Text
УДК 549: 064.4
Киевленко Е. Я., Чупров В. И., Драмшева Е. Е. Декоративные коллекционные минералы.— М.: Недра, 1987.—223 с., ил.
Рассмотрены главные виды декоративных минералов и минеральных агрегатов — кристаллов, друз, жеод, вкраплений в породах, представляющих интерес как коллекционный материал, не требующий промышленной обработки. Показаны особенности коллекционных минералов как нового полезного ископаемого, охарактеризованы главные их разновидности, условия образования и генетические типы месторождений. Даны рекомендации по применению методов и рациональной последовательности поисковых и оценочных работ, а также практические советы по отбору коллекционных образцов, их облагораживанию и сохранению. В книге много цветных иллюстраций.
Для геологов, занимающихся комплексными поисковыми работами, минералогов. Будет интересна широкому кругу читателей — любителей камня.
Табл. 5, ил. 88, список лит.— 38 назв
Рецензент: И. Ф. Романович, д-р геол.-минер. наук (Московский геологоразведочный институт им. С. Орджоникидзе)
к 1904050000-374 12Q_87 043(01)—87
© Издательство «Недра», 1987
Предисловие
Минералы издавна не только служат человеку рудой, техническим камнем и строительным материалом, но и являются важнейшей частью его материальной культуры. «Будущее камней не в их ценности, не во вложенном в них богатстве, а в их красоте, в гармонии красок, цветов и форм, в их вечности»,— писал академик А. Е. Ферсман, крупнейший ученый и увлеченный пропагандист эстетики минерального мира. Красота камня наиболее ярко выражена в прозрачных, великолепно окрашенных и искусственно ограненных драгоценных самоцветах. Но для истинного любителя природы не менее дороги минералы в их естественном виде, поражающие многообразием кристаллических форм и совершенством агрегатов. Во всем мире растет интерес к коллекционированию минералов, способствуя популяризации геологических знаний и воспитанию добрых чувств к окружающей нас природе. За последние годы заметно повысилось внимание к коллекционным камням и в нашей стране.
В данной книге рассмотрен наиболее популярный вид коллекционного камня — декоративные минералы. К ним относятся хорошо образованные кристаллы, друзы, жеоды и другие эффектные минеральные агрегаты, которые служат музейными экспонатами, используются для украшения интерьеров, представляют собой предмет индивидуального коллекционирования и продаются населению в виде отдельных образцов и коллекционных наборов. Декоративные коллекционные камни имеют немалое экономическое значение и пользуются устойчивым спросом на внешнем рынке. Оживленная международная торговля ведется многочисленными посредническими фирмами США, Канады, Бразилии, ФРГ, Италии, Швейцарии, Индии, Заира, Замбии, Австралии и других стран.
В нашей стране декоративные коллекционные камни рассматриваются как самостоятельное полезное ископаемое, подлежащее выявлению, оценке природных ресурсов, организованной эксплуатации и охране в недрах. По решению Министерства геологии СССР все геологические организации должны вести попутные поиски коллекционных камней, фиксируя встреченные проявления декоративных минералов и проводя их перспективную оценку. Между тем какая-либо справочная или методическая литература по этому вопросу полностью отсутствует, если не считать нескольких научно-популярных работ, в частности В. И. Соболевского [31], Б. 3. Кантора [14] и др., рассчитанных на коллекционера-любителя.
В настоящей книге кратко обобщен первый опыт советской геологической службы по изучению месторождений и
оценке качества декоративных коллекционных минералов. Это позволило выделить геолого-генетические типы месторождений, на которых коллекционные камни встречаются в значительных количествах, позволяющих осуществлять их попутную или специальную добычу. Показано, что декоративные минералы в основном отбираются на месторождениях других полезных ископаемых, а самостоятельное значение могут иметь только месторождения с особенно высоким качеством коллекционного камня. Специфичность декоративных коллекционных камней как полезного ископаемого определяет целесообразность окончательной оценки месторождений этого сырья в основном на стадии поисково-оценочных работ.
Говоря о коллекционных камнях, нельзя не упомянуть и о необходимости охраны недр от широко распространившегося «минералогического браконьерства», охватившего, к сожалению, не только любителей, но и горно-геологический персонал ряда рудников. Недра в нашей стране принадлежат государству, и коллекционные камни — ценное полезное ископаемое — являются общенародным достоянием. Расхищение и неумелая добыча редких и декоративных минералов приводят к безвозвратной потере уникальных образцов, поэтому начиная с 1981 г. сбор и специальная добыча камнесамоцветного сырья и коллекционных минералов возложены на Министерство геологии СССР. Организации и предприятия других министерств и ведомств, а также отдельные лица для проведения таких работ должны получать разрешение этого министерства.
Систематическое изучение ресурсов коллекционного камня СССР только начинается. Оно уже привело к выявлению ряда новых месторождений и замечательных коллекционных минералов. Не подлежит сомнению, что уже в ближайшие годы будут сделаны новые открытия, которые существенно расширят номенклатуру и запасы советского коллекционного камня.
Декоративные минералы как полезное ископаемое
Общие сведения о коллекционных камнях
Коллекционные камни — это образцы минералов и минеральных агрегатов, представляющие научный или учебный интерес, а также имеющие декоративно-художественную ценность.
Учебный коллекционный материал используется в качестве наглядных пособий при преподавании геологических и смежных с ними дисциплин в школах, техникумах и высших учебных заведениях. К нему относятся представительные (эталонные) образцы разнообразных минералов, горных пород и руд. Учебные образцы должны быть типичными и наглядными, с хорошо выраженными диагностическими признаками. Учебные коллекции нуждаются в систематическом обновлении и пользуются постоянным спросом. Источником такого материала служат многие месторождения, и особых затруднений в комплектации учебных коллекций не возникает.
Другой вид коллекционного камня предназначается для научных исследований, а также для составления тематических научных и музейных коллекций. В этом отношении особенно интересны редкие минералы и горные породы, необычные по облику и размерам минеральные индивиды и другие уникумы минерального мира. Сбор такого материала производится целенаправленно, требования к нему не регламентируются.
В практическом отношении наиболее важную роль играют декоративные коллекционные камни, которые и являются предметом дальнейшего рассмотрения. Они имеют не только познавательное, но и прикладное эстетическое назначение: камни используются в качестве эффектных штуфов для украшения интерьеров и музейных экспозиций, их продают населению в виде сувениров и коллекционных образцов. В эту группу коллекционных камней могут быть объединены внешне привлекательные кристаллы различных минералов, друзы, кристаллические щетки, жеоды, конкреции, натечные образования и другие минеральные агрегаты, обладающие в естественном виде совершенными кристаллографическими формами, композиционным совершенством и хорошей сохранностью (фото
1 —10*). Эстетические свойства образцов определяются также красивой окраской и прозрачностью минералов, ярким блеском их граней, радужной игрой, наличием включений и другими подобными факторами. По перечисленным свойствам и назначению такой коллекционный материал является, по существу, своеобразным видом декоративного камня, близким к ювелирному или поделочному камнесамоцветному сырью. Однако декоративные коллекционные минералы в отличие от камне-самоцветного сырья ценятся исключительно за естественную красоту: они не требуют сколько-нибудь существенной механической обработки — шлифовки и полировки.
Таким образом, именно натуральность — главный определяющий признак декоративных коллекционных минералов. Номенклатура их очень обширна. В красивых образованиях в природе встречаются различные минералы, нередко являющиеся металлическими и неметаллическими полезными ископаемыми. К ним, в частности, относятся многие самоцветы, которые в зависимости от формы выделения могут представлять собой как ювелирное и ювелирно-поделочное сырье, так и декоративный коллекционный материал. Декоративными могут быть и многие рудные и нерудные (жильные) минералы. Наиболее популярные коллекционные минералы трех этих групп перечислены ниже в алфавитном порядке.
Самоцветы
Альмандин, амазонит, аметист, берилл, бирюза, гематит-кровавик, горный хрусталь, гроссуляр, данбурит, демантоид, киавит, клиногумит, кунцит, лазурит, малахит, опал, пироп, рубин, сапфир, скаполит, топаз, турмалин, халцедон, хризоберилл, хризолит, цитрин, циркон, шпинель, эвклаз, янтарь и др.
Рудные минералы (металлические полезные ископаемые)
Антимонит, аурипигмент, вольфрамит, вульфенит, галенит, гётит, диоптаз, ильменит, касситерит, киноварь, колумбит, крокоит, куприт, магнетит, марказит, медь самородная, пирит, пирротин, реальгар, рутил, сфалерит, халькопирит, шеелит и др.
Жильные минералы и неметаллические полезные ископаемые
Адуляр, аксинит, анальцим, андрадит, анкерит, апатит, апофиллит, арагонит, астрофиллит, барит, везувиан, вивианит, галит, гейландит, гипс, датолит, десмин, диопсид, доломит, ильваит, кальцит, клевеландит, кордиерит, лепидолит, микроклин, мусковит, натролит, пектолит, петалит, пренит, рамзаит, сера, ставролит, флогопит, флюорит, эгирин, эпидот и др.
Следовательно, источником промышленной добычи коллекционных минералов могут быть месторождения драгоценных и поделочных камней-самоцветов, многие месторождения различ-
* Цветные фотографии помешены на вкладке, б
ных металлических и неметаллических полезных ископаемых, а также иногда собственные месторождения ценных коллекционных образцов (табл. 1).
Таблица 1
Промышленная группировка месторождений декоративного коллекционного камня
Группа месторождений Условия промышленной ценности Геол ого-генетический тип
1. Комплексные Наличие декоративных Миароловые пегматиты с
самоцветов и минералов как особой драгоценными камнями
коллекционных сортовой разновидности и коллекционными Кристал-
минералов цветных камней. Дополнительный экономический эффект от извлечения коллекционного материала существенно повышает рентабельность отработки объекта лами морнона, топаза, берилла, турмалина; хрусталеносные кварцевые жилы с друзами кварца, аметиста и т. п.
2. Металлических Наличие в телах полез- Рудоносные кварцевые
и неметаллических ных ископаемых мине- жилы с друзами кварца,
полезных ископа- ральных обособлений, пирита, флюорита и других
емых с коллекцион- имеющих декоративно- минералов; известковые
ными минералами художественную или скарны с друзами рудных
в качестве попут- минералогическую цен- и нерудных минералов
ного компонента ность. Затраты на отбор декоративного коллекционного материала не превышают его товарной стоимости и т. п.
3. Собственные Наличие рентабельных Щелочные пегматиты с
коллекционных для отработки скоплений астрофиллитом, цирко-
минералов высокодекоративного коллекционного камня ном, сфеном и эвдиалитом; корундоносные пла-гиоклазиты; миндалекаменные эффузивы с цеолитами и т. п.
На месторождениях камнесамоцветного сырья в качестве коллекционного материала обычно используются мелкие или дефектные, непригодные для обработки, но достаточно декоративные самоцветы. Кроме того, к этой группе следует относить и совершенные по природной огранке кондиционные кристаллы ювелирных и ряда ювелирно-поделочных камней, а также сростки и друзы таких кристаллов (см. фото 2, 6, 7, 9). Подобные образцы, особенно эффектные друзы горного хрусталя или полевого шпата с ювелирными топазом, бериллом, турмалином и
друзы других минералов, в качестве коллекционного материала стоят, как правило, дороже содержащегося в них сырья для огранки.
Коллекционные камни на месторождениях этой группы являются, по существу, особой разновидностью основного полезного ископаемого, а сами месторождения представляют собой комплексные объекты. Это повышает рентабельность их отработки и позволяет без потерь использовать добываемый материал. К подобным объектам принадлежит, например, пегматитовое месторождение Мокруша на Среднем Урале и др.
На месторождениях руд черных, цветных и редких металлов, химического сырья, строительных материалов и других полезных ископаемых коллекционные минералы могут отбираться попутно. В этих случаях интерес могут представлять декоративные образцы как основных, так и сопутствующих минералов, которые в качестве коллекционных образцов ценятся значительно выше, чем при использовании их по прямому назначению. Коллекционные минералы на таких месторождениях встречаются обычно спорадически, но тем не менее иногда могут рентабельно извлекаться как попутный компонент без существенного усложнения процесса добычи основного полезного ископаемого.
