиональными
разломами. В теле их выделяется несколько зон, различающихся по минеральному
составу и текстурным особенностям. В непосредственном контакте с грани-
то-гнейсом располагается зона мелкозернистого розового барита. Он
постепенно сменяется пластинчатым серым баритом, среди агрегатов которого
беспорядочно распределены зерна галенита, сфалерита и пирита. Следующая
зона представлена агрегатами кристаллов флюорита и галенита, в которые
спорадически вкраплены сфалерит и пирит. Осевая часть жил сложена
молочно-белым баритом.
Внутреннее строение и минеральный состав жил меняются с глубиной.
Наиболее отчетливо такая зависимость проявлена в жиле, приуроченной к Пятому
меридиональному разлому. Так, если на горизонте штольни № 5 (абсолютная
отметка 777 м) жила сложена в основном крупнокристаллическим белым и
розовым кальцитом (здесь она становится барит-кальцитовой) и
характеризуется массивной текстурой, то уже на горизонте штольни № 2 (956 м) она приоб-
31

ретает четко выраженное зональное строение: в центральной части
обособляется баритовая зона. При дальнейшем движении к поверхности видно, что
кальцит исчезает, и все тело жилы оказывается сложенным массивными агрегатами
барита.
В зонах контакта с баритовыми жилами гранито-гнейсы повсеместно
подвергались интенсивному катаклазу и часто превращены в плотные коричневые или
буровато-черные милониты, в которых лишь местами различаются фрагменты
развальцованных исходных пород и обособления гранулированного кварца.
Связующая тонкозернистая основная ткань таких милонитов сильно изменена
и нередко (вместе с обломками) пересечена густой сетью тонких ветвящихся
карбонатных и баритовых прожилков. Мощность зон околожильного
изменения гранито-гнейсов местами достигает трех и более метров. Наряду с катакла-
зом, повсеместно отмечается гидротермальная переработка гранито-гнейсов:
серицитизация полевых шпатов, окварцевание, карбонатизация.
Флюоритовые жилы мощностью до нескольких сантиметров образуют
небольшие штокверковые зоны в метасоматически измененных гранитах. Их главный
минерал — желтый флюорит, к которому иногда добавляются небольшие
количества позднего барита, сфалерита, халькопирита. Такие жилы выполняют
системы субпараллельных трещин и содержат в осевой зоне щелевидные
полости, инкрустированные щетками кубических кристаллов флюорита до 5 мм, по
площади достигающими 0.5 х 1 м и нередко покрытыми корочками диккита.
Пирит- и марказит-кальцитовые жилы в небольшом количестве встречаются
на верхних горизонтах месторождения, в основном в штольне № 2. Они
обычно маломощны и располагаются в гранито-гнсйсах близ их контакта с
нижнеюрскими аргиллитами, которые, возможно, и послужили источником
железа для пирита и марказита. Эти жилы телескопируют или же секут
доломитовые и баритовые и, таким образом, являются наиболее поздними. Они
сложены субпараллельно-шестоватыми корками марказита или пирита
мощностью до 5 см, нарастающими на стенки трещин, и кальцитом,
выполняющим осевую зону. Иногда баритовые жилы дают крупные раздувы с
открытыми полостями, которые инкрустированы щетками дисульфидов
железа с наросшими на них кристаллами кальцита: мы рассматривает эту
ситуацию как продукт телескопирования баритовых жил пирит/марказит-кальци-
товыми. Относительная распространенность в жилах этого типа пирита и
марказита не вполне ясна, но можно определенно сказать, что последний
образует более крупные мономинеральные скопления. В одной из жил четко
наблюдается приуроченность марказита к раздувам, а пирита — к участкам
выклинивания и оперяющим трещинам.
Кроме описанных типов жил, на месторождении встречаются и другие, не
столь интересные в минералогическом отношении. Наиболее ранние жилы
сливною кварца мощностью до 0.5 м секут гранито-гнейсы. Ю.М. Дымков с
соавторами (1970) отмечают дорудные альбит-микроклин-кварцевые жилки с
мусковитом, хлоритом, арсенопиритом, пирротином, пиритом, графитом, а
также кварцевые прожилки с молибденитом. В свалах ими найдены фрагменты
жил, сложенных галенитом и сфалеритом-марматитом.
Интересной особенностью практически всех типов жил Белореченского
месторождения, особенно ураноносных доломитовых, является сильная обогашен-
ность углеродистыми и органическими веществами. Разнообразие их весьма
велико — от графита (ранние кварц-нолевошпатовые прожилки с карбонатами)
32

Сросток расщепленных кристаллов
барита. 6.5 см. Коллекция В.В. Левицкого.
Фото: М.Б. Лейбов.
до вязких смолоподобных веществ (доломитовые и баритовые жилы) и даже
нефтеобразной маслянистой жидкости, которая была обнаружена в одной из
существенно кальцитовых жил. Наиболее распространены твердые
битуминозные вещества — антраксолиты, встречается и керит. Они очень характерны
для доломитовых жил, причем некоторые антраксолиты находятся в тесных
срастаниях с урановыми минералами, арсенидами и сульфидами, содержат их
вростки. «Битумы» образуют черные или темно-коричневые почковидные
обособления, корки толщиной до 10 см в полостях, пленки, скопления
неправильной формы, иногда целиком заполняют пустотки. На поверхности их
обособлений наблюдались корочки кварца, присыпки сульфидов. Эти
углеродистые и органические вещества изучались сотрудниками ВНИИХТ (Зубов,
Казанцев, 1970) и ВИМС (Мелков, Сергеева, 1971, 1992). Для жильных
минералов месторождения характерны обильные газовые включения
преимущественно углеводородного состава (Фридман и др., 1977).
33

Первыми исследователями в 1960-х гг. отмечалось, что зона
окисления на месторождении практически отсутствует (см.
Пакульнис, Константинов, 2007). Действительно, баритовые
и доломитовые жилы, обнаженные на поверхности, выглядят очень
свежими, без признаков химического изменения, за исключением бурых пленок
оксидов Fe и Мп. Согласно фондовым материалам ГГП «Кольцовгеология»,
гипергенные процессы проявились лишь вдоль крупных трещин: на
глубине 7—8 м от дневной поверхности отмечен аннабергит, 50 м — урановые
слюдки (отенит, метацейнерит, водородный ураноспинит), 70—80 м — яро-
зит, 100 м — остаточные урановые черни. Одним из авторов настоящей
работы при изучении баритовых жил были встречены в небольших количествах
и кратко охарактеризованы гипергенные малахит, азурит, англезит, плюм-
боярозит, гемиморфит, галлуазит, гётит и псиломелан (Кривовичев, 1973).
Нами проведено специальное исследование гипергенных образований
Белореченского. Их можно подразделить на две группы: 1) минералы «древней»
зоны окисления, встречающиеся в полостях жил и трещинах разного
происхождения; 2) продукты современного минералообразования, возникшие уже
после проходки подземных выработок. Последние обязаны своим
происхождением процессам взаимодействия нестойких минералов, рудных и жильных, с
рудничными водами и атмосферными компонентами. В условиях своеобраз-
Агрегаты землистого аннабергита -
«никелевые цветы» - на стенках подземных
выработок указывают на скопления арсенидов в
доломитовых жилах.
34
ЗОНА ОКИСЛЕНИЯ

><
Белые и бесцветные арсенаты магния и
кальция - гёрнезит, пикрофармаколит, фармако-
лит и рёсслерит - в значительном количестве
образуются на стенках подземных выработок
там, где вскрыты доломитовые жилы с
самородным мышьяком.
ного микроклимата штолен эти процессы идут быстро: для формирования
обильной и разнообразной, в первую очередь арсенатной (водные арсенаты
Ni, Mg, Са, Fe, U02) и сульфатной (сульфаты Fe, Си, Са, РЬ) минерализации,
представленной корками толщиной до первых сантиметров и хорошо
образованными кристаллами до первых миллиметров, вполне достаточно 15—20 лет,
на протяжении которых проводились регулярные наблюдения в одних и тех же
участках штолен. Быстрому формированию современной зоны гипергенеза
способствует нахождение в жилах больших количеств весьма нестойких к
выветриванию минералов: марказита, арсенидов Ni, самородного мышьяка,
обогащенного Fe и Мп и содержащего избыточный Са доломита, а также
тонкоагрегатного настурана, в том числе внутри скоплений механически
неустойчивых битуминозных веществ. Отнесение гипергенных минералов к
современным образованиям не представляет сложности, когда они кристаллизуются на
техногенных поверхностях — стенках горных выработок. Однако, нельзя
исключить, что часть вторичных минералов, сформировавшихся в естественных
пустотах — трещинах и полостях жил, также возникла за последние сорок лет,
когда агрессивные поверхностные агенты — вода, кислород, углекислый газ,
гумусовые кислоты — получили легкий доступ к вскрытым подземными
выработками рудным телам.
К образованиям зоны окисления относится и коричневый глинистый, чаще
всего с лимонитом, а иногда также с гипсом и/или ярозитом материал
выполнения протяженных тектонических трещин. В местах пересечения ими
доломитовых жил карбонаты выщелачиваются, иногда с образованием полных ли-
монитовых псевдоморфоз, в трещинах которых встречаются гипергенные
кальцит и арагонит.
35

МИНЕРАЛЫ
гидротермальных жилах и зоне окисления Белореченского
месторождения установлено более 80 минеральных видов (табл. I).
Нам показалось целесообразным подразделить их, пусть и с
некоторой долей произвольности, на три группы: жильные, рудные и гипер-
генные. В таком порядке они и охарактеризованы в данном разделе.
Жильные минералы
Барит не только является единственным экономически значимым на сегодня
полезным ископаемым месторождения, но это и самый известный среди
коллекционеров белореченский минерал. Он обладает здесь широким
морфологическим разнообразием и встречается в виде красивых штуфов, причем очень
характерных, имеющих свое «лицо», легко узнаваемых среди многих других.
Главная масса барита сосредоточена в существенно баритовых жилах. Он
представлен здесь агрегатами тесно сросшихся пластинчатых индивидов,
нередко заполняющими все тело жилы. Для осевой части жил характерны
многочисленные полости, стенки которых покрыты друзами и корками
кристаллов барита, подчас прекрасно образованных, нарастающих на
кристаллы флюорита и галенита и в свою очередь покрываемые агрегатами
кристаллов кальцита.
Можно выделить три генерации барита. Наиболее ранняя из них представлена
двумя типами выделений, различающимися по условиям нахождения,
морфологическим признакам и окраске. К первому относится мелкозернистый
розовый барит 1-а, слагающий призальбандовые участки симметрично-зональных
жил. Размер его индивидов не превышает десятых долей миллиметра. Второй
тип (барит 1-6) представлен крупнокристаллическими агрегатами
светло-серого цвета. Это главный компонент большинства жил. Наряду с плотными и
массивными скоплениями индивидов, он дает сфероидатьные агрегаты
пластин, достигающие в поперечнике нескольких сантиметров. Одновременно с
баритом 1-6 кристаллизовались галенит и сфалерит. К этой же генерации
относятся кристаллы барита, инкрустирующие стенки большинства полостей.
Вторая генерация представлена двумя зарождениями. Призматические
кристаллы первого зарождения (барит 2-а) образуют щетки, нарастающие на барит
первой генерации и на флюорит. Более поздними (второе зарождение: барит
2-6) являются уплощенные кристаллы, врастающие своими основаниями в
индивиды барита 2-а и образующие с ними индукционные поверхности
совместного роста.
Самая поздняя генерация (барит 3) представлена пластинчатыми
кристаллами, нарастающие в полостях на все ранее образованные минералы.
Параллельный сросток кристаллов кальцита
на барите, присыпанном марказитом. 5 см. Гониометрические измерения выявили на кристаллах белореченского барита
Коллекция и фото: Б.З. Кантор. грани 20 простых форм. В баритовых жилах месторождения выделяются три
37

Таблица 1. Минералы жильного комплекса и зоны гипергенеза Белореченского месторождения
Минерал
Формула
Распространение
II III
IV
Арсенолит**
Гематит
Уранинит*
Кварц*
Гаусманнит**
Коронадит"
Гетит*
Оксиды Ti
Простые вещества
Серебро
Мышьяк*
Графит
Сера*
Никелин*
Брейтгауптит*
Раммельсбергит*
Парараммельсбергит
Крутовит**
Никельскуттерудит
Гсрсдорфит*
Ульманнит*
Арсенопирит
Халькозин
Галенит*
Сфалерит*
Метациннабарит ?
Киноварь
Пирротин
Миллерит*
Реальгар**
Антимонит**
Молибденит
Марказит*
Пирит*
Ваэсит
Халькопирит*
Виоларит
Полидимит
Прустит
Пираргирит*
Пиростильпнит*
Миаргирит ?
Арамайоит ?
Блеклая руда ?
Гсокронит ?
Флюорит*
Ag
As
С
S
Арсениды, антимониды, сульфоарсениды и
NiAs
NiSb
NiAs,
NiAs"
NiAs"
NiAs^
NiAsS
NiSbS
FeAsS
Сульфиды и сульфосол!
Cn,S
PbS
ZnS
HgS
HgS
Fe, vS
NiS''
AsS
Sb,S,
Mos',
FeS/
FeS~
NiS",
CuFeS,
FeNi,S4
NiNiX
Ag,AsS,
Ag^SbS^,
Ag,SbS^
AgSbS,
Ag,Sb2(Bi,Sb)S6
CuU)M,X4Slv где M= Fe, Zn, X = As, Sb
Pb14Sb~S„
Фториды
CaF,
Оксиды и гидроксиды
++
++
++
++
++
++
++
As,0,
FeA
UO, '
SiCs
Mni+Mnf04
Pb(Mnf Mn2f)
FeOOH
TiO,
++++
++
++
+++
+
++
+
+++
++
++++
++
++++
+++
+
++++
++++
++
++
++
+++
+
++
+
+
+
++
+
+
+
+
++++
++++
+++
++++
+++
++
++
++
++
+++
38

Карбонаты
Кальцит*
Сидерит
Доломит*
Анкерит**
Арагонит**
Стронцианит*
Церуссит**
Малахит*
Азурит*
Шрскингерит**
Барит*
Англезит**
Гипс*
Мелантсрит**
Брошантит**
Антлерит**
Девиллин**
Серпиерит**
Ярозит*
Плюмбоярозит**
Фтораиатит
Отенит
Фармаколит**
Рё'сслсрит**
Гёрнезит**
Парасимплсзит**
Аннабергит*
Пикрофармаколит**
Новачекит**
Ураноспинит ?
Метацейнерит
Коффинит*
Гемиморфит**
Каолинит*
Диккит**
Галлуазит**
Мусковит
Хлорит
Альбит
Микроклин
СаСО,
FeCO,
CaMgfCO,),
CaFe(CO,j,"
СаСО,
SrCO,'
рьсо',
Сщс6,(ОН),
Си~(Сб,),(ОН),
NaCa,(U62)(CO,),(S04)F'
BaS04
PbS04
CaS04-2H\0
FeS04-7H\0
Cli4(S04),(OH)6
Cu,(S04),(OH)4
CaCu4(S04)1(OH)(;3H,0
CaCu4(S04)~(OH)(;3H~0
KFe,(S04),(OH)(i '
PbFe„(S04j4(OHJ„
Ca.(P04),F
Ca(UO,)^(P04)1-IO-12H,0
++
+
+
+++
+ +
+ + + +
+ +
OH,0
Сульфаты
++
h+++
Фосфаты
++
Арсенаты
Ca(AsO,OH)«2H,0
Mg(As03OH)-7H,0
Mg,(As04)1-8H10
Fe,(As04),-8H20
Ni,(As04)>8FFO
Ca4Mg(AsO,OH),(As04),»l 1 H,0
Mg(U01)1(As04),"-9-12H"10
Ca(UO1)1(AsO4),-10H,O"
Cu(UO",)~(As04)>8H,6
Силикаты
U|(Si04),.v(OH)4v|
Zn4|Si,07J(OH)vH,0
Al,[SiAi(OH)4'
Ai;|SiAJ(OH)4
Al,|SiAKOH)4*0-2H1O
KAl,|AISi3011)](OH), "
(/W,Al)6|(Si,Al)4O|0|("OH)s, где M= Mg, Fe
Na|AlSi,Osl
K|AlSi,Os|
++
+++
+++
+++
+ + + H
+++
++
++
+++
++
++
++
+++
++
+
+
+++
+
++
+
+ -H
+ +
+
+
+
+ + +
+ +
Примечание: 1 - полевошпат-кварцсвыежилы, II -доломитовые жилы. III -существенно баритовые и родственные им (сульфид-
но-кальцитовые, флюоритовыс и др.) жилы, IV - гипергенные образования. Степень распространенности минералов: ++++ -
ведущие жильные и рудные минералы, +++ - распространенные минералы, ++ - малораспространенные минералы, + - редкие
минералы. * - минералы Белореченского месторождения, изученные авторами; ** — минералы, впервые для месторождения
установленные авторами. ? — отмеченные в литературе минералы, диагностика которых вызывает сомнение.
При составлении таблицы использованы литературные (Дымков и др., 1970; Зубов, Казанцев, 1970; Мелков, Сергеева, 1971, 1992;
Анненкова и др., 1972; Казанцев, 1977) и наши данные.
39