На самостоятельных месторождениях коллекционные минералы — основное полезное ископаемое, являющееся предметом геологоразведочных и добычных работ. Такие объекты имеют практическое значение, если они содержат ценные высокодекоративные коллекционные минералы, пользующиеся постоянным спросом (щетки аметиста, демантоида, уваровита, жеоды целестина, декоративные разновидности кианита, эвдиалита, астрофиллита, рамзаита, корунда и др.). Крупные скопления декоративного коллекционного материала в природе встречаются редко и поэтому отрабатываться могут и незначительные по запасам объекты. В промышленное освоение месторождения собственно коллекционных минералов обычно вовлекаются одновременно с проведением геологоразведочных работ.
Следует подчеркнуть, что .ценность запасов декоративного коллекционного камня определяется в основном выходом материала высокого качества. Наличие на месторождении даже большого количества низкосортного материала не играет существенной роли в повышении ценности запасов из-за отсутствия достаточного спроса на такое сырье. Учет этого фактора имеет особенное значение для месторождений собственно коллекционного материала, и во избежание излишних затрат геолого
разведочные работы должны проводиться только на объектах, содержащих материал высокого качества.
Коллекционные минералы характеризуются сравнительно ограниченными объемами потребления. Годовая потребность в отдельных видах коллекционного камня не превышает нескольких тонн. Поставки коллекционного материала в больших количествах, особенно на внешний рынок, неэффективны и могут привести к его обесцениванию. В связи с этим рентабельность промышленной добычи коллекционного камня на месторождениях выделенных промышленных групп должна определяться по конкретной годовой потребности в том или ином виде декоративных минералов, а не возможными объемами годовой добычи.
Декоративные коллекционные минералы являются предметом международной торговли. Уровень цен на коллекционные камни весьма непостоянен, но в общем достаточно высок (рис. 1). Более всего ценятся крупные кристаллы драгоценных камней совершенных кристаллографических форм и друзы подобных кристаллов. Цены на рядовые коллекционные минералы хорошей сохранности изменяются от 10 до 50 дол. за образец в зависимости от степени редкости или от декоративных показателей.
Рис. I. Уровень розничных цен на декоративные коллекционные камни (а — друзы и кристаллические агрегаты, б — отдельные кристаллы) за рубежом в зависимости от размеров образца (S — площадь основания друзы или агрегата, I — длина кристалла). По данным каталогов зарубежных фирм
Требования к качеству декоративных коллекционных камней
Оценка качества коллекционного камня включает в себя выявление его минералогической и декоративно-художественной ценности. По этим показателям декоративные минералы целесообразно разделять на четыре основных сорта, определяющие области их использования и стоимость.
Высший сорт — редкие и уникальные в минералогическом и декоративно-эстетическом отношении коллекционные образцы, предназначенные исключительно для музеев и специализированных выставок.
Первый сорт — образцы высокого качества, предназначенные для разнообразных выставок, украшения интерьеров и отчасти для личного коллекционирования.
Второй сорт — рядовые образцы, в основном предназначенные для коллекционеров-любителей.
Третий сорт — материал для комплектования минералогических, сувенирных, познавательных и учебных коллекций.
На качество коллекционных камней оказывает также существенное влияние наличие механических повреждений — трещин, сколов и других дефектов. Имеют значение и регламентируются техническими условиями и размеры кристаллов или образца в целом.
Своеобразие коллекционных минералов находит отражение в некоторой условности требований, предъявляемых к их качеству. Причина этого заключается прежде всего в том, что декоративно-эстетические свойства коллекционных камней во многом оцениваются субъективно, регламентировать их трудно. Так, включения посторонних минералов, следы растворения или залеченные трещины в одних случаях могут рассматриваться как дефект, а в других — как достоинство, повышающее ценность коллекционного материала. Кроме того, природа камня столь различна, что образцы одного и того же минерального вида, но добытые на разных месторождениях, часто сильно отличаются друг от друга. Так, образцы магнетита Кольских месторождений совершенно непохожи на образцы этого же минерала Коршуновского месторождения в Восточной Сибири. И таких примеров множество.
Основные требования к качеству коллекционных камней, представленных отдельными кристаллами, друзами минералов, кристаллическими агрегатами и минералами-вкрапленниками 10
в горных породах, в нашей стране определяются отраслевым стандартом (ОСТ 41-01-143—79 «Минералы и горные породы для коллекций»). Данный стандарт распространяется на все сортовые разновидности коллекционного материала, за исключением уникальных музейных образцов высшего качества. Однако в настоящее время эти технические требования не распространяются на многие популярные декоративные коллекционные минералы; при оценке качества подобных коллекционных минералов необходимо использовать аналогию со сходными минеральными видами.
Качественную оценку следует проводить по морфогенетическим типам минеральных образований.
В существующем стандарте принято следующее деление: 1) отдельные кристаллы; 2) друзы и кристаллические агрегаты; 3) кристаллы и их сростки, включенные в горную породу. Причем коллекционный материал, представленный друзами, кристаллическими агрегатами и кристаллами-вкрапленниками, оценивается с учетом качества всех минеральных составляющих и степени декоративности штуфов в целом. Отдельные кристаллы обычно представляют большой интерес для минералогов или кристаллографов, но по декоративно-эстетическим качествам они несколько уступают двум другим видам коллекционного материала. Как коллекционный материал используются хорошо ограненные кристаллы любых минералов, в том числе и самоцветов, которые либо не удовлетворяют техническим требованиям к ювелирному сырью (ОСТ 41. 128—77, ОСТ 41. 74—73, ТУ 95. 334—75 и ТУ 41-01-358—78), либо имеют большую ценность в качестве коллекционного материала.
Декоративно-качественная характеристика коллекционных минералов определяется совершенством кристаллографических форм, интенсивностью и характером распределения окраски, прозрачностью, блеском. К дефектам кристаллов относятся неопределенных тонов окраска, нечетко выраженные кристаллографические элементы, помутнения, вуали, следы травления и выщелачивания, «рубашки», пленки, присыпки и корочки поздних минералов, снижающие декоративность материала, а также механические повреждения ребер, граней и особенно вершин кристаллов. При этом для кристаллов всех сортов допускаются твердые и газово-жидкие включения, вуали и тонкие трещины в количествах, не влияющих на диагностику, декоративность и механическую прочность образца. Допустимое количество дефектов устанавливается в процентах по отношению к объему каждого кристалла. Минимально допустимый размер кристаллов определяется в зависимости от их формы: для призматических — по длинной
оси, изометрических — в поперечнике, таблитчатых — в поперечнике и по толщине.
Коллекционный материал, представленный друзами и кристаллическими агрегатами, наиболее декоративен, разнообразен и пользуется наибольшей популярностью. К этому виду относятся друзы (сростки кристаллов, состоящие не менее чем из трех индивидов, расположенных на едином основании), щетки, жеоды, конкреции, секреции, а также сростки кристаллов радиальнолучистого, волокнистого, коралловидного и другого строения (см. фото 1, 4, 6, 7, 9). Такой коллекционный материал по составу может быть моно- и полиминеральным и оценивается с учетом качества всех минеральных составляющих друз или кристаллических агрегатов, а также степени декоративности образца (штуфа) в целом. Друзы и кристаллические агрегаты, образованные кристаллами разного качества и размеров, оцениваются по преобладающему числу кристаллов. Основными параметрами, определяющими качество коллекционного материала данного типа и соответствие его требованиям стандарта, являются декоративно-качественная характеристика, размер площади основания друзы или агрегата и допуски по механическим и природным дефектам.
Декоративно-качественная характеристика в данном случае зависит от совершенства кристаллографической формы минералов, интенсивности их окраски, степени прозрачности и блеска. Дефектами друз и кристаллических агрегатов считаются плохо ограненные кристаллы, блеклая, неопределенных тонов окраска, помутнения, вуали, газово-жидкие и твердые минеральные включения, понижающие декоративность, следы травления и выщелачивания, пленки, присыпки, корочки, скрадывающие кристаллографические формы, а также механические повреждения. В кристаллах, образующих друзы и кристаллические агрегаты низких сортов, возможно наличие включений, вуалей, замутнений и тонких трещин, если эти дефекты не влияют на диагностику и целостность образца.
Допустимое количество механических и природных дефектов устанавливается в процентах по отношению к площади основания друзы или кристаллического агрегата; учитывается также редкость минерального вида и его индивидуальные особенности. Разно-размерность кристаллов по отношению друг к другу и максимальные размеры друз и кристаллических агрегатов не ограничиваются, лимитируются только минимальные размеры. Площадь, занимаемая декоративными кристаллами, должна составлять не менее 90% лицевой поверхности образца, за исключением случаев, оговоренных специально. За лицевую поверхность 12
образца в данном случае принимают наиболее декоративную из его сторон, по которой и производится оценка. Для отнесения самоцветов к этому типу коллекционного материала они или не должны отвечать техническим требованиям к ювелирному и ювелирно-поделочному сырью (ОСТ 41. 128—77, ОСТ 41. 74—73 и ОСТ 41. 117—76), или иметь более значительную ценность в качестве коллекционных образцов.
Коллекционный материал, представленный минералами, включенными в горную породу, также оценивается на основании декоративно-качественной характеристики образцов с учетом допусков по механическим и природным дефектам. В качестве коллекционных камней этого типа чаще всего используются магматические и метаморфические породы с порфировыми или порфировидными вкрапленниками и порфиробластами.
Декоративно-качественная характеристика подобных образцов определяется в основном достоинствами вкрапленников: размерами, совершенством форм, интенсивностью окраски, степенью прозрачности, блеском; учитывается также облик сопутствующих минералов. К дефектам коллекционных минералов-вкрапленников относят трещиноватость, пористость, наличие на минералах «рубашек», присыпок и налетов, снижающих декоративность, участков, измененных вторичными процессами, и механических повреждений. Содержание вкрапленного минерала и количество дефектов выражают в процентах от объема образца или площади его лицевой поверхности. Размер минерала в породе, за исключением специально оговоренных случаев, должен быть достаточным для его макроскопической диагностики. По требованиям существующего ОСТа в каждом коллекционном штуфе должно быть не менее двух свежих сколов. Качественная оценка материала этого типа проводится по декоративности и качеству вкрапленного минерала с учетом степени декоративности штуфа в целом.
Основные требования отраслевого стандарта (ОСТ 41-01-143— 79) к качеству декоративных коллекционных камней приведены в табл. 2. Помимо минералов, перечисленных в указанном стандарте, к коллекционным могут относиться и любые другие, отвечающие аналогичным требованиям.