Белоречен- главных морфологических типа кристаллов этого минерала. К первому
относятся индивиды призматического габитуса с наиболее развитыми гранями
{102}, {011} и {001}; подчиненную роль играют грани {010} и {110}. Такой набор
форм характерен для барита первой генерации. На кристаллах второго типа,
тоже имеющих призматический габитус, кроме указанных выше главных форм
заметно развиты грани {104} и особенно {110}, а грани {106} и {407}
присутствуют в виде узких поясков. Таковы кристаллы барита 2-а. Третий
морфологический тип представлен уплощенными по [001] таблитчатыми кристаллами. Их
габитусные формы - {001}, {ПО}, {106}, {104} и {102}, а грани {2.0.13} имеют
резко подчиненное значение. Кристаллы такого облика характерны для
барита 2-6. К сходному морфологическому типу относятся пластинчатые
кристаллы наиболее позднего барита 3, образованные только гранями {001}, {110} и
{102} (Кривовичев, 1971, 1973). Идеально оформленные, гладкогранные
кристаллы на месторождении встречаются не так уж часто. Их дает в основном
барит 2-а в полостях. Такие кристаллы бывают водяно-прозрачными, имеют
сильный стеклянный блеск и как правило бесцветны или же окрашены в
бледно-розовый до розовато-коричневатого цвет. Обычно они не превышают в
длину 3—4 см, лишь изредка достигая 7 см. Барит этого типа формирует
красивые друзы, иногда покрытые кристаллическими корочками пирита.
Наиболее широко распространены в полостях в разной степени расщепленные
призматические кристаллы барита 1-6. Как правило, у них прозрачны только
небольшие привершинные части, а основной объем замутнен и имеет белый
или светло-серый, реже бледно-розоватый или желтоватый цвет.
Расщепленные кристаллы этого типа достигают в длину 5—6 см. Их щетки целиком
покрывают стенки линзо- или щелевидных полостей, подчас весьма
протяженных, в осевой зоне баритовых жил. Крупнейшая из наблюдавшихся нами
открытых полостей, инкрустированных баритом, имеет размеры 0.4 х 5 х 6 м,
площадь же сплошных баритовых щеток иногда превышает 10 м2. Как
правило эти щетки достаточно плоские, однако, в некоторых полостях стенки
представляют собой рельефные «поля» красивых баритовых полусферолитов,
подчас весьма крупных: до 40 см в диаметре. Гребенчатая поверхность таких
образований, напоминающих издали клубки грубых ниток, обычно образована
щетками «лежачих» расщепленных призматических кристаллов. Для барито-

Сростки расщепленных кристаллов
барита и желтоватые кубические
кристаллы флюорита. 38 см. Горный музей Санкт-
Петербургского горного института.
Фото: М.Б.Лейбов.
вых щеток этого типа характерны присыпки, подчас весьма обильные, мелких
кристалликов пирита, марказита и/или халькопирита.
В полостях встречаются и расщепленные кристаллы барита других типов. Обычно
они сильно вытянуты и образованы достаточно грубо. Типичны друзовые
агрегаты таких «перьев». Поздние уплощенные кристаллы барита, имеющие облик
ромбовидных или прямоугольных пластинок, как правило тоже расщеплены.
Один из наиболее эффектных морфологических типов барита на месторождении
— грубообразованные тонкопризматические белые до светло-серых кристаллы,
расщепленные до стадии «луковиц» или «веретен», представляющих собой
недоразвитые сферокристаллы, вытянутые в направлении удлинения исходного
индивида. Они достигают в поперечнике 6—8 см и тесно срастаются в полостях
баритовых жил с желтым до почти бесцветного прозрачным флюоритом, образуя
красивые совместные друзы. Иногда разные фрагменты головки расщепленного таким
образом кристалла барита перекрещиваются, придавая ему сходство с проросшей
луковицей.
В.А. Слётовым (персональное сообщение) в нескольких крупных пустотах
наблюдались баритовые забереги — горизонтальные «висячие» кристаллические корки
площадью до десятков см2, одной стороной прикрепленные к стенке. Очевидно,
они возникли в результате разрастания агрегата кристаллов от стенок по
поверхности раствора (т.е. по границе жидкость-газ), лишь частично заполнявшего полость
или протекавшего через нее. Механизм их роста представляется аналогичным
таковому для кальцитовых заберегов на озерах и реках в известняковых пещерах;
другая аналогия (пусть и непрямая, учитывая разные способы кристаллизации) —
хорошо известные всем ледяные забереги на поверхности начинающего замерзать
водоема.
41

Сферолиты, образованные
расщепленными кристаллами барита, с
присыпкой пирита. 30 см.
Коллекция и фото: В.А. Слётов.
Друза перьевидных кристаллов
барита. 14 см. Коллекция В.В.
Левицкого.
Фото: М.Б.Лейбов.
42

_ ■ >., ' J. *
и - .. кх'-1 •
iff . - - - " <^
£'§' • %: 2 ,5'^""•>"%.»■ a- *• • "' ^»
i? l •, ' - ■ №*!.' !"6; :" ""•: ' "\fcitt ' * ■:■'■'•■■ » ■' '.. . ..''l
» ^4 "a^
"•\ ..,..'•
^/v Щ
Ш
■: ■ f
Сферический сросток кристаллов
барита. 25 см. Горный музей Санкт-
Петербургского горного института.
Фото: М.Б.Лейбов.
Сростки расщепленных кристаллов
барита с галенитом и флюоритом.
10 см. Минералогический музей
Санкт-Петербургского
государственного университета.
Фото: М.Б. Лейбов.
43

Друзовый агрегат голубоватых расщепленных перьевидных
кристаллов барита. 15 см. Коллекция и фото: В.А. Слётов.
44

Субпараллельный сросток ромбоэдрических
кристаллов кальцита. 5.5 см.
Минералогический музей им. А.Е. Ферсмана РАН,
коллекция В.И. Степанова, обр. № 1526.
Фото: Н.А. Пекова.
В доломитовых жилах барит образует агрегаты пластинчатых кристаллов
размером до нескольких сантиметров, нарастающие в полостях на карбонаты
ряда доломит-анкерит, реже на флюорит. Отдельно сидящие на щетках
доломита сферические сростки расщепленных кристаллов барита, ассоциирующие с
мелким халькопиритом и кристаллами кальцита, весьма эффектны. Поздний
барит доломитовых жил бесцветен или же имеет белую, сероватую, кремовую,
а иногда золотисто-желтую окраску.
По химическому составу белореченский барит не является чистым сульфатом
бария. Наиболее типична для него примесь Sr: от 0.2 до 5 мас.%, что
соответствует содержанию целестинового компонента SrS04 от 0.4 до 13.3 мол.%. Из
других примесей в нем зафиксированы Са (до 0.5 мас.%) и РЬ (до 0.1%) (Кри-
вовичев и др., 1979).
Во многих жилах наблюдаются следы процесса растворения барита. Этот
минерал частично или целиком выщелачивается с образованием открытых
полостей, которые несут на стенках характерные «насечки» — отпечатки его
агрегатов, и содержат «сухари» флюорита, кальцита, кварца и причудливые сростки
кристаллов галенита, покрытых индукционнной штриховкой, которые
«вытравились» из барита.
Кальцит является вторым по распространенности минералом баритовых жил,
а в доломитовых развит в существенно меньшем количестве и только в
полостях. Морфологическое разнообразие белореченского кальцита очень широко.
В существенно баритовых жилах можно выделить две главных генерации
этого минерала. Наиболее ранним является крупнокристаллический белый до
бледно-розового и желтого кальцит. На нижних горизонтах месторождения он
иногда слагает основной объем жил, кверху постепенно вытесняясь баритом. В
парагенезисе с этим кальцитом первой генерации, кристаллизовавшимся до
барита, в небольших количествах выделялись пирит, галенит и сфалерит. В
пустотах жил наблюдаются и хорошо образованные уплощенно-ромбоэдричес-
кие кристаллы такого кальцита размером до 10 см. Они часто имеют зональное
Сросток ромбоэдрических с гранями призмы
кристаллов кальцита, темного из-за обилия
мелких включений марказита. 21 см.
Минералогический музей им. А.Е. Ферсмана РАН,
обр. № 87891. Фото: Н.А. Пекова.
45

Сросток скаленоэдрических кристаллов
кальцита на щетке доломита. 9 см.
Минералогический музей им. А.Е. Ферсмана РАН,
коллекция В.И. Степанова, обр. № 1449.
Фото: Н.А. Пекова.
строение, обнаруживая явные признаки эволюции формы в процессе роста:
ядро кристалла представляет собой молочно-белый фантом скаленоэдричес-
кого габитуса, обросший затем прозрачным ромбоэдром.
Кальцит второй генерации кристаллизовался после главной массы барита и
флюорита. Формы его выделения разнообразны. Наиболее распространены
крупнокристаллические агрегаты, состоящие из полупрозрачных зерен
размером до нескольких сантиметров. В полостях баритовых, доломитовых, пирит- и
марказит-кальцитовых жил нередко встречаются одиночные скаленоэдры и
ромбоэдры, а еще чаще — сростки и друзы таких кристаллов. Широко развиты
лучистые агрегаты, возникшие в процессе расщепления скаленоэдрических
индивидов. Обрастание их ромбоэдрическими кристаллами приводит к
возникновению обелисковидных форм. На таком кальците часто наблюдаются присыпки
пластинчатых кристаллов позднего барита. Ко второй генерации относится
также призматические индивиды и уплощенные прозрачные кристаллы кальцита,
образованные гранями ромбоэдра {11-21}, обычно сдвойникованные.
Результаты гониометрического изучения показывают, что облик кристаллов
белореченского кальцита определяется в основном различными
комбинациями главных габитусных форм {41-51}, {11-21}, {10-10} и {11-20}. Для обе-
46

их генераций характерна смена во времени скаленоэдрического габитуса на
ромбоэдрический. У кристаллов второй генерации на поздних стадиях
развиваются также грани призм.
Одним из самых известных и эффектных «экспонатов» природного музея,
который представляет собой Белореченское месторождение, является вскрытая
штольней № 3 огромная полость, стенки которой инкрустированы
сплошными рельефными щетками крупных кристаллов кальцита, образованных
гранями ромбоэдра {11-21} с разной ширины пояском призмы {10-10}. Это открытая
камера извилистой формы, с множеством раздувов и пережимов. Площадь
кальцитовых щеток здесь достигает 10 х 15 м, а самый большой кристалл (к
сожалению, не сохранившийся) имел 65 см в поперечнике: это крупнейший
минеральный индивид, зафиксированный на месторождении. Обычный размер
кристаллов кальцита здесь — до 20—30 см. Минерал полупрозрачный, цвет его
серый до темного зеленовато-серого (это обусловлено обилием мелких
включений марказита), на поверхности кристаллов нередко наблюдаются
радужные иризирующие пленки. Кальцит нарастает на корки (толщиной до 10 см)
расщепленных кристаллов марказита, покрывающие поверхность более
раннего барита; мы рассматриваем эту камеру как продукт телескопирования мар-
казит-кальцитовой жилой крупного раздува баритовой жилы.
Штольней № 2 пересечены протяженные открытые трещины, стенки которых
тоже инкрустированы сплошными щетками кальцита, но здесь размеры его
кристаллов заметно меньше: до 6—7 см. Они нарастают на массивный барит и
нередко покрыты глинистой коркой.
Весьма эффектны друзы так называемого «черного кальцита», которые
были в большом количестве добыты в конце 1980-х гг. из крупной полости мар-
казит-кальцитовой жилы. Кристаллы кальцита размером до 10 см здесь
уплощенные. Их главная форма — тупой ромбоэдр {11-21}, но развиты и грани
скаленоэдра с грубой штриховкой. Большинство кристаллов сдвойниковано
по (0001), причем как правило один из субиндивидов двойника
существенно крупнее другого. Темную окраску кристаллам этого кальцита, на самом
деле бесцветного и прозрачного, придают обильные включения тонких
иголок марказита длиной до 1 мм, образующие в них несколько слоев, парал-
Субпараллельный сросток (5 см)
ромбоэдрических кристаллов кальцита на щетке
доломита. Минералогический музей им. А.Е.
Ферсмана РАН, коллекция В.И. Степанова, обр.
№ 1560. Фото: Н.А. Пекова.
s
147

Двойник кальцита с марказитом. 7 см.
Коллекция В.В.Левицкого.
Фото: М.Б. Лейбов.
Сдвойникованные кристаллы кальцита с
корочками и обильными мелкими
включениями марказита, которые придают кальциту
темную окраску. 10 см. Коллекция В.В.
Левицкого. Фото: М.Б. Лейбов.
48

Белореченский пещерный жемчуг in situ.
Размер «жемчужин» - камешков, покрытых
гладкой блестящей корочкой
новообразованного кальцита, - до 1.5 см.
Фото: М.М. Моисеев.
лельных граням ромбоэдра; иглы марказита преимущественно
ориентированы вдоль направления [11-21] кальцита и маркируют определенные зоны
роста его кристаллов. Видно, что зарождений марказита на фоне
непрерывного роста кальцита было несколько, причем одно из них породило даже не
включения тонких игл, а сплошную корку расщепленных призм, позже
частично «запечатанную» кальцитом.
Такая же морфология кристаллов и двойников характерна для бесцветного и
серого кальцита, образующего друзы в полостях выщелачивания барита во
многих жилах. Интересны автоэпитаксические сростки кальцита, в которых
прозрачные бесцветные призматически-ромбоэдрические кристаллы до
2—3 см нарастают в параллельном положении на более крупные белые скале-
ноэдры, образующие друзы; нередко поздние индивиды в таких сростках
отделены от ранних марказитовой корочкой. В кавернах баритовых жил кальцит
встречается также в виде молочно-белых сноповидно-расщепленных остро-
скаленоэдрических кристаллов до 10 см, которые образуют «кусты» до 25 см.
Реже попадаются кристаллы до 3—4 см в форме вытянутых гексагональных
призм, увенчанных тупым ромбоэдром.
В полостях доломитовых жил встречаются полупрозрачные белые и розоватые
сильно вытянутые скаленоэдры кальцита длиной до 10—15 см. Обычно они в
той или иной мере расщеплены и часто формируют эффектные сноповидные
сростки, сидящие на щетках доломита. На них иногда автоэпитаксически
нарастают бесцветные до белых тупоромбоэдрические кристаллы более позднего
кальцита, образуя грибообразные формы. В некоторых случаях эти
уплощенные ромбоэдры дают красивые параллельные сростки-«гармошки». На каль-
Скаленоэдрические кристаллы кальцита на
доломите, со сфалеритом. 9 см. Коллекция
В.В. Левицкого. Фото: М.Б. Лейбов.

Таблица 2. Химический состав жильных карбонатов Белореченского месторождения
Кальцит
1 2 3
Доломит
4 5 6
Анкерит
7 8 9
СаО
MgO
МпО
FeO
Fe,0,
СО,
н.ост.
Сумма
55.06
0.40
-
0.57
44.04
0.03
100.10
55.34
0.12
-
0.52
44.00
0.03
100.01
54.29
0.46
0.27
1.66
43.30
0.31
100.29
31.77
16.81
0.33
5.31
0.25
46.90
-
101.37
30.07
15.51
0.18
6.03
0.26
44.54
3.81
100.40
30.49
12.80
0.50
10.63
0.33
44.56
1.02
100.33
29.22
8.24
1.13
16.23
0.42
43.43
1.14
99.81
31.06
5.23
2.05
18.82
0.77
42.90
-
100.83
30.78
4.48
1.72
23.25
-
43.00
-
100.23
формулы, рассчитанные на фиксированное число групп (СО,)
Са
Mg
Мп
Fe2
Fe-1
УМ
СО,
0.98
0.01
-
0.01
1.00
1
0.99
0.00
-
0.01
1.00
1
0.99
0.01
0.005
0.02
1.025
1
1.06
0.78
0.01
0.14
0.01
2.00
2
1.06
0.76
0.005
0.17
0.005
2.00
2
1.07
0.63
0.01
0.29
0.01
2.01
2
1.06
0.41
0.03
0.46
0.01
1.97
2
1.14
0.27
0.06
0.54
0.02
2.03
2
1.12
0.23
0.05
0.66
-
2.06
2
Примечание: анализы выполнены методами мокрой химии: 1-3 - аналитик Б.М. Елоев (Зубов, Казанцев, 1970), 4-9 -
аналитики Р.И. Косая и В.Г. Кривовичсв (Кривовичев, 1972а).
1,2- ранний (1 - прозрачный желтый ромбоэдрический; 2 - прозрачный белый тупоромбоэдрический), 3 - поздний белый
скале! юэдрически и кальцит баритовых жил; 4 — ранний зеленый (1-я генерация), 5 - светло-коричневый (2-я генерация), 6 —
розовый поздний доломит доломитовых жил; 7-9 - анкерит, покрывающий стенки полостей в доломитовых жилах: наиболее
поздний из карбонатов серии доломит-анкерит, н.ост. - нерастворимый остаток; ZA/ - сумма атомов металлов; прочерк означает, что
содержание компонента ниже предела обнаружения, пустая ячейка - нет данных.
ците из полостей доломитовых жил нередко наблюдаются присыпки
халькопирита, подчас весьма обильные.
Химический состав жильного белореченского кальцита дан и табл. 2. Видно,
что главной примесью является Fe, в меньшей степени Мп и Mg.
В «древней» зоне окисления месторождения кальцит, ассоциирующий с
арагонитом, формирует щеточки и тонкие сферолитовые корки на лимоните и
участках изменения доломитовых жил. Из современных кальцитовых
новообразований в штольнях отметим пещерный жемчуг: обросшие со всех сторон
гладкой блестящей белой корочкой этого минерала камешки в лужах, кула долгое
время капает рудничная вода. Белореченские «пещерные жемчужины»
достигают в размерах первых сантиметров.
Доломит слагает основной объем ураноносных жил обоих типов. Его
содержание в них местами достигает 98%. Характеристика различных генераций
минерала дана выше, при описании жил. Наиболее распространен массивный
зернистый или короткошестоватый доломит. В полостях обычны
ромбоэдрические кристаллы до 1 — 1.5 см, реже до 2.5 см, как правило седловидно
расщепленные, скрученные. Кристаллы доломита обычно собраны в плоские щетки,
площадь которых в протяженных щелевидных полостях может достигать несколь-
50