Декоративные коллекционные минералы разделены стандартом только на два сорта — первый и второй. Материал худшего качества иногда используется как учебный. Декоративные минералы, качественные характеристики которых превосходят приведенные в таблице требования, относятся к высшему или уникальному сорту, предназначенному в основном для музеев. Это образцы хорошей сохранности, у которых одна или несколь-
Таблица 2
ОСНОВНЫЕ ТРЕБОВАНИЯ К КАЧЕСТВУ ДЕКОРАТИВНЫХ КОЛЛЕК (ПО ОСТ 41-01-143—79)
Морфологи- Минеоал ческии тип минерал
Типовое месторождение, район распространения
Типичный облик, габитус, форма выделения
Отдельные Альмандин Китель (Каре- Ромбододекаэд- 30 20—40
кристаллы лия) рический, тетра-
гонтриоктаэдри-ческий
Аметист
Хасаварка, Ва- Ромбоэдриче- 10—2010—50
тиха (Урал) ский, скипетровидный
Апатит Слюдянское Призматический 20 10—30 (Прибайкалье)
Полярный Урал Пластинчатый 20 10—30
Берилл Мурзинское Призматический 20 20—40 (Урал), Украина Шерловогорское 20 10—30 (Забайкалье)
Вольфрамит Чукотка Таблитчатый 30 40
Данбурит Приморье Призматиче- 20 20 ский
Изумруд («изумруд- Средний Урал » 10 20
ная зелень»)
Цвет „ Показатели высокого _ , Прозрачность качества Допустимые дефекты
Вишневый, коричневый, бурый Непрозрачный Вишнево-красная Присыпки слюды окраска просвечи- на гранях вает на ребрах
Фиолетовый Полупрозрач- Интенсивная ок- Зональность окрас- ный раска, прозрачность ки, присыпки дру- гих минералов
Зеленый, голубой Непрозрачный Интенсивная ок- Мелкая трещино-раска, наличие го- ватость (до 40%) ловки
Бледно-зеленый » размер более 30 мм Мелкая трещинова- тость, присыпки хлорита (до 25%)
Желтый, зеленый, белый Полупрозрач- Яркая окраска, Следы травления, ный, непроз- прозрачность, присыпки других рачный чистые грани минералов (до 20%)
Бледно-зеленый, голубоватый То же То же Следы ожелезне- ния, присыпки других минералов
Буровато-черный Непрозрачный Зеркальный блеск Вростки мусковита, берилла, кальцита и других минералов
Бесцветный, желтоватый Полупрозрачный Прозрачность, Кварцевая «рубашка» размер более 30 мм
Зеленый различной интенсивности Полупрозрач- Яркая густая ок- Неравномерность и ный, непроз- раска, цельность зональность окрас- рачный кристаллов ки, обломанность кристаллов, вростки слюды и вмещающей породы
Морфологический тип Минерал Типовое месторождение) район распространения Типичный облик, габитус, форма выделения Минимальный размер кристалла, мм, площади основания, дм2 Механические повреждения, %*, не более
Отдельные Исландский кристаллы шпат Эвенкия Скаленоэдри-ческий, ромбоэдрический 50 10—30
Спайные обломки 40Х хзох Х15 10
Касситерит Чукотка Дипирамидаль-ный, столбчатый 10 20—40
Кварц (горный хрусталь, дымчатый кварц, морион) — Призматический 50 10—30
Кварц-волосатик Урал 50 10—30
Пирит Соколово-Сар- Пентагон-доде- 20 30—50 байское (Тур- каэдрический гайское плато) Березовское Кубический 20 10—30 (Урал)
Сера Водинское Дипирамидаль- 15 10—30 (Поволжье) ный
Слюды (мусковит, — Пластинчатый 25 10—50
биотит, флогопит)
Цвет _ Показатели высокого _ , Прозрачность ияи^гтяя Допустимые дефекты (4U4WU 1 Da
Бесцветный, желтоватый, кремовый Прозрачный, Прозрачность, на- Зеркальные трещи-полупрозрачный личие природных ны, сколы, присып-граней, не более ки других минера-10%присыпок дру- лов (не более 30%) гих минералов
Черный Непрозрачный, Алмазный блеск, Присыпки других участками размер более минералов, налеты просвечивающий 30 мм гидроксидов желе- за
Бесцветный, дымчатый до черного Прозрачный, Хорошо сохранив- Железистая «ру-полупрозрачный шаяся головка, башка», присыпки блестящие грани других минералов (не более 30%)
Бесцветный, дымчатый То же Эффектные вклю- Присыпки других чения игольчатого минералов (не бо-рутила, амфибола, лее 30%) турмалина, эпидота и других минералов
Желтый различных оттенков Непрозрачный Зеркальный блеск, То же хорошая сохранность граней
Лимонно-желтый разли- Прозрачная, Стеклянный блеск, Примазки битумов полупрозрачная сохранность крис-
чных оттенков таллов
Золотистый, Прозрачные, Размер белее 50 мм, Плойчатость, вклю-коричневый, бу- полупрозрачные, наличие природных чения других ми-
рый, черный непрозрачные граней иералов
Морфологический тип Минерал Типовое Типичный облик, pXHT°SeocTpa- -битус, форма г выделения нения Минимальный размер кристалла, мм, площади основания, дм2 Механические повреждения, %*, не более
Отдельные Ставролит кристаллы Семиреченское Призмати-(Кольский по- ческий луостров) 20—40 40
Топаз Чукотка, Забай- Короткоприз -калье матический 10 30
Украина Спайные облом- ки (пластины) с гранями призмы, головки кристаллов 15 30
Турмалин Воронье-Тунд- Призматичес-ровское (Коль- кий ский полуостров), Мокруша (Урал) 15 10—50
Хризолит Кугдинское Короткостолб- (Таймыр) чатый 10 10—30
Цитрин Урал Приэматичес - кий 10 10—30
Шеелит Чукотка Дипирамидаль- ный 10 20—50
Друзы и кристаллические агрегаты Адуляр Урал Друзы и сростки 0,15 10—30
Амазонит Кольский полу- Сростки остров 0,5 10—30
Коричневый до черного Непрозрачный Крестообразные двойники Присыпки слюдистых минералов, вростки вмещающей породы
Бесцветный, слабоокрашен-ный Полупрозрач- Размер более 30 мм, ный, прозрач- хорошая сохранно* ный сть кристаллов Зональная окраска, «рубашка» на гранях
Голубой, розовый, чайный, дымчатый, бесцветный Прозрачный
Розовый, зеленый, зеленова-то-снний, черный Полупрозрач- Яркий цвет (кроме Присыпки других ный, непрозра- черного), полихро- минералов (не бо-чный мность лее 30%)
Зеленый, жел- Полупрозрач-товато-, оливке- ный во-зеленый Наличие граней —
Лимонно-жел- Прозрачный тый Интенсивная ок- Присыпки других раска минералов (не бо- лее 30%)
Желтый, корич- Непрозрачный невый Алмазный блеск Присыпки слюдистых минералов, пленки гидроксидов железа
Молочно-белый Кристаллы состав- Присыпки других ляют не менее 30% минералов (не бо-площади лее 20%)
Голубой, зеленый Яркая окраска, мо- Вростки альбита и номинеральность кварца, налеты гидроксидов железа (не более 20%)
Морфологический тип
Минерал
Типовое месторождение, район распространения
Типичный облик, габитус, форма выделения
Друзы и Аметист кристаллические агрегаты
Кедон (Севере- Друзы и щетки 0,1 10—40
Восток СССР), Ватиха, Хаса-
варка (Урал)
Анапаит
Керченское (Крым)
Щетки
0,15 0—20
Арагонит Хайдаркан (Средняя Азия) Кораллиты, геликтиты, антодиты 0,3 10—30
Аурипигмент Лухуми (Кавказ) Шестоватые и гребенчатые агрегаты 0,15 20—40
Галенит Приморский Сростки 0,15 10-20
край
Гейландит Кличка (Забай- Шестоватые и 0,15 10—30' калье) пластинчатые агрегаты
Гипс Гайское (Урал) Пластинчатые 0,15 10—30 агрегаты («розы»)
Гранат — андрадит, альмандин Дашкесан (Кав- Щетки и друзы 0,15 10—30 каз), Китель (Карелия)
Фиолетовый
Прозрачный и Интенсивная окра- Присыпки посто-полупрозрач- ска» прозрачность роиних минералов иый кристаллов (не более 30%),
слабая интенсивность окраски
Темно-зеленый, Непрозрачный, болотный до местами прос-черного вечивающий Отсутствие меха- Налеты гидрокси-нических повреж- дов железа (не бо-дений лее 30%), сфериче- ские стяжения барита
Белый, серый, Просвечиваю -кремовый, жел- щий и непроз-тый, голубой рачный Декоративность Присыпки других формы минералов, налеты гидроксидов железа (не более 10%)
Желтый, ли- Непрозрачный, монно-желтый просвечивает на ребрах Яркая окраска, ал- Кварц-каолиновая мазный блеск «рубашка», присут- ствие реальгара
Свинцово - се- Непрозрачный рый Металлический Присутствие халь- блеск, наличие при- копирита и кальци-родных граней, ра- та (не более 40%), змер кристаллов сглаженные грани более 10 мм
Белый, светло- » серый, голубой Стеклянный и пер- Присутствие каль-ламутровый блеск, цита, кальцитовая размер кристаллов «рубашка» и налеты более 5 мм гидроксидов железа (не более 20%)
Белый, серый, Полупрозрач -желтоватый, иый до иепроз-розовый, крас- рачного новатый Высота кристаллов Присыпки других более 10 мм, полу- минералов, высота прозрачный кристаллов не ме- нее 3 мм
Темно - вишне- Непрозрачный вый, коричневый до черного Размер кристаллов Присутствие других более 5 мм минералов — эпи- дота, магнетита (не более 25%)
о. г.4. « я * г . Типовое Типичный облик, в g s »Л°т^ Минерал р^^с^а- габитус, форма B I н выделения 5 г $ нения g р 5 £ ($8 2 * ех Механические повреждения, %*, нс более
Друзы н Гранат— Чукотка Щетки 0,15 кристалли- демантоид ческие агрегаты 10—30
Десмин Эвенкия Сноповидные 0,15 10—30
агрегаты
Доломит Памир
Сростки 0,15 10—30
Кальцит Приморский Сростки, друзы 0,15 10—30 край
Кварц Урал и др. Друзы
0,15 10—20
Магнетит Коршуновское, Друзы с толщи- 0,15 10—20 (Иркутская ной основания обл.), Ковдор не более 30 мм (Кольский полуостров)
Марказит Боровичи (Нов- Шаровидные — 10 городская обл.) стяжения
Пирит
Маднеули Сростки и дру- 0,15 20—30
(Кавказ) зы
Травяно - зеле- Полупрозрач -ный, желтова- ный тый, болотный Размер кристаллов более I мм, интенсивная зеленая окраска Размер кристаллов менее 1 мм
Желтоватый, Непрозрачный красноватокремовый Декоративность формы Наличие вмещающей породы (до 10%)
Серовато-бе- » лый, желтова- тый, бурый То же Присутствие кварца и арагонита (не более 40%), железистая «рубашка», следы выветривания (до 20%)
Белый, розо- Полупрозрач • вый, кремовый ный, непрозрачный Размер кристаллов более 10 мм Присутствие сфалерита, галенита, флюорита, пленки гидроксидов железа (до 20%)
Бесцветный, Прозрачный, светло - серый, полупрозрач • дымчатый ный, непрозра- • чный Прозрачность, сохранность головок кристаллов, декоративность формы Повреждения головок и ребер кристаллов (не более 20%)
Черный Непрозрачный Размер кристаллов более 4 мм, сильный металлический блеск Присутствие хлорита (не более 30%)
Желтый раз- » личных оттенков Размер стяжений в поперечнике более 15 мм Присутствие углистого материала (не более 20%)
То же » Размер кристаллов более 5 мм, сильный металлический блеск Присутствие кварца и халькопирита
М орфологи-чсский тип
Минерал
Типовое месторождение, район распространения
Типичный облик, габитус, форма выделения
3,0 10—30
Друзы и Полевой Украина кристалли- шпат (мик-ческие аг- роклин) регаты
Сростки и друзы
Сфалерит Приморский Сростки край
0,15 10—20
Целестин Кизил-Кая Жеоды с иголь- 50X30 10—30 (Туркмении), чатыми и плас-Шор-Су (Узбе- тинчатыми кри-кистан)сталлами
Целестин Гулисай (Тад- Друзы с толщи- 0,3 10—30 жикистан), ной основания
Водинское (По- не более трети
волжье) ее длины
Кристаллы Аквамарин Чукотка Разрозненные Не ог- 20—40
в породе кристаллы и рани -
сростки чива-
ется
Альмандин Шуерецкое Кристаллобла- То же 20—40
(Карелия) сты
Апатит Слюдянское (Прибайкалье) Разрозненные » 20—40 кристаллы
Астрофил - Хибинское лит (Кольский по- луостров) Радиально-лу- Не огнистые агрега- рани - ты, пластинча- чива - тые кристаллы ется
Белый, желтый, Непрозрачный Хорошая сохран-серый, розовый, ность граней крис- мясо-красный таллов, декоратив- ность формы —
Темно - корич- Непрозрачный, Размер кристаллов нсвый до черно- просвечиваю - более 10 мм, алмаэ-го щий на гранях ный блеск Фигуры роста на гранях кристаллов, присутствие халькопирита, галенита, флюорита, кальцита, кальцитовые корочки (не более 25%)
Бесцветный, го- Прозрачный, Прозрачность лубой, розовый полупроэрач - кристаллов, деко-ный ративность форм Присутствие гипса
Голубой, голу- Полупроэрач - Длина кристаллов бовато-серый ный более 20 мм
Голубой, блед- Прозрачный , Интенсивная голу-но-голубой, полупроэрач - бая окраска, проз- желтоватый ный, непрозрач- рачность ный —
Буровато-крас- Непрозрачный, Яркая окраска, ный, темно-ви- местами прос- стеклянный блеск шневый вечивающий Размер кристаллов менее 10 мм в поперечнике; на площади 20 см2 не менее одного кристалла
Зеленый, голу- Непрозрачный Размер кристаллов бой, зеленова- более 10 мм, интен- то-голубой сивпая окраска Изменение вмещающей породы (не более 50%)
Золотисто - ко- Яркая окраска ричневый, коричневый Длина пластинчатых кристаллов не менее 10 мм