Щетка слабо расщепленных кристаллов
доломита с присыпками мелкого пирита.
8 см. Коллекция и фото: В.А. Слётов.
ких квадратных метров. На таких щетках нередко наблюдаются мелкие
присыпки халькопирита, пирита, марказита, сфалерита, наросшие кристаллы
кальцита, барита, флюорита. Окраска доломита сильно варьирует. Для него
типичны белый, а также различных оттенков розовый, желтоватый, серый,
бежевый, кремовый, коричневатый и зеленоватый цвета. Достаточно необычно
выглядит интенсивно окрашенный зеленый до серо- или коричнево-зеленого
доломит. Он образует на сколе фестонов и почек концентрические кольца,
соответствующие зонам роста крустификационного агрегата, которые
перемежаются с зонами этого же карбоната других, контрастных цветов. Такие
поверхности выглядят очень эффектно, особенно на стенках выработок в разрезе брекчи-
рованных жил, где зеленые «очки» окружают сцементированные доломитом
крупные, до первых десятков сантиметров, обломки вмещающих пород.
Химический состав белореченского доломита широко варьирует. В целом от
ранних генераций к поздним растут содержания Fe и Мп (табл. 2), но и в
пределах каждой генерации колебания железистости значительны (Дымков
и др., 1970; Кривовичев, 1972а). В одних жилах поздний доломит может быть
Сросток блочных кристаллов доломита.
7.5 см. Коллекция и фото: В.А. Слётов.
51

высокожелезистым, вплоть до анкерита, тогда как в других, залегающих в
аналогичных условиях, та же генерация представлена низкожелезистой
разностью с Fe:Mg < 0.25 (Кривовичев, 1973). Из табл. 2 видно, что
белореченские доломит и особенно анкерит характеризуются избытком Са по
сравнению с идеальным составом. Такой дефект дестабилизирует структуру этих
минералов (вследствие большой разницы в ионных радиусах у Са2+ с Fe2+, а
особенно с Mg2+) и является, вероятно, главной причиной ростовой
деформации их кристаллов, выраженной в расщеплении (скручивании), а также
понижает устойчивость к гипергенным изменениям.
Анкерит — аналог доломита с Fe > Mg (в атомных количествах) — установлен
В.Г. Кривовичевым (1972а) в составе поздних (пятой и шестой) генераций
карбонатов доломитовых жил. Наиболее богат железом (до 23.3 мас.% FeO при
4.5% MgO и 1.7% МпО) самый молодой белый крупнокристаллический акнке-
рит, выполняющий полости в осевой зоне некоторых доломитовых жил,
вскрытых в верхней части месторождения (шт. № 2). Иногда он образует
щетки ромбоэдрических кристаллов в полостях этих жил (Кривовичев, 1973).
Розовый зернистый анкерит с небольшим преобладанием Fe над Mg относится,
вероятно, к пятой генерации в том же типе жил. Помимо железа,
белореченский анкерит обогащен относительно доломита, с которым образует
непрерывный изоморфный ряд, марганцем и кальцием (табл. 2). Анкерит визуально
неотличим от доломита и, возможно, развит в поздних парагенезисах уран-ар-
сенидных жил более широко, чем это может представляться.
Стронцианит на месторождении распространен ограниченно. Наибольшее
количество его было встречено в 1970-х гг. при проходке штольни № 5, в од-

ной из мощных баритовых жил. Образцы этого минерала отсюда
отличаются разнообразием морфологии и окраски и являются лучшими для
территории России.
Стронцианит находится только в полостях, где нарастает на белый или
светло-серый гребенчатый барит, обычно присыпанный пиритом.
Наиболее распространена розовая разность, представленная грубыми
призматическими до игольчатых кристаллами, достигающими в длину 3—4
см. Они чаще всего сложно сдвойникованы по арагонитовому закону и
практически всегда в той или иной мере расщеплены. Ажурные сростки
таких кристаллов, достигающих 1 см в длину, в большом количестве
нарастали на стенки линзовидных полостей протяженностью до 1.5 м в
массивном барите, иногда образуя густые щетки. Вместе с ними на
баритовых щетках встречались эффектные отдельные радиальные срост-
ки-«кусты» до 4 см такого же розового стронцианита.
Другая разновидность минерала — светло-салатово-зеленые
шестиугольные призмы, представляющие собой слаборасщепленные тройники по
арагонитовому закону. Обычно они значительно вытянуты вдоль оси
двойникования, но встречаются и укороченные экземпляры. Н.В.
Грановская (1984) указывает, что они достигают в длину 11 см. В.А. Слето-
вым были найдены два псевдогексагональных тройника этого типа,
имевших размеры 4 х 7 см, со сложной скульптурой поверхности. В
большинстве своем кристаллы-тройники данной разности находились в
нескольких сопряженных между собой некрупных полостях той же
баритовой жилы и не прикреплялись к их стенкам. Эти пустотки, по
воспоминаниям В.А. Слётова, были буквально «набиты» таким стронцианитом и
дали несколько сотен кристаллов, их фрагментов и сростков, в
большинстве своем не превышавших в длину 3—4 см.
Третья разность, наиболее редкая, представлена компактными снопо- и
шишковидными сростками (до 3x4 см) расщепленных тонкоигольчатых
бесцветных кристаллов. Они нарастают на агрегаты мелких розовых
кристаллов стронцианита, покрывающих баритовые щетки. Интересно, что
в некоторых полостях совместно присутствовали все три описанных
выше разности минерала (персональное сообщение В.А. Слётова).
Химический состав белореченского стронцианита (розовая разность), по
нашим электронно-зондовым данным, таков (мас.%; содержание С02
рассчитано по стехиометрии): СаО 1.71, SrO 69.02, С02 30.54, сумма
100.27. Он отвечает формуле: (Sr0%Ca004)CO3.
Флюорит — обычный минерал как баритовых, так и доломитовых жил.
Также он образует собственные небольшие жилы (см. выше). Можно
выделить две основных генерации этого минерала.
Флюорит первой генерации имеет фиолетовую окраску и встречается в
сплошных мелкозернистых массах, а также в виде отдельных мелких (до
3 мм) кристаллов кубического габитуса. Ассоциирует он как правило с
доломитом, а изредка образует неправильные включения в барите и
кальците первых генераций.
Намного более распространен на месторождении флюорит второй
генерации, кристаллизовавшийся между первой и второй генерациями барита.
Его выделения можно подразделить на два типа. Флюорит 2-а
формировался одновременно с галенитом и сфалеритом; он слагает массивные

Щетка зеленовато-желтоватого флюорита с линзы. Флюорит 2-6 представлен крупными (до 4 см) кристаллами, окраска
баритом. 13.5см. Коллекция В.В.Левицкого. которых варьирует от бледно-желтой и зеленовато-желтоватой (некоторые
Фото: М.Б. Лейбов.
разности почти бесцветны) до темно-коричневой. Ядра их из-за обилия
трещин и газово-жидких включений нередко молочно-белые. Кристаллы
флюорита 2-6 нарастают на доломит, барит, сфалерит и в свою очередь
покрываются агрегатами барита и кальцита вторых генераций. В них часто
наблюдаются мельчайшие включения пирита, располагающиеся по зонам роста.
Габитус кристаллов этого флюорита обычно кубический, реже встречается
комбинация куба с тетрагонтриоктаэдром {311}. В процессе роста форма
кристаллов эволюционировала от комбинации {100}+{311} к чисто
кубической.
Наиболее известные, красивые и легко узнаваемые штуфы белореченского
флюорита — это друзы его желтых кубов (обычно размером 1—2 см), с
которыми тесно срастаются белые «луковицы» и «веретена» барита, а иногда также
кристаллы галенита. Из щелевидных полостей собственно флюоритовых жил
происходят плоские щетки его более мелких бледно-желтых прозрачных
кубических кристалликов, нередко с включениями сульфидов.
По химическому составу белореченский флюорит достаточно чистый.
Наиболее значимые примеси представлены Мп (до 0.3 мас.%) и Y (до 0.2%).
Кварц в доломитовых и баритовых жилах месторождения находится в
небольших количествах. Для ураноносных жил обоих типов наиболее типичны
его поздние тонкозернистые агрегаты. В полостях этих жил встречаются
54

лрузочки бесцветных кристаллов до 1.5 см характерного
призматически-ромбоэдрического габитуса, наросшие на щетки доломита, а
также халцедоноподобные корочки. В баритовых жилах кварц
представлен сростками и щетками бесцветных, реже молочно-белых
кристаллов в полостях. Как правило эти кристаллы имеют обычный для
кварца столбчатый облик и образованы гранями призмы {10-10} и
ромбоэдров {10-11} и {01-11}. Достаточно красивы наросшие на барит
второй генерации друзы водяно-прозрачных дымчатых, с более густо-
окрашенными привершинными зонами, псевдодипирамидальных
кристаллов до 2 см, образованных только гранями двух ромбоэдров,
иногда с узким пояском призмы. Такая их морфология
свидетельствует о низкотемпературной кристаллизации. Массивный белый
кварц — главный минерал дорудных жил.
Каолинит в малых количествах встречается в жилах разных типов, где
образуег мягкие тонкочешуйчатые агрегаты (как правило с примесью
диккита) в полостях. Это один из самых поздних минералов жил.
Химический состав рентгенометрически подтвержденного
снежно-белого каолинита, выполняющего небольшие каверны в кальците
первой генерации в зальбандах кальцит-баритовой жилы, вскрытой
штольней № 5, таков (мас.%): Na20 0.07, К,0 0.05, MgO 0.04, МпО
0.05, Fe,0, 0.16, А120, 37.60, SiO, 45.20, потери при прокаливании
(пни) 15.06, сумма 98.23 (Кривовичев, 1973). Он отвечает
эмпирической формуле: Na()l|| Fe^AI, %Si2O492(OH)408*0.18Н20, что весьма
близко к теоретической Al2[Si,0-|(OH)4.
Диккит более широко распространен на месторождении, чем
каолинит. В уран-арсснидных жилах он вместе с поздним доломитом и
тонкозернистым кварцем слагает полосчатые «осадки» на дне бывших
полостей (Дымков и др., 1970). В значительных количествах этот
минерал находится в виде снежно-белых или желтоватых искристых
мягких мелкочешуйчатых агрегатов в щелевидных полостях
существенно флюоритовых с баритом жил, секущих гранито-гнейсы.
Диккит является главным компонентом влажной вязкой коричневой
глины (в подчиненном количестве в ней присутствует галлуазит),
заполняющей полости в кальцит-баритовых жилах, а также открытое
пространство крупных неминерализованных тектонических трещин. От
нижних частей месторождения к верхним количество этой глины
растет (больше всего ее в штольне № 10), и скорее всего это не
гидротермальное, а гипергенное образование. Диккит надежно
диагностируется по рентгенограмме и ИК-спектру.
Микроклин, альбит, мусковит и хлорит в существенных количествах
находятся в дорудных существенно кварцевых жилах, а фторапатит,
графит и сидерит присутствуют в них как второстепенные минералы
(Зубов, Казанцев, 1970; Мелков, Сергеева, 1971, 1992). Железистый хлорит
отмечен и в уран-арсенидных доломитовых жилах (Мелков. Сергеева.
1992).
Рудные минералы
Среди рудных минерштав Белореченского наиболее яркой, интересной
представляется серия халькогенидов никеля, содержащих мышьяк
и/или сурьму. Эта минерализация, широко развитая в доломитовых жи-
55

r: f жА
r
.
Параллельный сросток короткопризматичес-
ких кристаллов никелина (фрагмент
поверхности никелиновой почки). Высота поля
0.2 мм. РЭМ-фото: М.А. Кузнецова.
Исштрихованный пирамидальный кристалл
никелина (фрагмент поверхности
никелиновой почки). Высота поля 0.1 мм.
РЭМ-фото: М.А. Кузнецова.
лах уран-арсенидного типа, в значительной мере определяет
минералогическое своеобразие месторождения.
Никелин — главный концентратор никеля и мышьяка на месторождении, один
из двух, наряду с уранинитом, ведущих рудных минералов жил
уран-арсенидного типа. По характеру выделений, минеральным ассоциациям и
химическому составу (As/Sb-отношению) четко различаются ранний и поздний никелин
(Дымков и др., 1970; Пеков, 1993). Кристаллизация раннего, резко
преобладающего по массе, происходила на фоне отложения доломита второй —
четвертой генераций, поздний же приурочен к пятой и шестой генерациям
карбонатов ряда доломит-анкерит. Разделить каждую из этих стадий образования
никелина более дробно, на генерации, затруднительно в силу большого числа
зарождений, сходства морфологических признаков у их представителей и
отсутствия надежных признаков, указывающих на перерывы в росте.
Характерная генетическая особенность богатой никелевой минерализации на
Белореченском месторождении — ритмичность. Ю.М. Дымков с соавторами
(1970), характеризуя арсенидообразование ранней стадии, дают такую
последовательность: [доломит 2] + никелин с небольшим количеством раммель-
сбергита; [доломит 3] + никелин —> раммельсбергит —> никельскуттерудит +
герсдорфит; [доломит 4] + никелин —> раммельсбергит —> герсдорфит —>
никелин —> раммельсбергит —> герсдорфит —> никелин —> раммельсбергит —>
герсдорфит. На фоне этой «генеральной» ритмичности выделяются ритмы
более тонкие, как правило, выраженные в чередовании концентрических зон
никелина, раммельсбергита и минералов ряда герсдорфит-крутовит.
Формирование арсенидных ритмов всегда начинается с кристаллизации никелина.
Наиболее характерная форма выделения раннего никелина — дендриты
разнообразной морфологии, вросшие в жильный доломит. Индивиды этого арсени-
да — иглы гексагонального сечения, обычно весьма тонкие. Длина их
варьирует от микроскопической до нескольких миллиметров, редко более.
Практически всегда они в той или иной степени расщеплены. Основными
«строительными единицами» дендритов никелина являются пучки или сферолиты.
Ю.М. Дымков с соавторами (1970) выделяют, соответственно, метельчато-лу-
чистые и более обильные сферолитовые дендриты раннего никелина, а также
различные переходные и сложные, комбинированные разности. Часто на
ранних стадиях развития дендрита возникают лучистые или метельчатые формы, а
на более зрелых — сферолитовые. По мере эволюции дендрита сферолиты
образуют ажурные гроздьевидные или же компактные почковидные агрегаты;
иногда появляются концентрически-зональные почки до 1—2 см в диаметре,
корки нарастания в которых сложены тонкоигольчатыми индивидами.
Дендриты разрастаются, образуя «кусты», кораллоподобные формы. Сферолитовые
дендриты бывают самого разного характера — от колоний тончайших
расщепляющихся веток до массивных гнезд плотно сросшихся сферолитов. У метель-
чато-лучистых дендритов поверхность ветвей не гладкая, сферолитовая, а
покрыта четко различимыми вершинами мелких расщепленных кристаллов
(Дымков и др., 1970). При больших увеличениях на поверхности сферолитовых
дендритов тоже видны отдельные кристаллы никелина, образованные
различными комбинациями граней гексагональной призмы, гексагональной дипира-
миды и пинакоида. Такие кристаллы как правило не расщеплены, но часто ис-
штрихованы перпендикулярно [0001]. Отдельные ветвистые дендритовые
«кусты» никелина, вросшие в доломит четвертой генерации, достигают 40 см и
даже более, а массивные гроздьевидные скопления сферолитов — 10 см.