... , Типовое Типичный облик, Морфологи- Миневал месторождение, ra6„TVC Лппма ческий тип минерал райои распростра. гаоитус, форма r г выделения нения Минимальный размер кристалла, мм, площади основания, дм2 Механические повреждения, %*, не более
Кристаллы Аурипиг- Лухуми (Кав- Звездчатые аг- в породе мент каз) регаты Неог“ Ю—20 рани* кидается
Берилл Урал Разрозненные То же 20—40
кристаллы и сростки
Бирюза Средняя Прожилки, Не ог-
Аэия, Армения включения рани-
чнва-ется
Вольфрамит Чукотка
Пластинчатые » То же кристаллы
Изумруд («изумрудная зелень») Средний Урал Разрозненные кристаллы и сростки 20—40
Керченит Керченское (Крым) Радиально-лучистые и звездчатые агрегаты в руде Не ог-рани-чива-ется
Кианит Западные Кейвы (Кольский полуостров) Сростки лучистых кристаллов » 0 — 20
Киноварь Хайдаркан (Средняя Азия) Вкрапленники 2> Не ог-рани-чива-ется
Цвет „ Показатели высокого _ , Прозрачность качества Допустимые дефекты
Лимонно-желтый, желтый Непрозрачный Содержание мине- Объем вмещающей рала в породе более породы составляет 30% более 70%
Белый, желтоватый, бледно-зеленый Полупрозрач- Интенсивная ок- На площади 20 см2 ный, непрозрач- раска, прозрач- не менее одного ный ность кристалла
Голубая, зеленая, голубовато-зеленая Непрозрачная Яркая голубая ок- Дендриты марган-раска, содержание ца, гидроксиды же-минерала в породе леза в виде точеч-более 5% ных включений и волосовидных прожилков (не более 30%)
Черный Непрозрачный Зеркальный блеск, Присутствие мус-содержание мине- ковита, берилла, рала в породе бо- кальцита и других лее 20% минералов, ступен- чатые сколы и залеченные трещины
Зеленый, бледно-зеленый Полупрозрач- Яркая зеленая — ный, непрозрач- окраска ный
Зеленовато-серый со стальным отливом; блеск стеклянный и перламутровый Участками Количество мине- Налеты гидрокси- просвечиваю- рала на лицевой дов железа (не бо-щий поверхности не ме- лее 30%) нее 90%, яркий перламутровый блеск
Синий, голубой Непрозрачный, Яркая окраска, Присутствие слю-участками про- стеклянный и пер- ды, кварца и дру-свечиваюший ламутровый блеск гих минералов (не более 30%)
Красный, малиновый Непрозрачный Яркая окраска, вы- Содержание мине-деления размером рала не менее 10% в поперечнике более 5 мм
Морфологический тип
Минерал
Типовое месторождение, район распространения
Типичный облик, габитус, форма выделения
Кристаллы Клиногумит в породе Кухилал мир) (Па- Разрозненные кристаллы неправильной формы Не ог- Не ограни- рани-чивает- чива-ся ется
Корунд Хит-Остров Разрозненные (Карелия) кристаллы То же 10—30
Магнетит Ковдор (Коль- Сростки крис-ский полуост- таллов ров) » 20—40
Малахит Чокпак захстан) (Ка- Корочки, почки с толщиной основания не более трети длины образца 30
Рамзаит Хибинское (Ко- Разрозненные льский полуост- кристаллы ров) » 20—40
Турмалин (шерл, дра-вит, рубеллит и др.) Памир Разрозненные кристаллы и сростки » 20
Хризопраз Сарыкул-Бол- Прожилки (не 2> Не ог-
ды, Пстанское менее 5—10% рани-
(Казахстан) лицевой поверх- чива-
ности штуфа) ется
Шпинель Кухилал (Па- Вкрапленники, » То же мир) скопления зе-
рен
Желтовато-бу- Полупрозрач- Полупрозрачный, рый, желтова- ный до непроз- яркая окраска то-коричневый, рачного медово-желтый Трещиноватость кристаллов, вторичные изменения вмещающих пород
Розовый, серовато-розовый Непрозрачный Яркая окраска, размер кристаллов более 10 мм На площади 20 см2 не менее одного кристалла
Черный Металлический блеск, размер кристаллов более 10 мм То же
Зеленый различной интенсивности Яркая окраска, рисунок, содержание минерала в породе более 30% Следы омарганце-вания, карбонатные корочки (не более 40%)
Бурый до черного » Короткостолбча- тые кристаллы длиной не менее 10 мм На площади 20 см2 не менее одного кристалла
Черный, коричневый, розовый, зеленый Непрозрачный, Призматические полупрозрачный кристаллы длиной более 10 мм и не менее 3 мм в поперечнике; яркая окраска То же
Зеленый, бледно-зеленый Полупрозрач- Яркая зеленая ный окраска Наличие каверн
Розовый раз- Полупрозрач- Размер кристалла Минерал занимает личной интен- нал, прозрач- или скопления эе- не менее 20% пло-сивности ная рен более 10 мм щади лицевой по-
верхности образца, наличие вторичных изменений вмещающей породы
Морфологический тип
Минерал
Типовое месторождение, район распространения
Типичный облик, габитус, форма выделения
Кристаллы Эвдиалит Хибинское в породе (Кольский по-
луостров)
Вкрапленники, Не ог- Не ог-скопления зерен рани- рани-чивает- чива-ся ется
* Первая цифра соответствует допустимым количествам механических дефек-
ко декоративных или технических характеристик выражены более ярко, чем обычно. Такими признаками могут быть особо крупные размеры как самих кристаллов, так и образцов в целом, яркая окраска, полная прозрачность, четко выраженные или редкие, нетипичные кристаллографические формы, интересные минеральные ассоциации, высокая степень декоративности композиций. Высокосортный и уникальный коллекционный материал не поддается стандартизации и оценивается индивидуально.
Определение качества коллекционных камней
Основные показатели
Определение качества коллекционных камней — весьма важная и ответственная операция, от которой зависит окончательное решение вопроса о возможности практического использования и о ценности коллекционного материала. Можно считать, что прв этом оцениваются не только конкретные коллекционные камни, но и результаты всех проведенных геологоразведочных и добычных работ, эффективность которых прямо зависит от качества полученного коллекционного материала.
Для того чтобы правильно и полно оценить коллекционный образец, необходимо прежде всего тщательно осмотреть его, используя для выявления его качества две группы оценочных 30
Красный, розо- Полупроэрач- Яркая окраска, ми-вый ный нерал занимает бо-
лее 30% площади лицевой поверхности образца
тов для I сорта, а вторая — для II сорта.
критериев — декоративную и техническую. Декоративная (декоративно-качественная) группа включает параметры, определяющие минералогическую ценность и влияющие на декоративность как отдельных минералов, так и образцов в целом. К основным из них относятся следующие: минеральный состав, кристаллографическая форма, морфологические особенности, оптические свойства кристаллов и минеральных агрегатов. По техническим параметрам устанавливаются допустимые количества механических и природных дефектов (т. е. степень сохранности) и размеры образцов.
Необходимо отметить, что почти каждый из параметров, влияющих на декоративность коллекционных минералов, оценивается в большей мере субъективно, что связано со специфическими особенностями данного вида полезного ископаемого. В то же время можно выделить основные декоративные признаки, которые в любом случае служат показателем хорошего качества коллекционных минералов. Так, вполне очевидно то, что минералы совершенных кристаллографических форм, ярко окрашенные, с хорошо выраженным блеском имеют повышенную минералогическую ценность и очень декоративны. Существуют специфические критерии оценки каждой из групп коллекционных минералов (отдельные кристаллы; друзы и кристаллические агрегаты; кристаллы в породе), но основные оценочные параметры и принципы оценки для них одинаковы. Поэтому перечисленные декоративные критерии будут рассмотрены совместно для всех групп.
Минеральный состав. Принадлежность коллекционного материала к определенному минеральному виду или минеральной 31
ассоциации имеет первостепенное значение при качественной оценке. Это обусловлено многими причинами. Во-первых, распространенностью или, наоборот, редкостью в природе данного минерала. В частности, такой минерал, как кальцит, развит очень широко, и поэтому при его оценке решающую роль играют другие декоративно-качественные параметры, например совершенство формы кристаллов и т. д. Сравнительно редкие минералы, такие, как данбурит, ильваит, крокоит, пирротин, апофиллит и некоторые другие, рассматриваются в качестве коллекционного материала и в менее эффектных образцах. Во-вторых, каждый даже широко распространенный в природе минерал может быть редким для определенного месторождения, что в некоторой степени повышает его ценность. Например, для полиметаллических месторождений Дальнегорского рудного поля кристаллы антимонита нехарактерны, в связи с чем коллекционные образцы с этим минералом представляют повышенный интерес. В-третьих, для оценки полиминерального коллекционного материала — друз и кристаллических агрегатов — важной является принадлежность к редкой или необычной минеральной ассоциации. Это относится и к минеральным включениям в кристаллах, которые иногда рассматриваются как природные дефекты, но во многих случаях, наоборот, повышают декоративность и научную ценность коллекционного материала и должны рассматриваться как признак минералогической редкости. Например, такой весьма часто встречающийся минерал, как кварц, при наличии в нем включений игольчатых кристаллов рутила, турмалина, эпидота, асбеста, хлопьевидного хлорита и других подобных минералов становится минералогически и декоративно значительно более ценным. Для правильной оценки таких образцов необходимо также установить минеральный состав иногда внешне похожих включений. Редкость минерального вида включений еще более повышает ценность образца.
Структура и текстура коллекционных камней в значительной степени влияют на их декоративность и определяют их принадлежность к тому или иному морфогенетическому типу, предусмотренному техническими требованиями. Для целого ряда коллекционных камней, таких, как малахит, агат и другие, структурно-текстурные особенности обусловливают разнообразный рисунок, который в сочетании с окраской придает камню высокую декоративность. Именно рисунок и его оригинальность считаются одним из главных критериев оценки качества декоративных камней, представленных зернистыми, волокнистыми и скрытокристаллическими моно- и полиминеральными агрегатами. 32
Рисунчатые разновидности одноименного минерального агрегат^ .обычно ценятся значительно выше, чем нерисунчатые.
Кристаллографические формы. Хорошо образованные кристаллы и их сростки имеют повышенную минералогическую рМ декоративную ценность. В связи с этим кристаллографическая! форма и степень ее совершенства являются важными параметрами декоративно-качественной оценки коллекционного материала.
Признаками хорошо образованных кристаллов служат' ровные блестящие грани, отсутствие входящих углов (исключая двойниковые срастания), равномерное развитие однородных простых форм. Шероховатость граней, притупленные или закругленные ребра, следы растворения, травления и другие искажения облика кристалла должны рассматриваться как дефекты. По степени сохранности кристаллографических форм обычно выделяют индивиды с высокой, хорошей и удовлетворительной сохранностью.
Высокой следует считать полную сохранность граней индивида, хорошей — сохранность не менее двух третей — половины и удовлетворительной — не менее трех сопряженных граней. Требования к сохранности кристаллографической формы снижаются в зависимости от редкости минерального вида или разновидности оцениваемого минерала.
Морфологическими особенностями, повышающими минералогическую и коллекционную ценность образцов, могут бытг редко встречающиеся или нехарактерные и необычные кристаллографические формы, а также двойники, тройники и другие закономерные сростки. Например, крестообразные сростки ставролита оцениваются значительно выше, чем его одиночные кристаллы. На гранях кристаллов практически всегда можно обнаружить штриховку и фигуры травления, которые, если они не портят кристаллов, придают образцу дополнительный минералогический интерес и рассматриваются как положительные факторы. Притупленные, закругленные ребра и следы растворения, искажающие облик кристаллов, практически во всех случаях можно считать природными дефектами.
Декоративность коллекционных минералов в значительной мере зависит и от степени проявления оптических свойств: прозрачности, характера распределения и интенсивности окраски, степени блеска, а также специфических световых эффектов.
Прозрачность кристаллов является важнейшим показателем их декоративности. По степени светопропускания выделяются прозрачные, полупрозрачные, просвечивающие и непрозрачные минералы. Для коллекционных целей используются минералы всех этих групп, при этом наиболее высоко ценятся коллекцион-
2-1313
ные минералы с хорошей прозрачностью. Наиболее интересны в минералогическом отношении прозрачные разновидности тех минералов, для которых это свойство нехарактерно, например, касситерита, сфалерита, данбурита и др. При хорошей оценке остальных декоративно-художественных признаков такой материал иногда можно рассматривать как уникальный.
Окраска относится к числу главных факторов декоративности коллекционных образцов. Для многйх минералов характерны значительные колебания цвета, интенсивности и равномерности окраски. По интенсивности окраски выделяют индивиды сильно-, средне- и слабоокрашенные. Бледные окраски и помутнения в большинстве случаев являются дефектами. По характеру распределения окраска может быть равномерной, зональной, пятнистой, струйчатой и др. Как правило, высоко ценятся коллекционные минералы с яркой, равномерной и интенсивной окраской. Особый интерес представляют зонально окрашенные — полихромные кристаллы, например, многоцветные эльбаиты, двухцветные топазы и др. Некоторые минералы обладают постоянством цвета, а для других, наоборот, типична разнообразная окраска. Очень часто различно окрашенные разновидности одного и того же минерала имеют собственные названия, например, прозрачные разновидности кварца (бесцветная — горный хрусталь, желтая — цитрин, фиолетовая — аметист, смоляно-черная — морион) или эльбаита (бесцветная — ахроит, синяя — индиголит, зеленая — верделит, красная — рубеллит) и т. п. Одни цветовые разновидности минералов распространены широко, другие встречаются редко, и поэтому кроме интенсивности и характера распределения окраски необходимо оценивать степень редкости того или иного цвета для данного минерального вида.
Общая декоративность коллекционных образцов обусловлена не только качеством минералов, составляющих друзы и агрегаты, но и некоторыми показателями общего характера. К ним относятся форма кристаллических срастаний минералов, степень их оригинальности и своеобразия, композиционная законченность образцов. Последний показатель определяется гармоничным сочетанием крупных и мелких кристаллов, объемных и площадных пропорций, выдержанностью соотношения между толщиной основания друзы и высотой ее декоративной кристаллической части, контрастностью цвета соприкасающихся минералов. «Нужно известное художественное чутье, чтобы взятый образец по своим соотношениям форм и красок оттенял именно тот минерал, для которого он взят»,— отмечал академик А. Е. Ферсман,
Качество и сортность коллекционного материала зависят не
только от декоративно-качественных, но и от технических показателей, т. е. от наличия грубых дефектов и их количества. Дефекты коллекционных минералов можно разделить на механические и природные.
Механические дефекты нередко возникают при отборе материала, его транспортировке и обработке — обогащении и облагораживании. Заключаются они в появлении сколов граней или вершин кристаллов, царапин, трещин и т. д. Количество таких дефектов или, иными словами, механических повреждений, прямо влияющих на сортность коллекционного камня, должно быть минимально. Непростительно, когда из-за неправильного отбора или небрежной транспортировки теряются неповторимые произведения природы.
Природные дефекты составляют принципиально иную группу: они формируются в ходе кристаллизации минералов. К ним следует относить газово-жидкие и твердые включения, вуали, замутнения, следы травления и выщелачивания, а также «рубашки» — корочки, пленки и присыпки на гранях кристаллов. Однако следует упомянуть, что перечисленные образования далеко не всегда являются дефектами, снижающими декоративность коллекционного камня. Во многих случаях они, наоборот, повышают минералогическую ценность образцов и их декоративность. Таких примеров очень много: это могут быть присыпки редких или блестящих минералов на гранях кристаллов, включения декоративных и более редких минералов и т. д. Поэтому к природным дефектам, учитываемым при качественной оценке коллекционных минералов, следует относить только те, которые искажают облик кристаллов и снижают декоративность образцов. Для всех сортовых разновидностей коллекционных минералов допускается наличие твердых и газово-жидких включений, вуалей, тонких трещин, пор, каверн и других дефектов в количестве, не влияющем на диагностику, декоративность и механическую прочность образца. Количество существенных дефектов выражается в процентах по отношению либо к площади поверхности или объему кристалла для отдельных кристаллов, либо к площади основания друзы или кристаллического агрегата. Допустимое количество механических и природных дефектов устанавливается отраслевым стандартом с учетом редкости минерального вида и индивидуальных особенностей кристаллов. Например, для различных коллекционных камней первого сорта допустимое количество природных и механических дефектов не должно превышать 10—20%.
К размерам коллекционного камня предъявляются определенные требования. Декоративные и минералогические особен
ности отдельных кристаллов, друз и кристаллических агрегатов наиболее эффектно проявляются в крупных штуфах. Поэтому значительные размеры образцов хорошей сохранности и декоративности следует рассматривать как показатель высокого качест-а. Крупные размеры коллекционного камня — важное качество узейных образцов.
Действующим ОСТом регламентируются минимальные размеры коллекционных минералов, друз и штуфов. При этом следует иметь в виду, что в последнее время в СССР и зарубежных странах получили широкое распространение мини-коллекции, состоящие из высококачественных коллекционных образцов незначительных размеров. Это обстоятельство повысило значение мелких, но достаточно эффектных коллекционных минералов, ранее отбраковывавшихся как нестандартные.
Для коллекционных образцов, представленных отдельными кристаллами, минимальные размеры устанавливаются с учетом индивидуальных особенностей и степени редкости минерала. Так, для редких минералов минимально допустимый размер кристаллов принимается равным 10 мм, а для более распространенных видов —30—50 мм. В зависимости от кристаллографической формы этот размер определяется по длинной оси или поперечному сечению кристаллов. По размерам кристаллы могут быть дифференцированы на несколько групп: мелкие, средние (типичные для данного минерала) и крупные (превышающие средние в 2—3 раза).
Для друз и подобного им коллекционного материала регламентируются минимальные размеры не только образца в целом, но и составляющих его кристаллов. Общий размер устанавливается по площади основания друзы, и в соответствии с требованиями действующего отраслевого стандарта он должен изменяться от 0,1 до 3,0 дм2. Такой широкий диапазон минимальных размеров основания друз зависит от индивидуальных особенностей и степени редкости минералов, составляющих образец. Для наиболее редких декоративных минералов (демантоид, уваровит) допускается площадь основания образцов 0,1—0,15 дм2. Для более распространенных минералов, таких как полевые шпаты, минимально допустимый размер увеличивается до 3,0 дм2.
Размеры отдельных кристаллов большинства минералов в друзе или кристаллическом агрегате в соответствии с существующими требованиями должны составлять не менее 3—5 мм. Для редких минералов возможны меньшие размеры. В отраслевом стандарте это допускается для некоторых гранатов — демантоида и уваровита.
Для штуфного материала, представленного минералами-
вкрапленниками в породе, форма и максимальные размеры не регламентируются. Величина коллекционных штуфов обычно составляет не менее 40—50 мм, а размеры вкрапленников должны быть достаточными для макроскопического определения минерала,
В действующем отраслевом стандарте не рассматриваются требования к уникальному коллекционному камню. К уникальным относятся образцы любых минералов, у которых отдельные декоративные или технические характеристики выражены наиболее ярко и значительно лучше, чем у обычных образцов. Это могут быть и особо крупные размеры кристаллов, редкие кристаллографические формы, интенсивная яркая окраска, эффектная композиция, редкая (нетипичная) минеральная ассоциация. Обязательным требованием к уникальному коллекционному материалу является его хорошая сохранность. Как уже отмечалось, уникальный материал предназначается для музеев. Существуют минералогические образцы, известные во всем мире и украшающие экспозиции национальных музеев.
В нашей стране уникальные коллекционные камни оцениваются специальной комиссией, созданной при Министерстве геологии СССР.
Методика оценки
Процесс оценки качества коллекционных камней включает несколько стадий: 1) рудоразборку и полевую сортировку; 2) лабораторное обогащение; 3) собственно качественную оценку с выделением сортовых разновидностей.
Рудоразборка и полевая сортировка коллекционного камня проводятся на месте его добычи и заключаются в отделении декоративных минералов от вмещающих пород, их диагностике, выделении коллекционных образцов и отбраковке явно дефектных штуфов. При отнесении минералогического материала к разряду коллекционного необходимо руководствоваться критериями, предусматривающими, что образец должен обладать следующими качествами:
1) минералогической ценностью, которая может определяться разными показателями (крупные размеры кристаллов, редкие кристалло! рафические формы, редкие парагенетическис ассоциации минералов и др.);
2) декоративно-художественными качествами (яркая красивая окраска минералов, хорошая огранка кристаллов, просвечиваемость или сильный блеск и др.);
3) достаточными размерами и равномерным распределением минералогических и декоративных особенностей по его лицевой поверхности;
4) механической прочностью (содержать минимальное количество природных дефектов и механических повреждений).
Лабораторное обогащение заключается в полной очистке коллекционного материала от пыли, грязи, в удалении хрупких налетов и корочек, излишков вмещающих пород, ухудшающих декоративный облик камня, вскрытии некоторых образцов — жеод, желваков, минерализованных прожилков и т. п. (эти процессы подробно рассмотрены в заключительном разделе книги). Лабораторное обогащение завершается разделением материала по видам коллекционного камня (отдельные кристаллы минералов, друзы и кристаллические агрегаты, кристаллы—включения в породе).
Основная стадия изучения — это качественная оценка коллекционного камня с разделением его на сорта. В предыдущем разделе были охарактеризованы основные оценочные параметры для различных видов декоративного коллекционного материала. В отличие от самоцветов, декоративно-качественная характеристика которых определяется главным образом окраской камня, ее интенсивностью и типом рисунка, для оценки качества декоративных коллекционных минералов используется значительно большее число оценочных параметров. К тому же значение этих параметров для различных минеральных видов неодинаково. Так, для коллекционного материала, представленного самоцветами, ведущими показателями качества являются, как правило, интенсивность окраски минералов и характер ее распределения, степень чистоты и прозрачность кристаллов. Для коллекционных рудных непрозрачных минералов такими показателями чаще всего могут служить размеры кристаллов, их блеск, степень совершенства и сохранность кристаллографических форм.
Таким образом, ведущие показатели качества, обусловливающие минералогическую и декоративно-художественную ценность коллекционного материала, выбирают принимая во внимание индивидуальные особенности каждого минерального вида. Такие качественные показатели, разработанные для различных минералов и видов коллекционного камня с учетом опыта работ по их оценке, рассмотрены в табл. 2.
Эти признаки в коллекционных образцах даже одного и того же минерального вида выражены, как правило, в самых различных сочетаниях. Выделение определенных сочетаний качественных признаков, отвечающих различным сортовым разновидностям коллекционного камня, представляет собой наиболее сложную 38
и ответственную задачу качественной оценки. Главными в таких сочетаниях следует считать редкие для данного минерального вида признаки.
Для характеристики качества декоративного коллекционного материала, как и для поделочных камней, удобно пользоваться эталонами — типовыми разновидностями камня наиболее известных месторождений. Одной и той же сортовой разновидности камня могут отвечать несколько эталонных типов с разным сочетанием качественных признаков, но имеющих примерно одинаковую минералогическую н декоративно-художественную ценность.
В процессе сортировки сначала следует выделить образцы, резко отличающиеся от общей массы высокой декоративностью и крупными размерами, а затем разделить оцениваемую партию декоративных минералов на группы, соответствующие сортовым разновидностям отраслевого стандарта. Из отходов, т. е. из образцов коллекционных минералов, не удовлетворяющих техническим требованиям, отбирается материал, который можно использовать в учебных коллекциях или который заслуживает дообогащения. Целесообразно также сохранять маломерные образцы, не отвечающие стандартным размерам, но с хорошей декоративностью. Такой материал иногда находит спрос для комплектации мини-коллекций, ставших популярными, особенно за рубежом.