Дендриты никелина в доломите (срез).
10 см. Минералогический музей ВНИИХТ,
обр. № 7378. Фото: АХ. Салтыков.
Сферолитовые дендриты никелина (до
1.5 см) с черными обособлениями уранинита
(настурана) в ядрах (срез доломитового
прожилка). Минералогический музей ВНИИХТ,
обр. № 7370. Фото: АХ. Салтыков.
Дендриты раннего никелина в доломите достаточно часто сопровождаются
другими минералами системы Ni-As-S. Наиболее часто на никелин
нарастают каймы раммельсбергита и/или герсдорфита (в том числе зональные: см.
выше схему последовательности отложения минералов), иногда крутовита,
редко парараммельсбергита или никельскуттерудита. Перечисленные
минералы могут также формировать концентрические зоны-корочки во
внутренних частях дендритов, сверху снова обросшие никелином. Мощность их зон
(кайм) редко превышает 0.5—1 мм. Характерно замещение дендритового
никелина с поверхности и по трещинам диарсенидами Ni и/или герсдорфи-
том, вплоть до образования полных псевдоморфоз. С никелином этой
стадии тесно срастаются, часто с образованием индукционных поверхностей
совместного роста, коффинит и уранинит (настуран). Выделения урановых
минералов нередко включены в тело дендритов никелина, маркируя
определенные зоны их роста, а также прирастают к ним снаружи (Дымков и др.,
1970; наши данные). Образцы, представляющие собой полированные срезы
белореченского розоватого доломита, включающего ажурные дендриты
светло-медно-красного никелина с каймами оловянно-белых никелевых
диарсенидов или герсдорфита, а также смоляно-черные обособления
настурана, очень красивы.
Химический состав раннего никелина колеблется несущественно. Он
характеризуется почти полным отсутствием сурьмы, тогда как содержание серы,
замещающей мышьяк, весьма ощутимо: 1.5—3.2 мас.% (Пеков, 1993). Типичный
состав дан в табл. 3 (ан. 1).
Поздний никелин достаточно редок. Он формировался на стенках полостей,
открытых или же заполненных агрегатами доломита-анкерита пятой — шестой
генераций и более позднего кальцита. Этот никелин дает крупные, до 5 см в
поперечнике, почки и их гроздьевидные агрегаты. Он представлен Sb-содер-
жащей разновидностью, переходной к изоструктурному брейтгауптиту. В
отличие от практически бессурьмянистого раннего минерала дендритов, нике-
157 5

Таблица 3.
рождения
Химический состав минералов ряда никелин-брейтгауптит из Белореченского место-
10
12
13
14 15
16 17 U
мае. %
Ni
Со
Fc
As
Sb
S
45.94
0.24
52.05
0.17
2.93
44.37 42.85 43.17 40.66 41.54 41.76 41.49 41.94 39.13 38.33 37.'
0.11
0.02
0.19
0.02
0.07
0.04
1.57 0.11
0.10
0.02
0.06
0.02
0.07
0.02
0.20
0.04
0.03
0J
47.52 46.54 44.16 44.32 39.74 32.65 35.74 31.58 30.02 25.20 23.93
7.33 10.39 11.50 14.15
1.73 0.50 1.46 0.21
17.86 21.97 22.91
1.31 3.84 1.03
24.36 30.60 37.15 37.74
3.35 0.57 0.50 0.49
Сумма 101.33 101.08 100.49 100.40 100.91 100.56100.34 101.25 101.32 100.52 101.25 100.23
36.25 34.64 34.71 33.50 33.72 33.72
0.10 - 0.10 0.08
0.02 - - 0.05 -
13.82 8.52 6.65 5.66 1.15 1.13
49.75 57.35 59.33 61.34 64.45 66.37
1.25 0.71 0.82 0.46 0.18 0.17
101.19 101.22101.51 101.01 99.60 101.46
формулы, рассчитанные на сумму всех атомов, равную 2
Ni
Со
ХМ
As
Sb
S
Их
0.99 1.005 1.005 1.005 0.965
0.01 0.00 0.00 0.00 0.04
1.00 1.005 1.005 1.005 1.005
0.88 0.845 0.855 0.805 0.825
0.00 0.08 0.12 0.13 0.16
0.12 0.07 0.02 0.06 0.01
1.00 0.995 0.995 0.995 0.995
0.99 0.985 1.005 0.99 0.995 1.00
0.00 0.00 0.00 0.00 0.005 0.00
0.99 0.985 1.005 0.99 1.00 1.00
0.74 0.60 0.68 0.585 0.60 0.51
0.21 0.25 0.27 0.28 0.375 0.465
0.06 0.165 0.045 0.145 0.025 0.025 0.025
1.01 1.015 0.995 1.01 1.00 1.00 1.00
1.00
0.00
1.00
0.495
0.48
0.99
0.00
0.99
0.295
0.655
0.99
0.00
0.99
0.19
0.785
0.99
0.00
0.99
0.15
0.82
0.98
0.00
0.98
0.13
0.865
1.02
0.00
1.02
0.03
0.94
1.01
0.00
1.01
0.025
0.955
1.01 1.01 1.01 1.02 0.98 0.99
Примечание: анализы выполнены
электронно-зондовым методом,
аналитики С.Н. Журавлев и И.В. Пе-
ков (Пеков, 1993).
1 — ранний никелин: дендриты,
вросшие в жильный доломит; 2—18 —
крупные почки из полостей
доломитовых жил: 2—12 — никелин, 13—18 —
брейтгауптит. Y.M — сумма атомов
металлов, ИХ — сумма атомов As, Sb
и S; прочерк означает, что
содержание компонента ниже предела
обнаружения.
Призматически-пирамидальный кристалл
никелина на поверхности никелиновой
почки. Ширина поля 0.05 мм.
РЭМ-фото: М.А. Кузнецова.
лин этих почек даже в самых бедных сурьмой зонах содержит ее не менее
6 мас.% (Пеков, 1993). Почки имеют концентрически-зональное строение.
Каждая их зона толщиной от сотых долей миллиметра до нескольких
миллиметров представляет собой корочку нарастания, сложенную очень плотным
агрегатом тончайших иголок, ориентированных, при идеальном развитии,
нормально к поверхности. Эти концентрические зоны иногда разделены
тонкими корочками гередорфита, ульманнита или раммельсбергита. Поверхность
почек позднего никелина часто покрыта тонкой кристаллической корочкой
«коринита» — сурьмянистого гередорфита, переходного по составу к ульман-
ниту. На нее или же непосредственно на никелин нарастают почки брейтгауп-
тита, отдельные кристаллы и сростки ульманнита, пираргирита, пирита,
кальцита и ряда других минералов.
Внутри почек позднего никелина выделяются более менее однородные по
химическому составу, в первую очередь по Sb/As-отношению, концентрические
зоны, между которыми могут наблюдаться как резкие границы, так и плавные
переходы. Чаще всего эти зоны совпадают с описанными выше корочками
нарастания. От ранних зон к поздним в целом растет величина Sb/As-отноше-
ния, но эта закономерность не универсальна — встречаются тонкие прослои,
нарушающие ее, а на поверхности почек иногда обнаруживаются корочки
никелина, относительно обедненного сурьмой. Обычно крупные почки сложены
только сурьмянистым никелином (As > Sb в атомных количествах), но
попадаются и такие, в которых внешние зоны отвечают по составу уже
мышьяковистому брейтгауптиту: Sb > As (Пеков, 1993).
Цвет позднего никелина медно-красный, в целом более насыщенный, чем у
раннего, вросшего в доломит. С ростом Sb/As-отношения окраска становится
более темной, появляется фиолетовый оттенок, особенно хорошо заметный на
полированном срезе.
58

Срез почки Sb-содержащего никелина, на
котором видно ее
концентрически-зональное строение. 4 см. Коллекция И.В. Пекова.
Фото: СИ. Пеков.
На высокое содержание сурьмы в позднем никелине Белореченского
месторождения впервые указали Ю.М. Дымков с соавторами (1970), не изучавшие
химический состав минерала, но установившие по порошковым
рентгеновским данным существенное увеличение параметров его элементарной ячейки.
На этом основании такой никелин был отнесен ими к «ариту» — сурьмянистой
разновидности, для которой эти исследователи предположили вхождение
30—40% Sb. И.В. Пековым (1993) выполнено подробное электронно-зондовое
изучение белореченских никелина и брейтгауптита и впервые на природном
материале установлен практически полный изоморфный ряд между этими
минералами, характеризующийся постепенным изменением Sb/As-отношения
(табл. 3). Самый значительный разрыв в нем наблюдается между составами
.48^0.025^11.00 И Nio.99(^O555'^SO.295^0.06)zi.0r ^ РОСТОМ Sb/AS-OTHO-
шения в целом снижаются концентрации примесных S и Со. Фазы с
составами 0Т Ni1.005(AS0.845Sb0.08S0.07)z0.995 Д° Ni1.0l(Sb0.955As0.025SO.Ol)z0.99 УСТаНОВЛвНЫ
только в поздних арсенидно-антимонидных почках. Однородность изученных
образцов с промежуточными по As/Sb составами, т.е. отсутствие
микросрастаний близких к крайним членам никелина и брейтгауптита, в том числе
структур распада твердого раствора Ni(As,Sb), подтверждено не только
наблюдениями в аншлифах под оптическим и электронным микроскопами, но и
рентгенографически. Параметры гексагональных ячеек бессурьмянистого никелина,
минерала с 12 мол.% NiSb, «арита» с практически равными долями
никелинового и брейтгауптитового компонентов и брейтгауптита с 7 мол.% NiAs
составляют соответственно (А): а = 3.614, 3.633, 3.781, 3.933; с = 5.047, 5.058, 5.120,
5.120 (Пеков, 1993).
Великолепные образцы с крупными хорошо образованными почками
позднего сурьмянистого никелина, особенно те, где на них нарастают агрегаты
брейтгауптита и крупные кристаллы ульманнита, можно с полным правом назвать
главной «изюминкой» Белореченского месторождения.
59

Сферические почки брейтгауптита (до
0.5 см), наросшие на крупное обособление
Sb-содержащего никелина. На поверхности
агрегатов этих минералов находятся
мелкокристаллические корочки герсдорфита и
кубические кристаллы ульманнита. Коллекция
И.В. Пекова. Фото: СИ. Пеков.
Сферолит брейтгауптита, покрытый
корочкой Sb-содержащего герсдорфита - «кори-
нита». Коллекция И.В. Пекова.
Фото: И.В. Пеков, А.В. Касаткин.
Брейтгауптит встречается в полостях уран-арсенидных жил, где
кристаллизуется в целом позже сурьмянистого никелина. Как правило он формирует
собственные почки, достигающие в поперечнике 1.5 см и сходные по внутреннему
строению с более крупными никелиновыми, на которые они чаще всего и
нарастают. Иногда встречаются корочки брейтгауптита, покрывающие
поверхность почек никелина, с резкой границей раздела между этими двумя
минералами; в некоторых случаях они разделены прослоями герсдорфита, ульманнита
или раммельсбергита. Изредка мышьяковистая разность брейтгауптита слагает
внешние зоны концентрических почек сурьмянистого никелина, и тогда
переход между ними постепенный. Встречается брейтгауптит и в виде сферических
«ёжиков» до 7 мм в поперечнике, образованных грубыми остроконечными гек-
сагонально-дипирамидальными кристаллами со штриховкой,
перпендикулярной [0001]. Они нарастают на щетки доломита, почки никелина или того же
брейтгауптита. Агрегаты описываемого минерала часто покрыты тонкими
корочками «коринита» или же позднего низкосурьмянистого никелина. Нередко
на них нарастают ульманнит, пираргирит, сульфиды Ni, Fe, Си, Zn.
Брейтгауптит обладает насыщенным медно-красным цветом с характерным
отчетливым фиолетовым оттенком, благодаря которому легко отличается от
никелина не только под микроскопом в аншлифах, но и макроскопически, на сколах.
Впервые брейтгауптит установлен на месторождении Ю.М. Дымковым с
соавторами (1970) по оптическим и порошковым рентгеновским характеристикам,
а химический состав минерала изучен И.В. Пековым (1993). Электронно-зон-
довые анализы (табл. 3) и рентгенографические данные демонстрируют
существование протяженного изоморфного ряда никелин-брейтгауптит (см. выше,
в разделе, посвященном никелину).
Белореченские образцы с хорошо образованными почками и сростками
кристаллов брейтгауптита в полостях являются одними из лучших в мире для этого
минерала.
60

Схема строения сульфидно-антимонидно-арсе-
нидного агрегата из полости доломитовой
жилы: а - общий вия Ь - фрагмент,
представляющий собой брейтгауптитовую почку (образец
изучен под оптическим микроскопом в
отраженном свете и с помощью электронно-зондового
микроанализа: Пеков, 1993):
- минералы ряда никелин-брейтгауптит;
- герсдорфит;
-ульманнит;
- пираргирит;
- поздний кальцит;
- резкие (видны под оптическим и
электронным микроскопами) границы между
агрегатами минералов ряда никелин-
брейтгауптит, имеющими разный
химический состав.
Обозначенные арабскими цифрами участки, сложенные
минералами ряда никелин-брейтгауптит, имеют
следующий усредненный химический состав (эмпирические
формулы рассчитаны на 1 атом №):
1-
2-
3 - Ni(As^^Sb~25S,
4-Ni(As051Sb047S002)ao0,
5-№(Sb0.66AsO30S0M)zl02
6-Ni(Asa67As027S006)aoo
7-Ni(Sb„„„As„,„S ),
I
II
III
ТУ
V
VT
j
!
Y////A
|::,,
j -
I,-
::|
\
"
2—•
I 2 mm,
Раммельсбергит распространен на месторождении достаточно широко.
Наибольшее его количество связано с ранним никелином, вокруг дендритов
которого часто наблюдаются каймы обрастания или замещения толщиной до
нескольких миллиметров, сложенные раммельсбергитом, и/или минералами
ряда герсдорфит-крутовит. Зоны-корочки раммельсбергита фиксируются не
только снаружи, но и внутри полиминеральных арсенидных дендритов, где
они разделяют агрегаты никелина разных зарождений. Никелиновые дендри-
ты бывают нацело замещены раммельсбергитом. В небольшом количестве этот
минерал формируется и в ходе поздней, арсенидно-антимонидной стадии.
Здесь его тонкие корочки участвуют в построении сложных
концентрически-зональных почек, состоящих в основном из сурьмянистого никелина и
мышьяковистого брейтгауптита (Дымков и др., 1970; наши данные).
Раммельсбергит имеет оловянно-белый цвет и практически неотличим
визуально от минералов ряда герсдорфит-крутовит, которые тоже обрастают и
замещают никелин. Однако, последние имеют кубическую симметрию и в ан-
шлифах в поляризованном свете изотропны, в отличие от сильно
анизотропного ромбического раммельсбергита. Последний диморфен с крутовитом, но
эти минералы на Белореченском месторождении различаются по составу эле-
Сдвойникованные пирамидальные кристаллы
брейтгауптита, частично обросшие тонкими
корочками Sb-содержащего герсдорфита -
«коринита». Коллекция И.В. Пекова.
Фото: И.В. Пеков, А.В. Касаткин.
&*шт.
-;-. -*s Ч
щЯ^"" '"Яр
• •' - *.
■■■'■'• : ^™I' ;. ' ^.adr* '-4Щ&Г-'' -■- -m - - ■■"
1L- 0
:**> Ф
61

Таблица 4. Химический состав раммелъсбергита и минералов системы крутовит-герсдорфит-
ульманнит из Белореченского месторождения
1
2
3
4
5
6 7
8
9
10
11
12
13
14 15
16
17
18
мае. %
Ni
Со
Fe
As
Sb
S
26.74
3.61
1.00
58.06
2.58
8.29
27.35
0.39
1.70
66.27
0.49
3.32
Сумма 100.28 99.52
Ni
Co
Fe
XM
As
Sb
S
uc
0.86
0.115
0.035
1.01
1.46
0.04
0.49
1.99
0.935
0.01
0.06
1.005
1.775
0.01
0.21
1.995
30.25
0.58
0.20
63.90
-
4.29
99.22
1.02
0.02
0.005
1.045
1.69
-
0.265
1.955
29.71
0.78
0.21
63.17
0.10
5.87
99.84
0.98
0.025
0.01
1.015
1.63
0.00
0.355
1.985
30.41
0.95
0.47
61.76
-
7.68
32.39 32.26
0.40 0.36
0.06 0.10
57.63 54.71
-
10.16 11.96
33.14
0.35
0.06
54.05
-
13.05
101.27 100.64 99.39 100.65
формулы, рассчитанные
0.965
0.03
0.015
1.01
1.54
-
0.45
1.99
1.01 0.995
0.01 0.01
0.00 0.00
1.02 1.005
1.40 1.32
-
0.58 0.675
1.98 1.995
1.00
0.01
0.00
1.01
1.27
-
0.72
1.99
35.73
0.18
-
43.77
-
19.84
99.52
32.22
0.72
0.29
38.18
13.76
15.27
31.66
0.45
-
22.40
30.24
16.21
30.88
0.37
0.05
19.80
33.47
16.00
100.44 100.96 100.57
28.76
0.29
0.13
8.46
47.49
15.24
27.94 28.63
0.27 -
0.04 0.06
7.38 5.89
48.23 51.06
14.68 14.92
27.86
0.45
-
3.52
53.71
14.64
27.88
0.09
-
2.46
54.46
14.79
27.56
0.32
-
1.18
56.48
15.11
100.37 98.54 100.56 100.18 99.68 100.65
на сумму всех атомов, равную 3
1.005
0.005
-
1.01
0.97
-
1.02
1.99
0.99
0.02
0.01
1.02
0.92
0.20
0.86
1.98
1.01
0.01
-
1.02
0.56
0.47
0.95
1.98
1.005
0.01
0.00
1.015
0.505
0.525
0.955
1.985
0.995
0.01
0.005
1.01
0.23
0.795
0.965
1.99
0.995 1.01
0.01 -
0.00 0.00
1.005 1.01
0.205 0.16
0.83 0.87
0.96 0.96
1.995 1.99
1.00
0.015
-
1.015
0.10
0.925
0.96
1.985
1.005
0.005
-
1.01
0.07
0.945
0.975
1.99
0.99
0.01
-
1.00
0.03
0.98
0.99
2.00
Примечание: данные настоящей работы. Анализы выполнены электронно-зондовым методом, аналитики: 2 - Д.А. Варламов,
6, 9, 18 - Ю.С. Бородаев, остальные - С.Н. Журавлев и И.В. Пеков.
1 - раммельсбергит, 2-5- крутовит, 6-11 - гередорфит, 12-18 -ульманнит. 1, 10-18 - поздние минералы из полостей
доломитовых жил: 1 - корочка, разделяющая почку никелина и наросшую на нее почку брейтгауптита; 10-12 - внутренние части мел-
кошестоватых корок, покрывающих крупные почки никелина и брейтгауптита; 13-16 - внешние зоны тех же корок; 17-18 -
отдельные крупные хорошо образованные кристаллы ульманнита, наросшие на почки никелина и брейтгауптита. 2-9 - каймы
обрастания и замещения раннего никелина, образующего дендриты и почки, вросшие в жильный доломит. ХМ- сумма атомов
металлов, YJC- сумма атомов As, Sb и S; прочерк означает, что содержание компонента ниже предела обнаружения.
Обособление (0.4 мм в поперечнике), сложенное
расщепленными кристаллами крутовита, на
поверхности арсенидной почки. РЭМ-фото: И.В. Пеков.
ментов-примесей. В табл. 4 (ан. 1) приведен состав высокосернистой
разновидности раммельсбергита. Видно, что он существенно обогащен кобальтом
по сравнению с членами ряда крутовит-гередорфит.
Парараммельсбергит — еще одна ромбическая полиморфная модификация
NiAs2. Он отмечен вместе с раммельсбергитом в виде тонких корочек,
маркирующих зоны роста ветвей дендритов и сферолитовых почек никелина,
приуроченных к агрегатам зеленого доломита третьей генерации. Диагностика па-
рараммельсбергита подтверждена рентгенографически (Дымков и др., 1970).
Нами этот минерал не встречен.
Крутовит — кубический NiAs2 — впервые для месторождения найден И.В. Пе-
ковым в 1989 г. в штуфе жильного доломита в отвале одной из штолен. Здесь
он образует светло-стально-серые каймы толщиной до 0.5 мм на небольших
(до 0.5 см) слаборазвитых дендритах никелина. Позже нами установлено, что
обогащенная серой разновидность крутовита, переходная по составу к изост-
руктурному гередорфиту NiAsS, не так уж редко встречается в составе рам-
мельсбергит-гередорфитовых кайм, обрастающих дендриты раннего
никелина. Под сканирующим электронным микроскопом видно, что поверхность
сферолитовых корочек крутовита чаще всего имеет шишковатый характер,
будучи образованной грубыми, полуограненными индивидами. Реже она сложе-
62