Основные коллекционные минералы
Краткая минералогическая характеристика основных декоративных коллекционных минералов, приведенная в этой главе, отражает наиболее примечательные особенности, определяющие их использование. Необходимо отметить, что специальной систематики декоративных минералов не существует. В данной книге они описаны в рамках минералогической классификации И. Костова [22], в основу которой положен химический состав минералов. В пределах выделяемых классов минеральные виды расположены по алфавиту. Некоторые минералы объединены в родственные группы (например, группа кремнезема) с характеристикой видов, имеющих самостоятельное практическое значение.
I класс. Самородные элементы
Медь
Формула — Си.
Название, возможно, происходит от лат. «medali-по» — рудник. Синонимы — купрум (лат.), халь-кос (древиегреч.).
Химический состав — содержание Си до 98%; обычны примеси серебра, висмута, железа, ртути, изредка мышьяка и цинка.
Цвет — медно-красный.
Черта — металлическая, блестящая.
Блеск — металлический.
Прозрачность — непрозрачна.
Твердость — 3. Плотность — 8,5—9 г/см J.
Излом — крючковатый.
Сингония — кубическая, гексаоктаэдрический вид симметрии.
Спайность — отсутствует; минерал ковкий.
Образуется в виде кристаллов кубического, кубооктаэдрического габитуса. Главные простые формы {100), (111), (НО). Встречаются двойниковые сростки по шпинелевому закону {111}, реже по {110}. Обычны дендриты неправильных пластинчатых форм, мелкие вкрапленники, тонкозернистые сплошные массы. Размер выделений — от микроскопических до самородков массой десятки килограммов и даже несколько тонн. 40
Коллекционным материалом являются самородки, особенно ценятся хорошо образованные кристаллы и двойниковые сростки, дендриты (фото 11), агрегаты моховидных, проволочных нитевидных форм, а также псевдоморфозы самородной меди по кристаллам медных минералов — куприту, халькозину и другим, а также органическим остаткам — чаще всего по обломкам древесины. Подобные выделения особенно характерны для гипергенной самородной меди и наблюдаются в зонах окисления ряда медных месторождений скарнового, гидротермального, колчеданного и стратиформного типов, где ассоциируют с купритом, теноритом, малахитом и другими минералами. Крупные скопления самородной меди, ассоциирующей с цеолитами, кальцитом, кварцем и пренитом, выявлены также на поствулканических месторождениях в базальтах (Кивино на оз.Верхнее в шт. Мичиган, США). Широкой известностью пользуются прекрасно ограненные кристаллы меди в форме кубов, додекаэдров, тетрагексаэдров и их дендритовидных сростков из скарновых месторождений Турьинской группы на Северном Урале (СССР).
Диагностика самородков обычно не представляет затруднений в связи с их большой плотностью, характерным цветом и наличием черно-зеленых пленок вторичных минералов меди.
Сера 001 011
Встречается в виде
Формула — S.
Химический состав — отличается высокой химической чистотой; могут присутствовать механические примеси глинистого и органического (битуминозного) вещества.
Цвет — светло-, лимонно-желтый, желто-оранжевый, желтовато-серый, темно-коричневый, бурый и черный (при наличии примеси битумов). Черта — светло-желтая, соломенно-желтая.
Блеск — на гранях алмазный, па изломе жирный. Прозрачность — непрозрачная, просвечивающая. Твердость — 1 — 2. Плотность — 2—2,1 г/см 3. Излом — раковистый.
Сингония — ромбическая, ромбо-дипирамидальный вид симметрии.
Спайность — несовершенная по [001], [НО] и [111].
кристаллов, зернистых агрегатов, порошко
видных и плотных выделений, часто сливных, натечных и почковидных, а также корочек и налетов. Габитус кристаллов пирамидальный, усеченный дипирамидальный, реже пинакоидальный, таблитчатый, ромбо-тетраэдрический. Главные простые формы: (001), (ОН), (111), (112), (ИЗ), нередки кривогранные и копьевидные скелетные кристаллы с фигурами роста и растворения. Отмечены
двойники преимущественно по (101), (110), (011), псевдоморфозы по гипсу и целестину. Происхождение в основном вулканическое — сульфатарное (в ассоциации с реальгаром, аурипигментом, антимонитом, другими минералами), а также гипергенное — в зонах окисления сульфидных месторождений, кепроках соляных куполов и биогенно-осадочное (в ассоциации с гипсом, ангидритом, арагонитом, кальцитом, целестином),
Коллекционным материалом являются хорошо образованные ярко окрашенные кристаллы серы с алмазным или матовым блеском размером 1,5—15 см и более, а также щетки и друзы таких кристаллов с сопутствующими минералами (фото 12). Декоративные образцы наиболее распространены на биогеино-осадочных месторождениях серы (Шор-Су в Узбекистане, Раздольское на Украине, Водинское в Поволжье и др.). Легко диагностируется по характерному цвету, низкой твердости и плотности, хрупкости.
Серебро
Формула — А&.
Название происходит от славянского «серп» — луна.
Химический состав — содержание Ag до 99%; обычны примеси золота, сурьмы, меди, ртути, висмута, мышьяка.
Цвет — серебряно-белый.
Черта — металлическая, блестящая.
Блеск — металлический.
П розрачностъ — непрозрачное, Твердость — 2,5, Плотность—10—11,1 г/см 3. Излом — крючковатый.
Сингония — кубическая, гексаоктаэдрический вид симметрии.
Спайность — отсутствует; минерал весьма ковкий. Встречается гораздо реже самородной меди в основном в виде неправильных комковатых и ксеноморфных уплощенных тонкозернистых выделений массой до нескольких килограммов и в исключительных случаях — до нескольких тонн. Известны также пластинчатые дендриты, изогнутые ленты, листочки и волокна, а также очень редкие кубические, октаэдрические и додекаэдри-ческие кристаллы, обычно сдвойникованные по шпинелевому закону по (111). Самородное серебро обнаружено на некоторых медно-никелевых, скарновых, колчеданных и гидротермальных месторождениях различных формационных типов и в зонах окисления серебросодержащих сульфидных руд.
Особую минералогическую и коллекционную ценность имеют хорошо ограненные кристаллы и перистые «вязаные» дендриты, 42
закрученные проволочные и волосовидные образования серебра в кальците, ёльчатые выделения в арсенидах, барите и других минералах и тому подобные агрегаты. В качестве источника коллекционного материала особое внимание привлекают гидротермальные серебро-редкометалльные месторождения пятиэлементной формации (Кобальт в пров. Онтарио, Канада; Шнееберг и Аннаберг в Саксонии, ГДР; Яхимов, ЧССР и др.) и жильные серебро-полиметаллические месторождения (Конгсберг в Норвегии; Фрейберг в ГДР; Аркверос и Родатио в Чили; Пачука, Эльоро, Веда Мадре в Мексике).
Диагностируется по цвету, большой плотности, ковкости и черным пленкам аргентита на поверхности.
и.
II класс. Сульфиды
Антимонит
Формула — SbjSa.
Название происходит от лат. чантимониум» — сурьма. Синонимы — сурьмяный блеск, стибнит. Химический состав — содержание (в%): Sb — 71,4; S — 28,6; обычны примеси мышьяка, свинца, серебра, меди.
Цвет — свинцово-серый.
Черта — серая, черпая.
Блеск — металлический, с побежалостью. Прозрачность — непрозрачный.
Твердость — 2; хрупкий. Плотность — 4,6 — 4,7 г/см 3.
Излом — ступенчатый до раковистого.
Сингония — ромбическая, ромбо-дипирамидальный вид симметрии.
Спайность — совершенная по (010].
Встречается в виде призматических, столбчатых, игольчатых кристаллов с характерной вертикальной штриховкой. Нередки искривленные и скрученные кристаллы. Наиболее характерны следующие комбинации граней: призмы {110}, пинакоида {010} и пирамид (111), (113), (121). Распространены полисинтетические двойники роста по призме или пинакоиду и поперечные механические двойники. Часто наблюдаются радиально-лучистые, шестоватые, спутанно-волокнистые агрегаты, а также плотные зернистые массы.
Образуется в условиях низкотемпературного гидротермального процесса в ассоциации с кварцем или совместно с кальцитом, баритом, флюоритом, киноварью, реальгаром, реже как второстепенный минерал на месторождениях полиметаллов.
Минералогическую и большую коллекционную ценность представляют крупные (более 10 см в длину) призматические кристаллы антимонита и их друзы. Мировую известность имеют друзы гигантских кристаллов длиной до 60 см, добытые на месторождении Ишинокава (о-в Сикоку, Япония), украшающие коллекции многих музеев мира. Прекрасным коллекционным материалом являются агрегаты шестовато-игольчатых кристаллов антимонита на кристаллических корках и щетках кварца, ассоциирующих с пиритом, марказитом, флюоритом, реальгаром, аурипигментом (фото 13), а также крупные (1 см и более) звездчато-лучистые и розетковидные агрегаты минерала на поверхности карбонатных пород. Коллекционный материал чаще всего встречается в кварц-антимонитовых жилах, связанных с окремненными зонами дробления и брекчирования карбонатных пород (Кадамжай и Хайдаркан в Киргизии).
В шестоватых, радиально-лучистых и тому подобных агрегатах антимонит похож на висмутин, а также на буланжерит, джемсонит и другие тиосоли; отличается по лучшей спайности и поперечной двойниковой штриховке на плоскостях скола. Характерна реакция с каплей КОН, оставляющей оранжевокрасное пятно.
Аурипигмент
Формула — AsjSa.
Название происходит от лат. «аурум» — золото и «пигментум» — краска; дано за характерный цвет.
Химический состав—содержание (в %): As — 61; S — 39; в незначительных количествах присутствуют примеси меди, серебра, цинка, свинца, ртути и др.
Цвет — лимонно-желтый, часто с красноватым или буроватым оттенком.
Черта — светло-желтая, желтая.
Блеск — стеклянный, алмазный; на плоскостях спайности — перламутровый.
Прозрачность — просвечивающий.
Твердость— 1,5—2. Плотность — 3,4—3,5 г/см3. Сингония — моноклинная, ромбо-призматический вид симметрии.
Спайность — весьма совершенная по [010].
Кристаллы имеют короткопризматический облик, нередко с искривленными гранями. Наиболее типичны простые формы — пинакоиды (100) и (010), призмы {110), (011), (101), (210). Спайные плоскости обычно волнисто прогнуты. Нередко встречаются шестоватые, гребенчатые агрегаты, а также плотные кристалли-44
ческие массы с радиально-лучистым строением, землистые выделения, налеты, корки.
Типичный низкотемпературный гидротермальный минерал некоторых поствулканических и телетерм ал ьных месторождений, ассоциирующий с кварцем, кальцитом, реальгаром, антимонитом, пиритом и другими минералами.
Коллекционным материалом являются друзы шестоватых и гребенчатых кристаллов аурипигмента яркой желтой и лимонножелтой окраски с сильным алмазным блеском (фото 14). Такие образцы распространены в основном на телетермальных месторождениях (Лухумское в Грузии и др.). Уникальные по размерам (до 0,6 м), хорошо ограненные кристаллы и друзы тесно сросшихся кристаллов аурипигмента встречались в СССР в Якутии. Из зарубежных месторождений интересны Акамтилья (Перу), Меркур (шт. Юта, США) и др.
Легко диагностируется по яркому желтому цвету, низкой твердости, спайности и характерной ассоциации с красным реальгаром.
Галенит
111 Формула PbS.
Х’ \ Название происходит от лат. «галена» — свин-
"N/ | цевая руда. Синоним — свинцовый блеск.
I Химический состав — содержание (в %); РЬ — I 86,6; S — 13,4; обычны примеси серебра, селена, >. 1 J висмута, мышьяка, сурьмы, меди, цинка.
г Цвет — синевато-серый, иногда с матовой побежа-
лостью.
Черта — серовато-черная.
Блеск — металлический.
Прозрачность — непрозрачный.
Твердость — 2,5—3; хрупкий. Плотность — 7,4— 7,6 г/см 3.
Сингония — кубическая, гексаоктаэдрический вид симметрии.
Спайность — совершенная по кубу.
Характерны кубические кристаллы с гранями (100), (111), реже {110). Развиты двойники по (111). Обычно наблюдается в виде зернистых масс или вкрапленных выделений неправильной формы. Встречаются натечные агрегаты, где галенит, как правило, раскристаллизован, и эпитаксиальные срастания со сфалеритом, халькопиритом. Известны псевдоморфозы по пироморфиту, англезиту, церусситу, халькозину и другим минералам.
Главный минерал полиметаллических месторождений. Образуется из гидротермальных растворов в довольно широком температурном диапазоне, постоянно ассоциирует со сфалери-45
том, а также пиритом, халькопиритом, блеклыми рудами, арсенопиритом, сульфосолями меди, свинца и серебра, кварцем, кальцитом и другими минералами.
Коллекционным материалом являются хорошо ограненные кристаллы кубического, кубооктаэдрического габитуса, друзы крупнокристаллического галенита на кальците, друзы галенита в ассоциации с кристаллами сфалерита, халькопирита и другими сульфидами (фото 15). Эффектны кристаллы скелетной формы, образующие структуры типа морозного узора, а также кристаллы с правильными ступенями роста или растворения на гранях. Коллекционный галенит распространен преимущественно на месторождениях в известковых скарнах и карбонатных породах; встречается исключительно в пустотах (Дальнегорские месторождения в Приморье и др.).
Легко диагностируется по цвету, блеску, спайности (по кубу) и высокой плотности.
Киноварь
Формум — HgS.
Название предположительно происходит от индий-- - - ( А с кого «циннабар» — красная смола, или «кровь 1СЙ1 дракона». Синоним — циннабарит.
Химический состав — содержание (в %): Hg — 86,2; S — 13,8; иногда отмечаются незначительные количества примесей селена, сурьмы, мышьяка, меди, теллура.
Цвет — красный, багряный, иногда со свинцовосерой побежалостью.
Черта — ярко-красная.
Блеск — алмазный.
Прозрачность — полупрозрачна.
Твердость — 2—2,5. Плотность — 8,1—8,6 г/см3. Излом — неровный, занозистый.
Сингония — тригональная, тригонально-трапецо-эдрический вид симметрии. _ Спайность — совершенная по (1010).
Встречается в виде мелких толстостолбчатых или ромбоэдрических кристаллов с хорошо развитыми гранями пинакоида (0001), призмы (1010), ромбоэдров (1011), (2025), (1014) и др. Характерны двойниковые срастания по (0001) и комбинированные двойники. В основном наблюдается в виде вкрапленных зерен неправильной формы или сплошных масс, а также землистых примазок и налетов.
Типичный низкотемпературный гидротермальный минерал ряда поствулканических и телетермальных месторождений, обычно ассоциирующий с антимонитом и пиритом, кварцем 46
и кальцитом, флюоритом, баритом, реже реальгаром, аурипигментом, блеклыми рудами. При температуре выше 344° С переходит в кубический черный метациннабарит.
Коллекционный материал представлен крупными (длина 0,5 см и более) кристаллами и двойниковыми сростками ярко-красной киновари. Такие выделения очень эффектны на фоне мелких кристаллов белого кварца (фото 16). К минералогическим редкостям относятся псевдоморфозы киновари по игольчатым кристаллам антимонита. Такой материал скорее всего можно обнаружить на телетермальных месторождениях в окремненных оруденелых брекчиях (Чаувай, Кадамжай в Киргизской ССР). Всемирной известностью пользуются месторождения киновари Альмаден в Испании, Идрия в Югославии, Монте-Амиата в Италии, Нью-Альмаден, Нью-Идрия в США.
Главные диагностические признаки киновари — характерный красный цвет и высокая плотность.
Марказит
001 Формула — FeSi.
Название происходит от древнеарабского “мар-yf KSJ11 кашитса” — огненный камень.
/\ 101 Химический состав — содержание (в %): Fe —
С" \ 46,6; S — 53,4; в незначительных количествах
'V-/ S-7/ присутствуют примеси мышьяка, сурьмы, кобаль-
X l/z та’ таллия> висмута, меди.
X // Цвет — латунно-желтый.
Черта — черная.
Блеск — металлический.
Прозрачность — непрозрачный.
Твердость — 6. Платность — 4,9 г/см 3.
Излом — раковистый.
Сингония — ромбическая, ромбо-дипирамидалъный вид симметрии.
Спайность — несовершенная по (101).
Встречается в виде таблитчатых, короткостолбчатых, дипира-мидальных, копьевидных, игольчатых кристаллов. Основные простые формы: (101), (НО), (010), (130), (111), (100) и др. Известны гребенчатые сростки, возникающие вследствие многократного двойникования. Гораздо чаще наблюдается в виде конкреций, почковидных и гроздевидных образований. Характерны также псевдоморфозы по органическим остаткам.
Имеет низкотемпературное гидротермальное происхождение, в пустотах нарастает на ранее сформировавшиеся кристаллы кварца, кальцита, галенита, сфалерита и других минералов. При температуре 350° С переходит в кубический пирит. В экзогенных
условиях нередко замещает пирротин и слагает конкреции в осадочных породах.
Коллекционный материал представлен сростками расщепленных кристаллов марказита типа «петушиного гребня», а также хорошо ограненными кристаллами, развитыми в пустотах гидротермальных месторождений (Патерсон, Нью-Джерси, США; Клаусталь и Фрейберг, ФРГ). Довольно привлекательно выглядят конкреции марказита в осадочных и угленосных отложениях, особенно эффектны конкреции шаровидной формы и с радиально-лучистым расположением индивидов, оканчивающихся хорошо выраженными копьевидными головками (Боровичи в Новгородской обл.; месторождения глин у г. Свердловска и др.).
Отличается от пирита формой кристаллов и зеленоватым оттенком на свежем изломе.
Пирит
in
Наиболее часто
Формула — FeS.>.
Название происходит от греч. «пир» — огонь (за свойство давать при ударе искры). Синоним — серный колчедан.
Химический состав — содержание (в %): Fe — 46,6; S — 53,4; отмечаются незначительные примеси кобальта, никеля, мышьяка, сурьмы, меди, золота, серебра, селена.
Цвет — латунно-, соломенно-желтый, иногда с побежалостью.
Черта — зеленовато-черная. Блеск — металлический.
Прозрачность — непрозрачный.
Твердость — 6—6,5. Плотность — 5—5,2 г/см 3. Излом — раковистый.
Сингония — кубическая, дидокаэдрический вид симметрии.
Спайность — обычно отсутствует, иногда неясная по [100} и [111}.
наблюдается в виде сплошных плотных масс
и зернистых скоплени^в колчеданных залежах. Широко распространены кристаллы пирита кубического, пентагон-додекаэдри-ческого и октаэдрического габитуса. Главные простые формы: [100], (210), [111), реже (211), (321) и др. Известны скрученные кристаллы пирита и их друзы, а также натечные колломорфные выделения, которые рассматриваются обычно как индикаторы низкотемпературных условий образования. Характерна штриховка на гранях, параллельная ребрам. Встречаются двойники, в основном по (110) и (111). Отмечаются псевдоморфозы по пирротину, дереву, параморфозы по марказиту.
Пирит является наиболее распространенным и полигонным сульфидом, в основном образуется из гидротермальных растворов (колчеданные месторождения с халькопиритом, сфалеритом, кварцем и другими минералами, жильные и метасоматические месторождения золота и полиметаллов различных формаций и т. д.). В осадочных породах распространены конкреции пирита, а также секреции — корки в полостях раковин.
Коллекционный материал представлен хорошо ограненными кубическими кристаллами пирита с четко выраженной штриховкой на гранях и двойниками прорастания, иногда с наросшими на них кристалликами тетраэдрита, галенита, мелкого пирита поздней генерации, а также друзами кубических кристаллов. Декоративные кристаллы и друзы пирита развиты преимущественно в пустотах рудоносных кварцевых жил, где иногда имеют массу до нескольких десятков килограммов (Березовское на Урале; Акчатау в Казахстане; Маднеули в Грузии и др.).
Хорошим декоративным камнем являются также сталактитовые выделения пирита с яркой побежалостью, известные в зонах окисления железорудных месторождений (КМА), и шаровидные конкреции кубических кристаллов пирита, встречающиеся в угленосных породах (Боровичи в Новгородской обл.).
Легко диагностируется по характерному светло-желтому цвету и изометрической форме кристаллов со штриховкой на гранях; от иногда похожих марказита, пирротина и халькопирита отличается также более высокой твердостью.
Пирротин (гексапирротин)
0001
1010
Формула — Fe^xS.
Название происходит от греч. «пиррос» — красноватый. Синоним — магнитный колчедан.
Химический состав — содержание (в %): S — 36,4—40; Fe — 60—63,6; иногда отмечаются примеси меди, никеля, кобальта.
Цвет — темный бронзово-желтый с пестрой побежалостью.
Черта — черная.
Блеск — металлический.
П розрачность — непрозрачный.
Т вердость — 4; весьма хрупкий. Плотность — 4,7 г/см 3.
Излом — раковистый.
Сингония — гексагональная, дигексагонально-дипирамидальный вид симметрии. _ Спайность— несовершенная по (1010].
Встречается обычно в виде сплошных масс или вкрапленных зерен неправильной формы. Кристаллы наблюдаются редко,
типичен пластинчатый, столбчатый, бочонковидный облик с гранями пинакоида (0001), призмы (1010), дипирамид (1011) и (2021), известны также двойники и тройники по (1011).
Пирротин — главнейший минерал магматических медно-нике-левых месторождений, приуроченных к основным и ультраосновным массивам, где тесно ассоциирует с пентландитом и халькопиритом. Образуется также гидротермальным путем на полиметаллических скарновых и других месторождениях совместно с касситеритом, шеелитом, галенитом, сфалеритом, халькопиритом и другими сульфидами.
Коллекционное значение имеют хорошо ограненные кристаллы, их двойниковые сростки и друзы. Эффектные сростки гексагональных пластинчатых кристаллов выявлены на Дальнегорском месторождении в Приморье (СССР). Крупные кристаллы пирротина на ранее выделившихся сфалерите, кальците и других минералах встречаются здесь исключительно в друзовых пустотах в телах рудных известковых скарнов. За рубежом прекрасные кристаллы пирротина известны на гидротермальных месторождениях Трансильвании в Румынии, руднике Тренча в Югославии, Трентино в Италии, Морро-Вело в Бразилии и др.
Диагностируется по характерному цвету и магнитности.
Реальгар
Формула — As4S,.
Название происходит от арабского «рахдж-аль-гхар» — «пыль рудника».
Химический состав — содержание (в As — 70,1; S — 29,9.
Цвет — от темно-красного до яркого оранжевокрасного.
Черта — светло-оранжевая.
Блеск — алмазный, на изломе жирный.
Прозрачность — прозрачный до полупрозрачного.
Твердость — 1,5—2; хрупкий. Плотность — 3,6 г/см3. Излом — раковистый.
Сингония — моноклинная, ромбо-призматический вид симметрии.
Спайность — совершенная по (010).
101 ni
Встречается в виде небольших короткопризматических, реже вытянутых кристаллов с характерной тонкой штриховкой вдоль вертикальной оси. Наиболее обычны следующие простые формы: пинакоиды (001), ромбические призмы (110), (120) и {011). Отмечаются двойники по (100). Распространены сплошные зернистые агрегаты, налеты, корочки, землистые массы.
Происхождение низкотемпературное, гидротермальное, как
и у аурипигмента, с которым он постоянно ассоциирует. Под 50
действием света и атмосферной углекислоты разрушается, переходя главным образом в оранжевый порошковатый аурипигмент.
Коллекционным материалом являются сравнительно крупные (более 5 мм) кристаллы ярко-красного реальгара в породе в ассоциации с аурипигментом, реже антимонитом, пиритом, марказитом и другими минералами. Такие образования наблюдаются обычно в пустотах телетермальных месторождений (Лухуми в Грузии и др.).
Определяется по характерному красному цвету, низкой твердости, штриховке на гранях и ассоциации с желтым аурипигментом.
Сфалерит
Формула — ZnS.
Название происходит от греч. «сфалерос» — обманчивый. Синоним — цинковая обманка.
Химический состав — содержание (в %): Zn — 67,1; S — 32,9; из примесей наиболее характерно железо (марматит, более 25% Fe — кристофит), реже присутствуют — кадмий (пршибрамит), га-лий, марганец, ртуть и др.
Цвет — серовато-бурый, коричневый, реже желтый, красный, зеленый.
Черта — от бесцветной до бурой.
Блеск — алмазный, иногда металлический.