Скол почки крутовита (стально-серый) с
реликтами никелина, имеющей черное ядро,
состоящее преимущественно из уранинита
(настурана) и темно-серую внешнюю
корочку самородного мышьяка. Коллекция
И.В. Пекова.
Фото: И.В. Пеков, А.В. Касаткин.
Сросток (0.02 мм в поперечнике) блочных
кубических кристаллов крутовита на
поверхности арсенидной почки.
РЭМ-фото: И.В. Пеков.
2 mm
на четкими слаборасщепленными кубическими кристаллами этого минерала
размером до 5 микрон.
Визуально и в аншлифах под микроскопом высокосернистый крутовит
(ан. 2—5 в табл. 4) неотличим от химически близкой высокомышьяковистой
разновидности герсдорфита и может быть надежно диагностирован лишь по
результатам электронно-зондовых анализов. Видимо, именно поэтому
крутовит ранее на Белореченском не отмечался.
Весьма необычны найденные В.В. Левицким полиминеральные
концентрически-зональные почки-сферолиты диаметром до 8 мм, вросшие в зеленый
доломит. Основной объем их сложен массивным светло-стально-серым
крутовитом, представленным наиболее низкосернистой для месторождения
разновидностью (ан. 2 в табл. 4). В него врастают радиально расположенные
удлиненные выделения настурана, скорее всего являющиеся псевдоморфозами по
коффиниту. Крутовит здесь замещает никелин, реликты которого
наблюдаются в ядрах некоторых почек. Внешняя зона образована корочками
самородного мышьяка.
Из табл. 4 (ан. 2—9) видно, что крутовит на Белореченском месторождении
образует непрерывный изоморфный ряд с герсдорфитом. Это подтверждается и
порошковыми рентгеновскими данными: так, наиболее низкосернистый
крутовит состава (Ni0935Fe006Co001)zl005(As1775S021Sb001)zl995 (ан. 2)
характеризуется параметром кубической ячейки а = 5.800(2) А, промежуточный по As/S-ot-
ношению (ан. 4) — 5.790(2) А, а практически стехиометричный герсдорфит
(ан. 9) - 5.692(2) А.
В составе позднего (полостного) арсенидно-антимонидного парагенезиса
крутовит не встречен.
Герсдорфит широко развит в уран-арсенидных жилах. Он образует, вместе с рам-
мельсбергитом или самостоятельно, каймы обрастания вокруг раннего
никелина, корочки по зонам роста в его дендритах, частичные до полных
псевдоморфозы по нему (Дымков и др., 1970; наши данные). В составе зональных диарсе-
нид-сульфоарсенидных кайм герсдорфит и S-содержащий крутовит обычно
слагают более позднюю внешнюю зону, а раммельсбергит — внутреннюю,
прилегающую к никелину. Корочки герсдорфита на дендритах раннего никелина
63

Щетка мелких октаэдрических кристаллов
герсдорфита на поверхности почки Sb-co-
держащего никелина. Ширина кадра 2 мм.
Коллекция И.В. Пекова. Фото: И.В. Пеков,
А.В. Касаткин.
Кубооктаэдрические кристаллы герсдорфита
на поверхности никелиновой почки.
Ширина поля 0.07 мм.
РЭМ-фото: М.А. Кузнецова.
достигают в толщину первых миллиметров и имеют светло-стально-серыи цвет.
Их поверхность в одних случаях шишковатая, мелкосферолитовая, а в других
представляет собой щетку мелких (до первых десятков микрон) кубооктаэдриче-
ских или кубических кристалликов, гладкогранных или же расщепленных.
Химический состав описанного герсдорфита, связанного с арсенидами ранней
стадии, отражают ан. 6—9 в табл. 4. Он практически лишен сурьмы и при этом
характеризуется широко варьирующим As/S-отношением, образуя
обсуждавшийся выше непрерывный изоморфный ряд с крутовитом.
В составе позднего арсенидно-антимонидного парагенезиса распространена
другая химическая разновидность герсдорфита (ан. 10—11 в табл. 4). Она
характеризуется в целом высоким содержанием серы и, главное, существенной
примесью сурьмы. Этот герсдорфит формирует иной изоморфный ряд — с ульман-
нитом NiSbS. В этом ряду, тоже практически полном, широко варьирует
Sb/As-отношение, тогда как содержание S колеблется мало, лишь несколько
возрастая к сурьмянистому концу (ан. 10—18 в табл. 4). Встречен и «коринит» —
промежуточный член ряда, в том числе с очень близкими атомными
количествами As и Sb (ан. 11—12 в табл. 4).
Нами детально изучен состав тонких (до 0.5 мм) мелкокристалличских
корочек, нарастающих на поверхность почек сурьмянистого никелина и брейтгауп-
тита в полостях. Нижняя (внутренняя) часть этих корочек относительно
обогащена As (ан. 10—12 в табл. 4), а внешняя — Sb (ан. 13—16). Иногда на почки
брейтгауптита нарастают ярко блестящие стально-серые корочки мелких ку-
бооктаэдрических кристалликов почти бессурьмянистого герсдорфита.
Отметим, что «коринит» наряду с собственно герсдорфитом упоминается
Ю.М. Дымковым с соавторами (1970) в составе продуктов самой последней
стадии эволюции ранних арсенидных парагенезисов, связанных с доломитом
четвертой генерации. Однако, он определен только рентгенографически,
причем приведенный параметр кубической ячейки а = 5.68 А очень мал, и это
заставляет усомниться в том, что данный минерал действительно содержит Sb.
Мелкая вкрапленность герсдорфита отмечена теми же авторами по зонам
роста кристаллов доломита пятой генерации. Сурьмянистый герсдорфит образует
тонкие зоны-корочки в крупных концентрических почках Sb-содержащего
позднего никелина.
64

Таким образом, в уран-арсенидных доломитовых жилах Белореченского
месторождения герсдорфит формирует два протяженных изоморфных ряда: с
крутовитом (NiAsS — NiAs2) и с ульманнитом (NiAsS — NiSbS). Их представители
четко приурочены к разным стадиям минералообразования. Если у членов
ряда герсдорфит-крутовит величина As/S-отношения скорее всего зависит от
локальных особенностей химизма среды в месте их кристаллизации, то
представители ряда герсдорфит-ульманнит однозначно иллюстрируют, как и
минералы серии никелин-брейтгауптит, рост величины Sb/As-отношения со
временем и, соответственно, с понижением температуры гидротермальных
растворов.
Ульманнит встречается на месторождении только в составе позднего арсенид-
но-антимонидного парагенезиса, в полостях доломитовых жил. Впервые он
зафиксирован здесь Ю.М. Дымковым с соавторами (1970). Нами изучены две
разновидности этого минерала.
Относительно высокомышьяковистый ульманнит, переходный по составу к
герсдорфиту («коринит») (ан. 12—16 в табл. 4), входит в состав описанных
выше герсдорфит-ульманнитовых корочек, покрывающих почки сурьмянистого
никелина и брейтгауптита, причем от их основания к периферии Sb/As-отно-
шение в минерале растет. Рассчитанный из порошкограммы такого образца
Кубические кристаллы и двойники (до 8 мм) параметр кубической ячейки а = 5.900(1) А. Иногда эта разновидность дает
ульманнита, наросшие на крупное брейтга- тонкие концентрические зоны-корочки внутри почек сурьянистого никелина
уптит-никелиновое обособление, покрытое и брейтгауптита
тонкой темно-серой корочкой герсдорфита.
Коллекция И.В. Пекова. В отличие от нее ульманнит, образующий крупные (до 1 см) прекрасно огра-
Фото:С.И. Пеков. ненные блестящие кубические кристаллы стально-серого цвета, достаточно
165 1

Кристаллы (до 5 мм) ульманнита, сдвойни-
кованные по флюоритовому закону, на
поверхности брейтгауптит-никелинового
обособления, покрытого корочкой герсдорфита
и обросшего кальцитом и халькопиритом.
Коллекция И.В. Пекова.
Фото: СИ. Пеков.
Двойник ульманнита по флюоритовому
закону. Коллекция И.В. Пекова.
Фото: И.В. Пеков, А.В. Касаткин.
близок по составу к конечному члену NiSbS (ан. 17—18 в табл. 4; параметр
элементарной ячейки а = 5.928(2) А). Эти кристаллы, нередко дающие двойники
прорастания по (111) (флюоритовый закон двойникования), нарастают вместе
с пираргиритом на почки сурьмянистого никелина и брейтгауптита, вместе с
корочками, сложенными сурьмянистым герсдорфитом и мышьяковистым
ульманнитом. Изредка они сидят прямо на щетках доломита около
обособлений брейтгауптита. Белореченские штуфы с группами таких кристаллов на ни-
келин-брейтгауптитовой подложке не уступают по качеству лучшим образцам
из знаменитых месторождений Италии и Германии, являющихся для
ульманнита классическими.
Никельскуттерудит установлен Ю.М. Дымковым с соавторами (1970) в кайме
обрастания никелиновых дендритов, заключенных в зеленом доломите
третьей генерации. Этот минерал образует кубические кристаллы, тесно
ассоциирующие с корочками герсдорфита, вместе с которым никельскуттерудит начинал
свой рост. Диагностика минерала базируется на рентгенограмме; параметр
кубической ячейки а = 8.29—8.30 А. Нами никельскуттерудит не встречен.
Сульфиды никеля приурочены к самой поздней стадии минерализации в уран-ар-
сенидных доломитовых жилах. Их появление, очевидно, связано с агрессивным
воздействием гидротермальных растворов, породивших баритовые жилы, на
более ранние халькогениды никеля, описанные выше. Никелевые сульфиды
встречены практически только в полостях и трещинах, где чаще всего включены в
кальцит, а иногда нарастают на никелин, раммельсбергит и другие ранние минера-
66

лы Ni. Сульфидная никелевая минерализация, развитая на месторождении
незначительно, описана в статье А. И. Зубова и В.В. Казанцева (1970), по
материалам которой она в основном здесь и охарактеризована. Химический состав
этих минералов не изучался, их диагностика осуществлена авторами
цитированной работы по оптическим свойствам и дебаеграммам.
Полидимит, сначала ошибочно диагностированный по порошковой
рентгенограмме как линнеит (Зубов, Казанцев, 1970), переопределен Г.А. Анненковой с
соавторами (1972). Он в виде изометричных кристаллов до 0.3 мм и зернистых
агрегатов вместе с пиритом обрастает и замещает мелкие раммельсбергит-нике-
линовые дендриты. Также полидимит врастает в кальцит вместе с другими
сульфидами никеля и пиритом. Параметр кубической ячейки а = 9.44 А.
Виоларит обнаружен в шлифах среди кальцита в виде сростков мелких (доли
миилиметра) кубических кристаллов. Он тесно ассоциирует с ваэситом,
пиритом, миллеритом и полидимитом. Параметр кубической ячейки а = 9.48 А.
Ваэсит дает тонкие каймы вокруг кристаллов полидимита и виоларита, а также
цементирует их. Реже попадаются его мелкие кубические кристаллы в
кальците. Параметр кубической ячейки а = 5.67 А. В подобной обстановке
встречается и так называемый бравоит, являющийся промежуточным членом ряда пи-
рит-ваэсит.
Миллерит образует скопления мелких игольчатых кристаллов и тонкие каймы
вокруг агрегатов полидимита, виоларита и ваэсита. Микроскопические
скелетные кристаллы миллерита обнаружены также в качестве вростков в твердом
битуме (Зубов, Казанцев, 1970). Нами этот минерал наблюдался в виде
радиальных сростков иголок длиной до 2 мм в трещинах серпентинита.
Серебряная минерализация развита на месторождении незначительно, только в
полостях богатых рудных зон уран-арсенидных доломитовых жил. Наиболее яркой
здесь, несомненно, является находка пиростильпнита.
Серебро обнаружено в виде мелких вростков в основании почек брейтгаупти-
та (Дымков и др., 1970). Также его выделения нарастают на кристаллы
кальцита (Мелков, Сергеева, 1971).
Прустит отмечается вместе с пираргиритом в качестве продукта замещения
включений самородного серебра в брейтгауптите (Зубов, Казанцев, 1970). Его
зернистые массы и агрегаты мелких уплощенных кристаллов встречены на
доломите в основании друзочек пиростильпнита в небольшой полости
(Анненкова и др., 1972).
Пираргирит — наиболее обычный серебряный минерал Белореченского. Он
вместе с пруститом замещает вростки серебра в брейтгауптите, выделяется в
виде зерен в трещинах обособлений твердого битума (Зубов, Казанцев, 1970),
находится с пиростильпнитом и пруститом в полости доломитовой жилы
(Анненкова и др., 1972). Хорошо ограненные темно-красные кристаллы пирарги-
рита до 1 мм нарастают на почки Sb-никелина и брейтгауптита вместе с уль-
маннитом, Sb-герсдорфитом, сфалеритом, пиритом, флюоритом и др. Они
имеют гексагонально-призматическую форму и увенчаны тупоромбоэдричес-
кими головками. Химический состав такого кристалла дан в табл. 5.
Пиростильпнит обнаружен Г.Ф. Полковским в полости доломитовой жилы в
ассоциации с более ранним пруститом и пираргиритом. Он образует
ромбовидные таблитчатые слабо расщепленные кристаллы до 7 мм, собранные в
субпараллельные сростки и небольшие друзы, достигающие 8 мм. Цвет минерала
67

Сросток расщепленных кристаллов
пиростильпнита. 7 мм. Минералогический музей
им. А.Е. Ферсмана РАН, обр. № 75440.
Фото: Н.А. Пекова.
карминово-красный, блеск алмазный, тонкие сколы и порошок имеют яркий
оранжевый цвет. В аншлифах видно, что кристаллы обладают
концентрически-зональным строением: в них чередуются зоны роста с несколько разной
отражательной способностью. Для белореченского пиростильпнита получены
значения плотности (5.86(2) г/см3) и микротвердости, данные
полуколичественного спектрального анализа (в значительных количествах обнаружены Ag,
Sb, As, причем Sb > As) и дебаеграмма (Анненкова и др., 1972), из которой
нами рассчитаны параметры моноклинной ячейки: а = 6.87(1), b = 15.84(1), с =
6.37(1) А, Р = 117.4(1)°. На основании полученных результатов авторы
цитированной работы пришли к выводу, что минерал представлен мышьяковой
разновидностью Ag3(Sb,As)S3.
Самый крупный из сростков белореченского пиростильпнита был передан
Г.Ф. Полковским в Минералогический музей им. А.Е. Ферсмана РАН и вошел
в систематическую коллекцию (№ 75440). Нами для этого образца получены
количественные данные по химическому составу. Оказалось, что одни зоны
изученного кристалла действительно содержат примесь мышьяка, хоть и
небольшую, в других же его концентрация ниже предела обнаружения электрон-
но-зондовым методом (табл. 5).
68

Примечание:
данные настоящей работы. Анализы
выполнены электронно-зондовым
методом, аналитик К.В. Ван. 2-3 -
образец № 75440 из систематической
коллекции Минералогического музея им.
А.Е. Ферсмана РАН, разные зоны
одного кристалла. Прочерк означает, что
содержание As ниже предела
обнаружения.
Таблица 5. Химический состав пираргирита (1) и пиростильп-
нита (2—3) из Белореченского месторождения
I 2 3
мае. %
Ag
As
Sb
S
Сумма
Ag
As
Sb
S
58.99
22.52
16.77
98.28
61.21
22.33
17.22
100.76
60.07
1.27
20.13
16.82
98.29
формулы, рассчитанные на сумму всех атомов, равную 7
3.05
1.03
2.92
1.00
2.92
3.08
0.10
0.915
2.905
Находка пиростильпнита на Белореченском месторождении, несомненно,
является выдающейся: здесь этот редкий минерал образует очень эффектные
сростки-друзы необычно крупных хорошо образованных кристаллов, не
уступающие по качеству лучшим образцам из классических месторождений.
В доломитовых жилах находятся и другие рудные минералы. Из них в первую
очередь внимания заслуживают уранинит и коффинит. Интересен самородный
мышьяк, встречаются реальгар, оксиды железа и марганца.
Уранинит — главный концентратор урана на месторождении. Именно ради
него проводились активные разведочные работы, пройдено большинство
штолен. В основном этот минерал представлен на Белореченском скрытокристал-
лической разновидностью — настураном, или урановой смолкой, хотя изредка
встречаются и мелкие хорошо образованные кристаллы собственно
уранинита. Очень широкое развитие имеют псевдоморфозы настурана по коффиниту.
На месторождении выделяются два типа урановых руд: уран-сульфидные (на-
стуран-сфалеритовые) и уран-арсенидные (различные разновидности урани-
Уранинит: почки в доломите и черные
корочки на никелине. Коллекция И.В. Пекова.
Фото: И.В. Пеков, А.В. Касаткин.
69

нита с никелином и другими минералами системы Ni-As-S), приуроченные к
разным типам жил, охарактеризованным выше.
В уран-сульфидных жилах распространены псевдоморфозы настурана по
тетрагонально-призматическим и игольчатым кристаллам коффинита, тесно
ассоциирующие со сфалеритом. Присутствует и самостоятельно
кристаллизовавшийся настуран: он в виде корочек микросферолитового строения
обрастает псевдоморфозы по коффиниту, а также обломки ранних пород в брекчиро-
ванных участках. Параметр его кубической ячейки а = 5.42—5.435 А.
Массивный настуран заполняет полости в агрегатах сфалерита (Дымков и др., 1970;
Казанцев, 1977).
В жилах уран-арсенидного типа уранинит теснейшим образом связан с
никелином, в меньшей мере — с другими арсенидами Ni и герсдорфитом ранней
стадии. В наиболее ранний никелин, сопровождающий доломит второй
генерации, включены сферолиты настурана, на которые нарастает коффинит,
тоже впоследствии замещенный настураном с а = 5.39 А.
Главная масса урановых минералов связана с зеленым доломитом третьей
генерации и сопровождающими его арсенидами никеля. Содержание настурана
в богатых никелином рудных гнездах местами поднимается до целых
процентов. Его округлые обособления смоляно-черного цвета достигают 0.5 см, а их
агрегаты — 1 см. Минерал чаще всего врастает в никелин и окружающий его
доломит, иногда в раммельсбергит, крутовит, герсдорфит, никельскуттерудит.
Здесь наблюдаются в основном псевдоморфозы настурана (с параметром
ячейки а = 5.39—5.40 А) по коффиниту, а также самостоятельные его сферолиты
(а = 5.42—5.43 А). Реже встречаются хорошо ограненные мелкие кристаллы
уранинита кубической формы, характеризующегося параметром ячейки
а = 5.45—5.46 А. Необычны дендриты-«кусты» настурана до 4 мм, ветви
которых, сложенные мелкими сферолитами, плотно прилегающими друг к другу,
имеют общее основание. В центре каждой такой ветви находится
прямолинейный «стержень» никелина, иногда замещенного раммельсбергитом или
кальцитом. Отдельные сферолиты настурана насыщены включениями скелетных
кристаллов раммельсбергита или герсдорфита.
Для настурана и коффинита зафиксировано и несколько зарождений,
находящихся в тесной парагенетической связи с арсенидами, сопровождающими
доломит четвертой генерации. На арсенидно-антимонидной стадии
кристаллизации минералов урана уже не происходило (Дымков и др., 1970; Мелков,
Сергеева, 1971; Казанцев, 1977; наши данные).
Коффинит на месторождении был широко развит в ураноносных жилах обоих
типов, однако подавляющее большинство его выделений впоследствии
замещено настураном. Такие псевдоморфозы сохраняют характерную для
коффинита форму кристаллов: удлиненные тетрагональные призмы, вплоть до игл,
иногда собранных в пучки. Условия их нахождения такие же, как у
описанного выше уранинита. До половины урана в рудах месторождения входит в состав
псевдоморфоз по коффиниту. Ю.М. Дымков с соавторами (1970) указывают,
что в свежем виде последний на месторождении ими не встречен. Эти
исследователи описывают здесь так называемый изотропизированный коффинит,
т.е. стекловатое вещество, по составу отвечающее коффиниту, но фактически
представляющее собой уже продукт его разложения: не силикат урана, а
тонкий агрегат оксидов U и Si. В.Г. Мелков и A.M. Сергеева (1971) отмечают
рентгенометрически подтвержденную находку неизмененного коффинита,
ассоциирующего со сфалеритом. И.В. Пековым свежий коффинит установлен в

Сросток концентрических почек самородного
мышьяка, частично покрытый корочкой
доломита. 12 см. Минералогический музей им.
А.Е. Ферсмана РАН, обр. № 84022.
Фото: Н.А. Пекова.
ходе рентгеновского и ИК-спектроскопического изучения сферолитовых
агрегатов урановой смолки из крупного арсенидного гнезда в зеленом доломите.
В них, наряду с настураном и кварцем, образовавшимися в ходе разложения
коффинита, четко зафиксированы реликты этого силиката, дающие
характерные ИК-спектр и порошкограмму. Параметры тетрагональной ячейки
коффинита: а =6.917(5), с =6.820(6) А.
Мышьяк приурочен к доломитовым жилам. В частности, отмечались мелкие
почки позднего мышьяка, наросшие на кристаллы кальцита в открытых
полостях уран-арсенидных жил (Зубов, Казанцев, 1970). По нашим наблюдениям,
наибольшее количество самородного мышьяка на месторождении
сосредоточено в кратко охарактеризованных выше специфических жилах, бедных арсе-
нидами или вовсе их не содержащих. Мышьяк образует в них параллельно-ше-
стоватые корочки протяженностью до 10 см при толщине 1—2 мм, редко до
5 мм, на границе между разновозрастными корками доломита. В брекчирован-
ных жилах корочками мышьяка как правило окружены обломки вмещающих
пород. Внешняя поверхность этих корочек сложена головками
ромбоэдрических кристаллов (до 1 мм), обычно грубыми, но в некоторых случаях четкими,
гладкогранными; на них нередко нарастает реальгар. Иногда встречаются
массивные гнезда мышьяка (до нескольких сантиметров) в доломите, а в
полостях — его красивые концентрически-скорлуповатые почки до 5 см в
поперечнике, с грубокристаллической поверхностью. Агрегаты таких почек, иногда с
наросшими щеточками карбонатов, достигают 15 см. В уран-арсенидных
жилах мышьяк подчас дает тонкие корочки, покрывающие небольшие сфероли-
ты или фрагменты дендритов арсенидов. Нами подробно изучены почки
замещенного крутовитом никелина в зеленом доломите, на поверхность которых

Щеточка ромбоэдрических кристаллов
самородного мышьяка с оранжево-красным
реальгаром. Коллекция И.В. Пекова.
Фото: И.В. Пеков, А.В. Касаткин.
наросли сферолитовые корки мышьяка. Его состав (мас.%): As 99.11, S 0.34,
сумма 99.45; он отвечает формуле (As0 99S0 m). Мышьяк в свежем изломе сталь-
но-серый, с металлическим блеском, но на воздухе быстро тускнеет и темнеет,
становясь матовым, практически черным.
Реальгар в малых количествах характерен для жил, содержащих самородный
мышьяк, с которым этот сульфид тесно ассоциирует. Наболее типичны тонкие
оранжевые корочки реальгара на поверхности почек мышьяка, реже
встречаются призматические оранжево-красные кристаллы длиной до 1.5 мм, наросшие
в мелких полостях как непосредственно на щеточки мышьяка, так и на доломит
рядом.
Гематит в виде тонкораспыленного вещества красит в вишнево-красный
цвет доломит и поздний кальцит уран-арсенидных жил (Зубов, Казанцев,
1970; наши данные).
Гётит найден В.В. Левицким в штольне № 3 в мелких полостях небольшой
доломитовой жилки, оперяющей крупную жилу уран-арсенидного типа. Его
коричневые хорошо образованные расщепленные уплощенно-призматические
кристаллы длиной до 2 мм образуют сплошные щетки. Гётит врастает здесь в
прозрачные кристаллы кварца, что указывает на его гидротермальное, а не
гипергенное происхождение. Минерал диагностирован по ИК-спектру. Гётит —
главный компонент лимонита, широко распространенного в зоне окисления
месторождения.
Гаусманнит встречен в штольне № 10 в месте пересечения баритовой жилой
серии доломитовых. Он представлен коричневыми изометричными
кристаллами до 1 мм, нарастающими в полостях на барит второй генерации. Минерал
диагностирован рентгенографически (Кривовичев, 1973). Параметры
тетрагональной ячейки: а =5.793(2), с =9.471(4) А.
Рудные минералы баритовых жил представлены «обычными» сульфидами.
Они не очень разнообразны и не образуют значительных концентраций, но
72

Повторный двойник (1 см) галенита по (111)
на флюорите. Коллекция И.В. Пекова.
Фото: М.Б. Лейбов.
иногда дают в полостях крупные кристаллы (галенит) или красивые щетки
(марказит).
Галенит широко распространен на месторождении. Главная масса его связана
с баритовыми жилами, где можно выделить три генерации этого минерала. К
первой относятся изометричные выделения до 7 мм, заключенные в раннем
кальците. Галенит второй генерации кристаллизовался одновременно со
сфалеритом и ранним баритом. К третьей генерации относятся вростки во
флюорите 2-6 и кристаллы в полостях жил, нарастающие на этот флюорит и ранний
барит; они, в свою очередь, обрастают агрегатами барита второй генерации.
Кристаллы галенита имеют кубическую форму, часто с гранями октаэдра,
очень редко встречаются чисто октаэдрические индивиды. Как правило
кристаллы грубо образованы, расщеплены, имеют матовую, шероховатую
поверхность, хотя иногда в полостях попадаются и гладкогранные, блестящие кубо-
октаэдры. Встречаются четкие двойники прорастания по (111), в том числе
повторные. Размер хорошо образованных кристаллов не превышает 5 см,
массивные неограненные обособления достигают 10 см. В доломитовых жилах
уран-арсенидного типа этот минерал входит в состав поздних парагенезисов,
ассоциируя в полостях с другими сульфидами, сурьмянистым никелином,
брейтгауптитом, кальцитом. Галенит баритовых жил по химическому составу
близок к чистому PbS, основные примеси представлены Ag (до 0.8 мас.%) и Sb
(до 0.5%).
Сфалерит весьма характерен для баритовых жил, хотя и заметно уступает в них
по распространенности галениту. Здесь выделяются три его генерации. Первая
представлена светло-коричневыми зернами до 3 мм, заключенными вместе с
галенитом в раннем кальците. Более распространен сфалерит второй
генерации, находящийся в виде зерен до 5 мм в раннем барите. К третьей генерации
относятся включения во флюорите 2-6 и хорошо образованные кристаллы,
врастающие своими основаниями в этот флюорит. Гониометрическое
изучение кристаллов сфалерита из Белореченского месторождения показало
присутствие на них граней девяти простых форм. Габитусными из них являются
{111}, {100} и {110}, а грани {120}, {140}, {180}, {230}, {232} и {133} играют
подчиненную роль. Очень характерны простые и полисинтетические двойники по
(111). Ограненные кристаллы сфалерита в полостях обычно не превышают
2—3 мм в поперечнике, лишь изредка достигая 1 см. Цвет сфалерита баритовых
Кубические кристаллы галенита на доломите.
17 см. Коллекция В.В. Левицкого.
Фото: М.Б. Лейбов.
73

Реальный (искаженный) кристалл сфалерита.
жил варьирует от медово-желтого и светло-коричневого до темно-бурого и
черного, иногда кристаллы зонально окрашены. Коричневые разности
маложелезистые (не более 1 мас.% Fe), но иногда содержат до 3 мас.% Cd.
Сфалерит — один из двух (наряду с уранинитом) главных рудных минералов
уран-сульфидных доломитовых жил; его характеристика дана выше, в разделе,
посвященном этим жилам. В уран-арсенидных доломитовых жилах сфалерит
существенно менее распространен и приурочен в основном к поздним
ассоциациям, где в том числе образует некрупные хорошо ограненные коричневые
кристаллы в полостях.
Халькопирит — второстепенный рудный минерал месторождения. В баритовых
жилах он встречается в небольших количествах в парагенезисе с галенитом и
сфалеритом, реже дает самостоятельные выделения в барите и кальците. В
галените всех генераций халькопирит образует вростки до до 0.5 мм, а в
сфалерите — характерную эмульсионную вкрапленность, обычно приуроченную к тем-
ноокрашенным участкам кристаллов. Отмечается эпитаксия халькопирита на
кристаллах сфалерита. В полостях жил всех типов встречается поздний
халькопирит в виде искаженных тетраэдрических кристаллов до 1 мм, реже до 3 мм,
и их сростков. Обычно они образуют присыпки, местами весьма густые, на
щетках доломита и барита, крупных кристаллах кальцита.
Пирит достаточно широко распространен на месторождении, но крупных
скоплений, в отличие от марказита, не образует. В баритовых жилах он
является «сквозным» минералом, проявляясь практически во всех парагенезисах.
Наиболее поздний пирит образует присыпки и корочки в полостях, на барите и
кальците вторых генераций. Такие же присыпки характерны для полостей
доломитовых жил. Наибольшие количества этого минерала наблюдаются в
поздних пирит-кальцитовых жилах, особенно в их брекчированных участках.
Кристаллы пирита достигают 5 мм. Их габитусные формы — {100}, {210}, реже {111}.
Гладкогранные кристаллы редки, более обычны искривленные, скрученные
индивиды, их розетковидные сростки. На щетки флюорита с баритом местами
нарастают обильные «шишки» до 1 см, сложенные расщепленными кубоокта-
Кубооктаэдрические кристаллы пирита и
их щеточки на барите. Коллекция В.В.
Левицкого. Фото: И.В. Пеков, А.В. Касаткин.
74

Сплошная корочка из мелких кристаллов
марказита, покрывающая скаленоэдры
кальцита; поздние
призматически-ромбоэдрические кристаллы кальцита нарастают уже на
марказит, б см. Коллекция В.В. Левицкого.
Фото: М.Б.Лейбов.
эдрами пирита. Красивые кристаллические корочки пирита покрывают с
одной стороны («минералогический отвес») друзы прозрачного
призматического барита; иногда кристаллы барита растворены, и тогда наблюдаются
необычные «пустые футляры» пирита.
Марказит является в целом самым поздним сульфидом месторождения. В
наибольших количествах он присутствует на верхних горизонтах, в жилах,
залегающих близ контакта с нижнеюрскими аргиллитами. В доломитовых и
баритовых жилах марказит наблюдается в кавернах в виде щеток и корочек,
нарастающих на карбонаты, барит, флюорит. Часто скопления марказита
цементируют обломки кристаллов барита и кальцита, осыпавшиеся на дно
полостей. Мы выделяем в отдельный тип поздние марказит-кальцитовые
жилы (см. выше), с которыми связаны самые значительные скопления
этого сульфида. Марказит образует в них сплошные кристаллические
корки-щетки площадью до нескольких квадратных метров при толщине до 3—5
см, редко до 10 см, чаще всего покрытые кальцитом. Кристаллы марказита в
них призматические или таблитчатые, уплощенные по [010], реже
копьевидные. В длину они обычно не превышают 3 см при толщине до 1 см.
Характерны многократные двойниковые срастания индивидов по {010}, атакже их
расщепление. Сочетание этих двух явлений приводит к возникновению
характерных гребенчатых и «шестеренковидных» форм. Щетки такого
марказита весьма эффектны. В одной из доломитовых жил, вскрытых штольней
75

«Петушиные гребни» марказита - сложно-
расщепленные многоглавые пластинчатые
индивиды. Коллекция И.В. Пекова.
Фото: И.В. Пеков, А.В. Касаткин.
№ 2, наблюдаются классические для этого минерала «петушиные гребни»
(до 1 см) — сложнорасщепленные многоглавые пластинчатые индивиды с
гладкими боковыми гранями. Они красивыми сплошными щетками
покрывают стенки полостей в осевой зоне жилы, тогда как в оперяющих трещинах
отдельные кристаллы марказита нарастают на кубооктаэдры пирита.
Мелкоигольчатый марказит часто встречается в виде обильных
ориентированных включений в кристаллах позднего кальцита, придавая им темную
окраску. Диагностика белореченского марказита подтверждена оптически и
рентгенографически.
Сростки (до 2 см) расщепленных кристаллов
марказита. Коллекция И.В. Пекова.
Фото: М.Б. Лейбов.
76

Сферолиты, образованные игольчатыми
кристаллами антимонита. Коллекция
В.В. Левицкого.
Фото: И.В. Пеков, А.В. Касаткин.
Антимонит установлен В.В. Левицким в одной из баритовых жил, вскрытых
штольней № 3. Этот минерал образует в участках интенсивного растворения
барита щетки и сферолитовые корочки (диаметр сферолитов достигает 5 мм)
площадью до 8 х 8 см, сложенные игольчатыми кристаллами длиной до 2 мм.
Они нарастают на стенки полостей с флюоритовыми «сухарями».
Киноварь в виде мелких редких кристалликов и примазок обнаружена на
стенках полостей как баритовых, так и доломитовых жил, в ассоциации с
кальцитом, флюоритом, кварцем, диккитом, пиритом, марказитом (Дымков и др.,
1970; Мелков, Сергеева, 1971).
Халькозин, метациннабарит, миаргирит, арамайоит, блеклая руда и геокронит
отмечались разными авторами без описания и диагностических характеристик
в рудных жилах месторождения, а арсенопирит, пирротин, молибденит и
оксиды Ti (лейкоксен) — в дорудных (Дымков и др., 1970; Зубов, Казанцев, 1970;
Мелков, Сергеева, 1971, 1992; Анненкова и др., 1972).
Гипергенные минералы
За счет первичных минералов мышька, широко распространенных в
доломитовых жилах уран-арсенидного типа, развиваются разнообразные
кислородные соединения этого элемента. По большей части это образования
современной зоны окисления. Ассоциирующие с арсенидами первичные минералы
четырехвалентного урана в зоне окисления тоже разлагаются, давая соединения
уранил-иона (U6+02)2~.
Арсенолит — характерный минерал начальной стадии гипергенного
изменения арсенидов и самородного мышьяка. Наиболее часто встречаются его
тонкопорошковатые белые налеты на этих минералах. В одной из жил
обнаружены бесцветные водяно-прозрачные с сильным блеском октаэдры арсе-
нолита до 1 мм, корочками покрывающие корродированные мелкие почки
мышьяка или нарастающие на стенки полостей их растворения в доломите.
Иногда арсенолит ассоциирует с более поздними арсенатами.
:: 77 ?

Октаэдрические кристаллы арсенолита,
образующие корочки и сферолиты в
полости растворения самородного мышьяка.
Коллекция В.В.Левицкого.
Фото: И.В. Пеков, А.В. Касаткин.
4- «Никелевые цветы» - рыхлый агрегат
аннабергита, практически полностью
заместивший обломок массивной арсенидной
никелевой руды размером около 5 см за
шесть лет нахождения во влажном воздухе
подземного рудника. Этот образец в
совершенно свежем виде был специально
оставлен В.В. Левицким для установления
скорости развития аннабергита по арсе-
нидам в небольшом штуфе.
Фото: В.В. Левицкий.
\ Щеточка кристаллов аннабергита на
доломите. Ширина поля 8 мм. Коллекция И.В. Пе-
кова. Фото: Н.А. Пекова.
Аннабергит — наиболее распространенный на месторождении гипергенный
минерал мышьяка. Он возникает при окислении арсенидов никеля и герсдор-
фита. Наиболее часто наблюдаются его зеленоватые до почти белых налеты и
тонкие корочки на стенках выработок в участках развития арсенидной
минерализации. Обломки богатой никелином руды за 30—40 лет нахождения в
сыром климате штолен обросли толстыми мягкими сплошными корками
бледно-яблочно-зеленого цвета — «никелевыми цветами», основным компонентом
которых является землистый аннабергит. Сферолиты диаметром до 1 мм,
плотные корочки и скопления аннабергита до 5 см попадаются в полостях и
трещинах, в тесном контакте с арсенидами никеля. Наиболее редко
встречаются ярко-зеленые щетки этого минерала, покрывающие стенки мелких пустот в
жильном доломите. Они сложены прозрачными расщепленными
ромбовидными табличками до 0.5 мм. Химический состав такого аннабергита (мас.%,
содержание Н20 рассчитано по дефициту суммы анализа): MgO 1.56, FeO 4.55,
78

«Пушистые» сферолиты парасимплезита
на доломите. Коллекция И.В. Пекова.
Фото: И.В. Пеков, А.В. Касаткин.
СоО 0.74, NiO 28.85, ZnO 0.54, As,0, 39.19, Н,0 24.57, сумма 100.00. Он
отвечает формуле: (Ni226Fe037Mg023Co006Znnn4)y21,fi(AsO4),-8.01H,O
'2~5 -"•■"> "2V
Парасимплезит образует в пустотках и трещинах доломитовых жил розетки,
сферолиты, «кустики» до 1 мм в поперечнике, сложенные игольчатыми
кристаллами. Иногда они сплошными корочками покрывают стенки мелких
полостей. Цвет парасимплезита серовато-голубоватый. Минерал как правило
ассоциирует с самородным мышьяком, за счет которого, вероятно, и возникает.
Белореченский парасимплезит представлен высокомагнезиальной
разновидностью. Его химический состав (мас.%, содержание Н,0 рассчитано по
дефициту суммы анализа): СаО 1.70, MgO 8.38, МпО 0.71, FeO 20.19, СоО 0.11,
NiO 0.08, As205 42.09, Н20 26.74, сумма 100.00. Он отвечает формуле:
(Fe1535Mg|13Ca0165Mn0055Co00|Ni0005)Z290(AsO4)2'8.12H2O. Диагностика
подтверждена порошковой рентгенограммой; параметры моноклинной ячейки:
а = 10.38(1), b = 13.53(9), с =4.79(4) А, р = 105.07(7)°.
Фармаколит — обычный продукт современного процесса гипергенного
изменения самородного мышьяка. Этот арсенат кристаллизуется на стенках
выработок и на штуфах полуокисленной руды. Наиболее часто он дает тонкие
бесцветные прозрачные корочки, покрывающие поверхность доломита и мышьяка.
Они состоят из «лежачих» призматических индивидов длиной до 3 мм. Реже
встречаются красивые розетки диаметром до 1 см и пучки хорошо
образованных, с четкими головками призматических кристаллов фармаколита до 5 мм.
Минерал ассоциирует с гёрнезитом, рёсслеритом, пикрофармаколитом,
гипсом. Химический состав (мас.%, содержание Н20 рассчитано по
стехиометрии): СаО 25.70, MgO 0.14, SiQ2 0.50, Р205 0.18, As2Q5 52.31, Н20 20.69, сумма
79

Сростки кристаллов фармаколита до 0.5 см.
Коллекция В.В.Левицкого.
Фото: Н.А. Пекова.
Радиальный сросток кристаллов
фармаколита. 0.5 см. Коллекция В.В. Левицкого.
Фото: Н.А. Пекова.
99.52. Он отвечает формуле: (Ca099Mg00])z, 00(As098Si002)zl 00О3(ОН)«2Н2О.
Диагностика подтверждена ИК-спектром и порошковой рентгенограммой;
параметры моноклинной ячейки: а = 5.97(1), Ъ = 15.41(1), с = 6.28(1) А, Р = 114.8(1)°.
Гёрнезит в существенном количестве встречается в участках современного
гипергенного изменения самородного мышьяка, в той же обстановке, что и фар-
маколит. Он образует компактные снежно-белые сферолиты диаметром до
2 мм с шелковистым до матового блеском, сложенные плотно сросшимися
игольчатыми кристаллами. Иногда эти сферолиты формируют гроздьевидные
сростки до 1.5 см. Минерал тесно ассоциирует с пикрофармаколитом.
Гёрнезит диагностирован по качественному химическому составу, ИК-спектру и по-
рошковой рентгенограмме; параметры моноклинной ячейки: а = 10.12(1), b =
13.49(1), с =4.754(6) А, р = 102.1(1)°.
Пикрофармаколит тоже относится к типичным минералам, развивающимся
сейчас на месторождении за счет самородного мышьяка. Он тесно
ассоциирует с гёрнезитом и, подобно ему, встречается в основном в виде сферолитов.
Однако, в отличие от гёрнезитовых, сферолиты пикрофармаколита не плотные, а
80

Верхний ряд:
t Сростки белых сферолитов гёрнезита и
сероватая розетка фармаколита. Коллекция
И.В. Пекова.
Фото: И.В. Пеков, А.В. Касаткин.
71 Сростки сферолитов гёрнезита. Коллекция
И.В. Пекова.
Фото: И.В. Пеков, А.В. Касаткин.
Нижний ряд:
Т Сферолит пикрофармаколита на доломите.
Коллекция И.В. Пекова.
Фото: И.В. Пеков, А.В. Касаткин.
/ Сферолиты пикрофармаколита на
доломите. Коллекция И.В. Пекова.
Фото: И.В. Пеков, А.В. Касаткин.
«пушистые», образованные далеко расходящимися из центра длинными
тончайшими иглами белого цвета. Диаметр их достигает 8 мм. Штуфы,
«посыпанные» сферолитами пикрофармаколита и гёрнезита, хорошо различающимися
даже визуально, весьма красивы. Химический состав (мас.%, содержание Н90
рассчитано по стехиометрии): СаО 24.28, MgO 3.53, NiO 0.18, Р205 0.21, As205
47.15, S03 0.32, Н20 22.53, сумма 98.20. Он отвечает формуле:
Ca4(Mg084Ca0|5Ni002)E10I(As393S004P00l)Z3.98O14(OH)]96-llH2O. Диагностика
минерала подтверждена ИК-спектром и порошковой рентгенограммой;
параметры триклинной ячейки: а = 13.55(7), b = 13.56(8), с = 6.77(3) А, а =
99.68(11)°, р = 96.65(15)°, у = 91.74(10)°.
Рёсслерит встречен в составе современной сульфатно-арсенатной
минерализации, развивающейся по жилам с самородным мышьяком. Он нарастает
на стенки выработок и поверхность рудных обломков в виде бесцветных во-
дяно-прозрачных призматических кристаллов до 5 мм с косоугольными
головками, напоминающих кристаллы гипса (в отличие от которого
рёсслерит, столь же мягкий, не имеет весьма совершенной спайности). Они обыч-
81

Сросток расщепленных кристаллов рёсслерита.
Коллекция И.В. Пекова.
Фото: И.В. Пеков, А.В. Касаткин.
Антолиты рёсслерита. Коллекция И.В. Пекова.
Фото: И.В. Пеков, А.В. Касаткин.
но в той или иной мере расщеплены, исштрихованы. Реже встречаются
более мелкие гладкогранные кристаллы, собранные в пучки, небольшие дру-
зочки, розетки. Интересны изогнутые антолиты (до 3—4 мм) прозрачного
рёсслерита, в точности напоминающие хорошо известные «гипсовые
цветы». В тесном срастании с гипсом, тоже дающим расщепленные кристаллы,
этот арсенат образует корочки и кораллитовые агрегаты до 1 см.
Ассоциирующие с ними минералы представлены гернезитом, пикрофармаколитом и
фармаколитом. Рёсслерит диагностирован по качественному химическому
составу, ИК-спектру и монокристальным рентгеновским данным;
параметры моноклинной ячейки: а = 6.679(4), b = 25.775(4), с = 11.539(3) А,
82

Р = 95.13(4)°. Образцы белореченского рёсслерита по качеству и величине
кристаллов могут считаться одними из лучших в мире. К сожалению, при
хранении в сухом воздухе в течение нескольких лет этот минерал начинает
белеть и терять прозрачность, видимо, замещаясь более низководными ар-
сенатами магния.
Новачекит найден В.В. Левицким в мелких щелевидных полостях частично
измененного «ржавого» доломита рядом с настуран-арсенидным гнездом.
Он образует сплошные светло-желтые корочки площадью до 1 х 1.5 см,
тесно ассоциирующие с зелеными кристаллическими корками аннабергита.
Корочки новачекита состоят из сросшихся сферолитов диаметром до 0.3 мм,
сложенных прозрачными четырехугольными пластинками. Химический
состав минерала (мас.%, содержание Н20 расчетное, соответствует дефициту
суммы): MgO 3.59, NiO 0.65, U03 54.14, As205 21.83, H20 19.79, сумма 100.00.
Он отвечает формуле: (Mgo 94Ni0 09)у j 03(UO2), 99As2O802«11.56H2O.
Диагностика подтверждена ИК-спектром, отвечающим существенно гидратирован-
ной разности новачекита.
Шрекингерит — наиболее обычный урановый минерал современной зоны ги-
пергенеза Белореченского месторождения. Комковатые агрегаты (до 2 мм в
поперечнике) его очень мелких чешуйчатых индивидов появляются за
считанные годы на стенках выработок, там, где вскрыты ураноносные жилы. В
некоторых участках достаточно большая площадь (до десятков см2) бывает
покрыта сыпью, местами весьма густой, таких комочков. Непосредственно на
обломках окисляющейся богатой уран-арсенидной руды, в ассоциации с порошко-
ватым аннабергитом встречаются кристаллы шрёкингерита в виде прозрачных
шестиугольных пластинок до 0.5 мм, обычно собранные в группы до 3 мм.
Минерал имеет яркую светло-желтую с зеленоватым оттенком окраску.
Характерной его особенностью является очень сильная желто-зеленая люминесценция
в ультрафиолетовых лучах как коротко-, так и длинноволнового диапазона.
Белореченский шрекингерит диагностирован по ИК-спектру и химическому
составу (мас.%, содержание С02 рассчитано по балансу зарядов, а Н20 — по де-

Обособления шрёкингерита на доломите.
Коллекция И.В. Пекова.
Фото: И.В. Пеков, А.В. Касаткин.
фициту суммы анализа): Na20 1.81, СаО 19.82, FeO 1.51, U03 34.22, S03 8.94,
F 1.68, C0215.13, H20 17.60, 0=F2 0.71, сумма 100.00. Эмпирическая формула:
(Na0 52Ca036)zo88(Ca28|Fe0 l9)Z3(U02), 07(8О4)! 00(CO3)3 08(F0 79O021)Z1-8.76H20.
Метацейнерит, водородный ураноспинит и отенит отмечены при разведке
урановых руд в приразломной зоне окисления на глубине 50 м
(неопубликованные материалы ГГП «Колыдовгеология»).
Арагонит встречен В.В. Левицким в штольне № 1 в приразломной зоне
окисления уран-арсенидных доломитовых жил. Пучки и розетки (до 1 см) его
бесцветных прозрачных расщепленных длиннопризматических кристаллов нара-
Пучки (до 1 см) арагонита на корке,
образованной сферокристаллами кальцита.
Коллекция В.В. Левицкого.
Фото: Б.З. Кантор.
84

стают на сферолитовые корки кальцита в трещине пористого агрегата
лимонита, заместившего доломит. Также арагонит образует здесь в полостях сталакти-
топодобные формы (до 5 см), сложенные плотными мелкоигольчатыми
агрегатами желтовато-белого цвета. Обе разности минерала диагностированы
методом ИК-спектроскопии.
Вторичные минералы баритовых и родственных им жил в большинстве своем
представлены сульфатами и карбонатами. Они встречаются как правило в
малых количествах и определены нами по данным рентгенографии,
ИК-спектроскопии и/или электронно-зондового анализа.
Англезит развивается по галениту, образуя на нем белые или зеленовато-серые
тонкокристаллические корочки. Также этот сульфат вместе с агрегатами гал-
луазита, малахита и гидроксидов железа выполняет пустоты выщелачивания
галенита.
Гипс достаточно распространен среди гипергенных образований
Белореченского месторождения. Так, он образует тонкие кристаллические корочки на
кальците в полостях жил, иногда тесно ассоциируя с сульфатами меди. Гипс —
типичный продукт современного изменения пирита и марказита,
покрывающий их выделения щеточками мелких бесцветных иголок и белых сферолитов.
Влажная очень пластичная белая «глина», заполняющая полости до 10 см в
полуокисленной пирит-кальцитовой жиле (шт. № 3), практически полностью
состоит из тонкозернистого гипса.
Мелантерит является главным минералом, возникающим в результате
окисления пирита и марказита в белореченских штольнях. В тех местах, где этих
сульфидов много, сплошные обособления мелантерита в полостях и на стенках
выработок достигают первых десятков сантиметров. Обычно он дает параллель-
но-шестоватые агрегаты, грубые антолиты, ноздреватые массы. Иногда на-
Агрегаты голубовато-зеленого мелантерита
в брекчированной жильной зоне с
окисляющимся пиритом. Ширина поля зрения около
10 см. Фото: В.В. Левицкий.
85

блюдаются отдельные индивиды-«усы» длиной до 2 см. Мелантерит
полупрозрачен до прозрачного, имеет красивый голубовато-зеленый цвет. Однако, этот
водорастворимый железный купорос весьма нестоек: даже при
непродолжительном — считанные дни — хранении в сухом воздухе он частично
обезвоживается , переходя в другие сульфаты Fe. При этом агрегаты мелантерита белеют,
мутнеют, а затем рассыпаются.
Брошантит встречается в небольших количествах в виде мелких (обычно
< 0.1 мм) зеленых с синеватым оттенком короткопризматических кристаллов,
образующих корочки вместе с серпиеритом и гипсом на кальците или же с де-
виллином на барите.
Антлерит установлен в виде зеленых сферолитов до 0.3 мм в диаметре и тонких
сферолитовых корочек площадью до 1 х 1 см, нарастающих на
корродированную поверхность кристаллов галенита и прилегающие к ним агрегаты барита и
флюорита в полостях.
Девиллин найден в виде пленок и корочек, сложенных розетковидными
сростками вытянутых пластинок (до 0.5 мм длиной) голубого цвета с
перламутровым блеском. Они вместе с брошантитом и диккитом нарастают на барит в
полостях и трещинах.
Серпиерит образует тонкопластинчатые сильно вытянутые прозрачные
голубые кристаллы длиной до 1 мм, обычно собранные в пучки, розетки, корочки.
Этот минерал вместе с брошантитом и гипсом нарастает на кристаллы
кальцита в полости доломитовой жилы с поздним баритом. Здесь иногда
наблюдаются концентрически-зональные дисковидные образования, окружающие
выделения полуокисленного халькопирита. Их внутренняя часть сложена гипсом,
промежуточная зона — брошантитом, а периферическая — серпиеритом.
Изредка в пустотках наблюдаются красивые пучки кристаллов серпиерита,
наросшие на призмы гипса.
Плюмбоярозит встречен в виде порошковатых или плотных красновато-бурых
агрегатов, покрывающих стенки пустот выщелачивания в галените. Минерал
ассоциирует с более поздним гемиморфитом (Кривовичев, 1973).
Голубые розетки и корочки девиллина и
голубовато-зеленые мелкие кристаллы бро-
шантита на барите. Коллекция И.В. Пекова.
Фото: И.В. Пеков, А.В. Касаткин.
86

Голубой пучок серпиерита на бесцветном
призматическом кристалле гипса. Коллекция
В.В.Левицкого.
Фото: И.В. Пеков, А.В. Касаткин.
Ярозит в виде желтых рыхлых, землистых масс заполняет тектонические
трещины во вмещающих рудные жилы породах. Иногда подобные агрегаты его
встречаются в составе продуктов окисления марказита и пирита.
Церуссит развивается по галениту, образуя на его поверхности корочки мелких
бесцветных пластинчатых кристалликов с сильным блеском или зернистые
белые массы.
Малахит встречается довольно часто, хотя и в небольших количествах. Обычно
он дает ярко-зеленые примазки, корочки, скопления волокнистых индивидов
по трещинам в барите, ассоциируя с азуритом и лимонитом. Реже
наблюдаются мелкие почковидные агрегаты малахита.
Азурит образует голубые корочки и синие пористые массы, реже щеточки
кристаллов темно-синего цвета (до 0.5 мм) в трещинах барита, в ассоциации с
малахитом.
Сера дает сростки (до 0.5 мм) светло-желтых плохо ограненных изометричных
кристаллов и каплевидные обособления такого же размера на агрегатах барита
с галенитом в полостях.
Коронадит в значительных количествах присутствует в одной из баритовых жил
с флюоритом и галенитом, вскрытой в верхней части месторождения. Он
нарастает в полостях на эти минералы, образуя коричнево-черные мягкие почки
диаметром до 1 мм, которые обычно собраны в гроздьевидные агрегаты и могут
сплошными корками покрывать площади до нескольких см2. С ним
ассоциируют малахит и азурит. Химический состав коронадита (мас.%; Мп4+/Мп2+-отно-
шение рассчитано по балансу зарядов): РЬО 30.11, ZnO 1.62, CuO 3.52, СоО 1.11,
МпО 3.34, Fe203 1.46, Mn02 57.10, сумма 98.26; эмпирическая формула:
Pb, 35(Mrij+56Mn^7Cu044Zn020Fe^8Co0]5)S8Ol6. В составе этого минерала
интересны две особенности: во-первых, комплексность (в ощутимых количествах
присутсвуют все главные «рудные» элементы баритовых жил: Pb, Zn, Си, Fe), и,
во-вторых, отсутствие Ва и Ni при наличии заметной примеси Со.
. 87 ,

Сферолитовые агрегаты коронадита на
барите. Коллекция И.В. Пекова.
Фото: И.В. Пеков, А.В. Касаткин.
Гемиморфит установлен в виде мелких (до 1 мм) бесцветных прозрачных
кристаллов, их сростков и друзочек, нарастающих на ячеистые выделения плюм-
боярозита в пустотах выщелачивания сульфидов. В качестве габитусных форм
на его ромбических кристаллах характерного облика присутствуют {010} и
{110}, подчиненную роль играют грани {301} и {031} (Кривовичев, 1973).
Галлуазит входит в состав гипергенных глин, развитых в полостях и трещинах.
Наиболее детально изучен минерал из штольни № 10, где он образует плотные
скопления тонкозернистого сложения, гроздьевидные агрегаты и пленки на
поверхности щеток флюорита и барита. Цвет его здесь варьирует от белого,
иногда с кремовым оттенком, до светло-зеленого. Химический состав (мас.%):
Na20 0.08, К20 0.14, MgO 0.26, МпО 0.05, Fe203 0.12, А1203 39.30, Si02 42.30,
ппп 16.76, сумма 99.01 (Кривовичев, 1973). Он отвечает эмпирической
формуле: Na001K001(Al198Mg002)(Si190Al010)O490(OH)410'0.46H2O. Галлуазит является
второстепенным компонентом влажной вязкой коричневой глины,
сложенной в основном диккитом и заполняющей как полости в кальцит-баритовых
жилах, так и открытое пространство крупных тектонических трещин в верхних
частях месторождения.
88

ВМЕСТО ЗАКЛЮЧЕНИЯ
быча полезного ископаемого на них оправдана экономически и в
перспективе может быть развернута, часто ведутся дебаты: стоит ли
это делать, или же надо сохранять их как памятники природы в том виде, в
каком они сегодня существуют. Обычно точки зрения в таких дискуссиях
радикальны, в том числе мнение сторонников запрета горных работ: считается (и
во многих случаях так, к сожалению, и бывает), что это неминуемо приведет к
уничтожению геологического памятника. Однако, следует помнить, что мы
имеем возможность увидеть, в частности, на Белореченском, всё это
великолепие только благодаря тому, что некогда были пройдены штольни. Сами по
себе горные работы, в том числе эксплуатационные, не являются врагом
геологических памятников. Напротив, разработка месторождения позволяет, с
одной стороны, поддерживать горные выработки в приемлемом по части
безопасности посещения состоянии, а с другой — способствует постоянному
«обновлению экспозиции» природного музея через вскрытие всё новых
интересных геологических тел (для Белореченского это весьма актуально, так как
большинство давно известных минерализованных полостей уже повреждено
посетителями, и местами довольно сильно) и обеспечивает приток свежего
каменного материала, как для исследований, так и для музеев и других видов
коллекций. В свою очередь, тем, кто разрабатывает такое месторождение,
тоже следует обращать внимание на этот аспект, не пренебрегая контактом со
специалистами соответствующего профиля. При соблюдении такого простого,
не требующего особых усилий правила горные работы, воспринимаемые
многими сторонниками охраны геологических памятников однозначно
негативно, могут и должны оказаться во благо этому важному делу.
БЛАГОДАРНОСТИ
В процессе подготовки данной работы мы пользовались любезной помощью
наших коллег. Ю.М. Дымков, В.А. Слётов и А.А. Разумовский дали
возможность ознакомиться с их материалами, Е.В. Хромова предоставила
фотографии, сделанные в штольнях. Д.И. Белаковский и А.Б. Никифоров
содействовали в изучении коллекций по Белореченскому месторождению, хранящихся
в Минералогическом музее им. А.Е. Ферсмана РАН, Н.В. Скоробогатова — в
Музее-литотеке ВИМС, А.С. Салтыков и Д.И. Кринов — в Минералогическом
музее ВНИИХТ. В инструментальных исследованиях минералов участвовали
А.А. Агаханов, Ю.С. Бородаев, К.В. Ван, Д.А. Варламов, М.Ф. Вигасина,
Р.А. Виноградова, С.Н. Журавлев, Н.В. Зубкова, М.А. Кузнецова, Л.А. Паутов,
Н.В. Чуканов. Фотосъемка минералов на специализированном микроскопе
была бы невозможной без помощи А.В. Касаткина. Всем этим людям мы
выражаем свою глубокую благодарность.
89

ЛИТЕРАТУРА
Анненкова Г.А., Добровольская М.Г., По.жовскии Г.Ф. Первая находка мышьяковистой разновидности пиростильмнита в СССР // Тр. Минер, музея АН
СССР (Новые данные о минералах СССР), 1972. В. 21, 168-173.
Афанасьев Г.Д. Основные итоги изучения магматизма Большого Кавказа // Проблемы металлогении и магматизма Кавказа. VI., Наука, 1970, 47—67.
Безборобько И.И. Змсевиковый пояс, его хромистые руды и кристаллические породы в майкопском отделе Кубанской области (Северный Кавказ) //
Изв. Алексеевского Донского политехи, ин-та (Новочеркасск), 1913, Т. 2, II научн. отд.. 429—564.
Грановская Н.В. Минералогия и термобарогеохимия Белореченского баритового месторождения (Северо-Западный Кавказ) // Зап. ВМО, 1984, В. 4.
454-463.
Грановский А.Г., Грановская Н.В. Перспективы баритоносности Северо-Западного Кавказа // Отечеств, геология. 2005, № 1, 33—36.
Григорснко М.В. Белореченское месторождение барита и баритопосность Северо-Западного Кавказа // Барит. М.п Наука. 1986, 116—123.
Дымков Ю.М., Казанцев В.В., Любченко В.А. Крусгификапионные карбонатные жилы уран-арсепидного месторождения // Месторождения урана: зо-
нальпость и парагенезисы. М., Атомиздат. 1970, 205—244.
Дьяконова-Савеяьева Е.Н. Гранитоиды Даховской и Сахрайской интрузий // Уч. зап. ЛГУ, 1940. № 45. В. 8, 190—223.
Зубов A.M.. Казанцев В.В. Посфудная минерализация в карбонатно-арсенидно-наетурановых жилах // Месторождения урана: зональность и
парагенезисы. М.. Атомиздат. 1970. 244-273.
Казанцев В. В. Kpyci ификапионные жилы с U-Ni- и U-Zn-рудами // Текстуры и структуры урановых руд эндогенных месторождений. М., Атомиздат.
1977, 87-94.
Кривовичев В.Г. К криеталломорфологии барита Белореченского месторождения // Зам. ВМО, 1971, В. 4, 462—470.
Кривовичев В.Г. Доломиты и анкериты Белореченского месторождения и некоторые аспекты исследования состава магнезиально-железистых
карбонатов// Вестник ЛГУ, сер. 6. геол., 1972а, № 1, 36-44.
Кривовичев В.Г. К вопросу о зональности барито-полиметадлических месторождений // Зап. ВМО, 1972b, В. 4, 495—499.
Кривовичев В.Г. Минералого-геохимические особенности и вопросы генезиса Белореченского месторождения барит. Дисс. кл.-м.. Л.. ЛГУ, 1973. 235 с.
Кривовичев В.Г. Физико-химические условия формирования некоторых низкотемпературных гидротермальных месторождений (на примере
Белореченского месторождения) // Зам. ВМО. 1975, В. 4, 377-388.
Кривовичев В.Г. Парагенезисы минералов и анализ минеральных равновесий is баритовых месюрожлениях // Минералы и парагенезисы минералов.
Л.. Наука, 1979.45-60.
Кривовичев В.Г.. Га.шбин В.А., Сторона ГЛ. Геохимия стронция в низко-температурных гидротермальных месторождениях // Минералогия и
геохимия. Л.. ЛГУ. 1979. 130-140.
Лунев A.M. Северо-Кавказский краевой массив// Геология СССР, Т. 9, Ч. 1. М.. Недра. 1968, 606—607.
Лучников Б.П. Юрская система. Верхний отдел. Западная часть Северного Кавказа // Геология СССР. Т. 9. Ч. I. М.. Недра. 1968. 219—221.
Любченко В.А.. Грановская Н.В. Критерии локального прогноза баритового оруденения па Северном Кавказе // Барит. М.. Наука, 1986, 1 10—1 16.
Любченко В.А.. Пац В.М. Белореченское баритовое месторождение на Северном Кавказе // Разведка и охрана недр, 1967. № 12. 24—26.
Маков В.Г., Сергеева A.M. Минералогии Даховского и Пскентскот месторождений урана па Северном Кавказе // Матер, по геологии урановых
месторождений: информационный сборник, В. 15. М., ВИМС. 1971. 22—40.
Маков В.Г.. Сергеева A.M. Углеродистое вещество в эндогенном процессе минералообразования: на примере урано-карбонатпого с арсенилами и ди-
арсенидами никеля месторождения // Зап. ВМО. 1992, В. 2. 16—25.
ПакуАьнис Г. В.. Константинов А. К. Информационный справочник по геологии и руломосности урановорудных провинций, районов и месторождений
Российской Федерации. Кн. III. Прслкавказская провинция. Ч. 2. Кавминводекий урановорудпый район. Центрально-Кавказский ураиоворуд-
ный район. М., ВИМС. 2007, 88 с.
Некое Н.В. Минералы ряда никслин-брейтгауптит из Белореченского месторождения (Северный Кавказ) // Зап. ВМО, 1993. В. 3. 44—49.
Родзянко И.Г., Джумаило В.И., Савин СВ., Сафаров Ю.А., Петроеьинц Б.А., Жамгоцев ОС, Баранов Г.И. Геология и геохимия центральной чает
Северного Кавказа (эндогенные месторождения). Ростов-на-Дону, изд. РГУ. 1971. 202 с.
Семашко А.П., Накул,нис Г.В. Геологическое строение и формирование Даховекою месторождения // Матер, по геологии урановых месторождений:
информационный сборник, В. 14. М.. ВИМС. 1971, 63—83.
Фридман А.И., Ремизова Л.И., Войтов Г.И., Черевичная Л.Ф. Природные газы Белореченского баритового месторождении (Северный Кавказ) // Докл.
АН СССР, 1977, Т. 233, № 3, 470-472.
ХарчукЛ.П. Баригоносноеть Северного Кавказа. Тез. докл. // Матер, конференции науч. работников Дона и Сев. Кавказа. Ростов-на-Дону, 1947. 80—81.
ХарчукЛ.П. Бариты Северного Кавказа// Барит. М., Наука. 1986. 104—110.
90

УКАЗАТЕЛЬ МИНЕРАЛОВ
Азурит
Альбит
Англезит
Анкерит
Аннабергит
Антимонит
Антлерит
Арагонит
Арамайоит
Арсенолит
Арсенопирит
Барит
Блеклая руда
Брейтгауптит
Брошантит
Ваэсит
Виоларит
Галенит
Галлуазит
Гаусманнит
Гематит
Гемиморфит
Геокронит
Гёрнезит
Герсдорфит
Гётит
Гипс
Графит
Девиллин
Диккит
Доломит
Кальцит
Каолинит
Кварц
Киноварь
Коронадит
Коффинит
Крутовит
Малахит
Марказит
Мелантерит
Метацейнерит
Метациннабарит
87
55
85
52
78-79, 79
77
86
84-85, 84
77
77,78
77
37-45, 7, 16, 20, 30, 33, 36,'
77
60, 60, 61
86,86
67
67
73,43, 73
88
72
72
88
77
80,81
63-65, 60, 61, 64
72
85,87
55
86,86
55
50-52,10, 44, 46, 47, 49, 51,
45-50, 20, 30, 31, 36, 45, 46,
55
55
77
87,88
70-71
62-63,62
87
75-76,31,36,45,48,75,76
85-86, 85
84
77
Миаргирит
Микроклин
Миллерит
Молибденит
Мусковит
Мышьяк
Никелин
Никельскуттерудит
Новачекит
Оксиды Ti
Отенит
Парараммельсбергит
Парасимплезит
Пикрофармаколит
Пираргирит
Пирит
Пиростильпнит
Пирротин
Плюмбоярозит
Полидимит
Прустит
Раммельсбергит
Реальгар
Рёсслерит
Сера
Серебро
Серпиерит
Сидерит
Стронцианит
Сфалерит
Ульманнит
Уранинит
Ураноспинит
Фармаколит
Флюорит
Фторапатит
Халькозин
Халькопирит
Хлорит
Церуссит
Шрёкингерит
Ярозит
77
55
67
77
55
71-72,63,71,72,78
56-59,10, 57, 59, 60, 63
66
83,83
77
84
62
79,79
80-81, 81
67,67
74-75,16, 42, 51, 74
67-68,1, 68
77
86
67
67
61-62
72,72
81-83,82
87
67
86,87
55
52-53, 20, 52, 53
73-74, 49
65-66, 60, 65, 66
69-70, 57, 63, 69
84
79-80, 80, 81
53-55, 7, 20, 41, 43, 54, 73
55
77
74,20
55
87,20
83-84, 84
87
Курсивом выделены минералы, которые только упоминаются
91