Прозрачность — в зависимости от содержания железа прозрачный до непрозрачного.
Твердость — 3,5—4; хрупкий. Плотность — 3,9— 4,2 г/см 3.
Излом — ступенчатый.
Сингония — кубическая, гекса тетраэдрический вид симметрии.
Спайность — совершенная по ромбододекаэдру (НО).
Встречается в кристаллах тетраэдрического, реже ромбодо-декаэдрического габитуса. Главные простые формы: {111), {111), (100), (ПО), (113), {112), {122) и др. На гранях часто наблюдаются’ штриховка, ступени и спирали роста. Нередки двойники по {111), в том числе полисинтетические, заметные по параллельной штриховке на плоскостях спайности. Распространены сплошные массы сфалерита. Реже отмечаются почковидные скрытокристаллические агрегаты концентрически-эонального строения, сталактиты. Известны эпитаксиальные сростки с халькопиритом и параморфозы по вюртциту.
Сфалерит имеет гидротермальное происхождение, является,
наряду с галенитом и халькопиритом, главным минералом полиметаллических месторождений.
Коллекционный материал представлен хорошо образованными кристаллами обычно темно-коричневого (до черного) цвета с алмазным блеском на гранях, размер которых по ребру иногда составляет 10 мм и более (фото 17). Маложелеэистая прозрачная разновидность — клейофан, бесцветная или желтая; в связи с высоким показателем преломления света (2,37) может граниться как ювелирный камень. Весьма декоративны и обладают большой минералогической ценностью друзы, где сфалерит ассоциирует с кристаллами галенита, халькопирита, кальцитом и другими минералами. Друзовые образования характерны для полиметаллических месторождений, локализующихся в карбонатных породах и скарнах, где они встречаются исключительно в пустотах рудных тел (Кличкинское месторождение в Забайкалье, Дальпегорское в Приморье, месторождения Нагольного кряжа на Украине и др.). За рубежом источником коллекционного сфалерита служили месторождения Пикос-де-Эуропа (пров. Сантандер, Испания), Сент-Агнес (п-ов Корнуолл, Великобритания), Джоплин (США) и др.
От похожего вольфрамита отличается изометрической формой кристаллов, спайностью по шести направлениям и меньшей (почти в 2 раза) плотностью.
Халькопирит
Формула — CuFeS;.
Название происходит от греч. «халькос» — медь и «пир» — огонь. Синоним — медный колчедан. Химический состав — содержание (в %): Си — 34,57; Fe — 30,54; S — 34,9; могут отмечаться примеси марганца, сурьмы, золота, серебра, селена и др.
Цвет — латунно-желтый, часто с синей или пестрой побежалостью.
Черта — зеленовато-черная.
Блеск — металлический.
Прозрачность — непрозрачен.
Твердость — 3,5—4. Плотность — 4,3 г/см 3.
Излом — раковистый, неровный.
Сингония — тетрагональная, тетрагонально-скале-ноэдрический вид симметрии.
Спайность — несовершенная по [201}.
Встречается преимущественно в сплошных массах и в виде вкрапленников неправильной формы. Кристаллы наблюдаются редко, удлиненные или изометрические, тетраэдрического, реже псевдооктаэдрического, псевдододекаэдрического габитуса. Типич-52
ны следующие простые формы: (112), (100), (001), (012), (013) и др. На гранях часто присутствуют ступени роста, в результате чего кристаллы приобретают округлую форму. Характерны двойники по (111), (112), (012) и (ПО).
Халькопирит — главный минерал меди, широко распространенный на магматических медно-никелевых месторождениях, где ассоциирует с пирротином и пентландитом, а также на гидротермальных полиметаллических месторождениях, где отмечается совместно с галенитом, сфалеритом, блеклыми рудами и другими минералами, а также на колчеданных месторождениях.
Коллекционным материалом являются крупные (до нескольких сантиметров в поперечнике) кристаллы и сростки кристаллов халькопирита на кристаллическом кальците в ассоциации с галенитом, сфалеритом, пирротином. Такие образования находят чаще всего в пустотах рудных известковых скарнов (месторождения Дальнегорское в Приморье, Дашкесан в Азербайджанской ССР). Минералогическую редкость представляют собой псевдоморфозы халькопирита по кристаллам пирита или магнетита; это своеобразные «скелетные кристаллы» с хорошо выраженными вершинными формами. Такие выделения типичны для зон окисления рудных месторождений (Богославский р-он в Пермской обл.).
Отличается от пирита характерным цветовым оттенком, развитием побежалости, меньшей твердостью, а от пентландита — отсутствием спайности.
III класс. Галогениды
Галит
В й
к» н
Формула — NaCI.
Название происходит от греч. «галос» — соль. Химический состав—содержание (в %): Na — 39,4; Cl — 60,б.
Цвет — бесцветный, белый, красноватый, желтоватый, иногда с синими пятнами.
Черта — белая.
Блеск — стеклянный.
Прозрачность — прозрачный, просвечивающий.
Твердость — 2,5. Плотность — 2,2—2,3 г/см3.
Излом — ступенчатый.
Сингония — кубическая, гексаоктаэдрический вид симметрии.
Спайность — весьма совершенная по кубу.
Наиболее характерны плотные массы от мелко- до гигантозернистых, шестоватые, волокнистые агрегаты, в пещерах и горных
выработках — сталактиты, сталагмиты, натеки, ежи и другие формы. Кристаллы простого кубического габитуса, изредка с гранями (111) и (ПО). Иногда встречаются двойники по (111). Типичны ступенчатые углубления на гранях куба, скелетные кристаллы в форме воронок и «лодочек».
Происхождение хемогенно-осадочное в результате испарения морской воды и других подобных соленосных растворов. При метаморфизме соленосных осадков возникают гигантокристаллические, часто прозрачные массы каменной соли.
В качестве коллекционного материала используются друзы хорошо образованных кубических кристаллов (фото 18), а также кристаллические наросты на ветвях растений, кусках дерева и других предметах.
Месторождения многочисленны. Широко известны эффектные друзы кристаллов галита из месторождения Величка близ Кракова (Польша).
Легко узнается по кубической форме кристаллов, малой твердости и соленому вкусу.
Флюорит
Формула CaF:.
Название происходит от лат. «флюоре» — течь (использование в качестве флюса).
Синоним — плавиковый шпат.
Химический состав — содержание (в%): Са — 51,2; F — 38,8; отмечаются примеси хлора, железа, редких земель, иногда урана и др.
Цвет — желтый, зеленый, синий, фиолетовый, красный, розовый, черно-фиолетовый, зональная окраска со сменой цветов, реже бесцветный. Черта — белая, бесцветная.
Блеск — стеклянный до жирного.
Прозрачность — прозрачный, просвечивающий. Твердость — 4; хрупкий. Плотность — 3,1 — 3,2 г/см3.
Излом — ступенчатый.
Сингония — кубическая, гексаоктаэдрический вид симметрии.
Спайность — совершенная по [111}.
Встречается в виде хорошо образованных кубических, реже октаэдрических и ромбододекаэдрических кристаллов размером 3— 5 см, иногда до 20 см и даже более (фото 19). Из других простых форм часты грани {012), (013), (113), (112), (123) и др. Грани куба обычно гладкие, а октаэдра — матовые. Обычны двойники прорастания по флюоритовому закону, распространены шестоватые агрегаты, а также сплошные зернистые, порошкова-тые или землистые (ратовкит) массы, 54
Образуется преимущественно из гидротермальных растворов, изредка имеет магматическое (в гранит-аплитах), пневматоли-товое (в грейзенах) или хемогенно-осадочное происхождение. Ассоциируется в основном с кварцем, кальцитом, сульфидами, баритом, иногда с топазом, касситеритом, вольфрамитом, бериллом и другими минералами.
Декоративные выделения флюрита в виде друз являются популярным коллекционным материалом. Наибольшую ценность представляют друзы крупных кубических кристаллов, окрашенных в красивые тона желтого, зеленого, розового, фиолетового и синего цвета. Особенно декоративны друзы флюорита, содержащие выделения крупно- или мелкокристаллических сульфидов — пирита, халькопирита. Друзовый флюорит обычно встречается на месторождениях, представленных поствулканическими и телетер-мальными флюоритовыми жилами (Абагатуй, Калангуй в Читинской области, Такоб в Таджикской ССР) или залегающих в известковых скарнах (Дальнегорское в Приморье). Уникальные кристаллы прозрачного флюорита массой в десятки и даже сотни килограммов отмечались в камерных пегматитах Центрального Казахстана (Кент, Керемет-Тас, Новоромановка).
Диагностируется сравнительно легко по форме кристаллов, твердости и октаэдрической спайности.
IV класс. Оксиды и гидроксиды
Гематит
----------------Формула — FCjOj.
s-________________ Название происходит от греч. «гематикос» —
юн / кровавый (по цвету в тонком сколе).
Химический состав — содержание (в %): Fe — 70; О — 30; отмечаются примеси алюминия, титана (титаногематит), магния и др.
Цвет — от черного в крупнокристаллических агрегатах до ярко-красного в плотных разностях. Черта — вишнево-красная.
Блеск — от металличес кого до тусклого; иногда синеватая побежалость.
Прозрачность — просвечивает в тонких пластинах.
Твердость — 5—6. Плотность — 5,3 г/см3.
Излом — полураковистый.
Сингония — тригональная, дитригоналыю-скале-ноэдрический вид симметрии.
Спайность — отсутствует.
Встречается в виде кристаллов таблитчатого, пластинчатого, ромбоэдрического_ облика. Главные простые формы: [0001J, (1011), {1120), {0112), (1014) и др^ Известны двойники прорастания и нарастания по (0001) и {1011), сростки изогнутых пластинчатых кристаллов типа «железной розы». Характерны также листоватые и чешуйчатые (железный блеск — спекулярит), зернистые плотные и скрытокристаллические (красный железняк), натечные почковидные (красная стеклянная голова), землистые (гидрогематит), оолитовые агрегаты. Образует псевдоморфозы по магнетиту (мартит), пириту, ярозиту, кальциту. Происхождение метаморфическое, гидротермальное, экзогенное в корах выветривания и хемогенно-осадочное.
Почковидный гематит-кровавик с тонким волокнистым строением является сырьем для ювелирной промышленности. Выделения почковидного гематита с гладкими блестящими поверхностями выглядят весьма декоративно и отбираются в качестве коллекционного сырья. Такой материал формируется в пустотах гидротермальных гематитовых (Кишкенесор в Казахстане, СССР), оловорудных (Альтенберг, ГДР) и редкометальных (Яхимов, ЧССР) жил. Прекрасные блестящие штуфы минерала встречаются в элювиальных россыпях красной стеклянной головы на месторождениях КМА. Коллекционным материалом служат также крупные кристаллы гематита толстотаблитчатого габитуса с совершенной огранкой. В СССР подобный материал известен на Шабровском месторождении благородного талька на Урале, а за рубежом на о-ве Эльба (Италия), в Альпах (Сен-Готард, Швейцария) и в других местах.
От похожих ильменита, магнетита, гётита легко отличается вишнево-красным цветом черты.
Гётит
Формула — a-FeOOH.
Название — в честь поэта В. Гёте. Синоним — бурый железняк.
Химический состав — содержание (в %): FeO —
89,9; Н2О— 10,1.
Цвет — черно-бурый, светло-желтый.
Черта — бурая, желто-бурая.
Блеск — полуметаллический.
Прозрачность — непрозрачный, в тонких сколах прозрачный.
Твердость — 5—5,5. Плотность — 4—4,4 г/см3.
Излом — шероховатый.
Сингония — ромбическая, ромбо-дипирамидаль-ный вид симметрии.
Спайность — совершенная по {010).
Встречается в виде натечных почковидных, гроздевидных и ста лактитовых образований с радиально- и параллельно-волокнис тым строением. Наиболее характерны сплошные плотные, ноздреватые, порошковатые, землистые массы, оолиты, конкреции, жеоды. Изредка отмечаются кристаллы игольчатой и пластинчатой форм с гранями [010), (НО), (120) и др.
Происхождение, как правило, экзогенное — типичный минерал коры выветривания и болотных руд, ассоциирующий с гематитом, лепидокрокитом, оксидами марганца, ярозитом, каолинитом и др.
Коллекционным материалом являются натечные агрегаты с гладкой блестящей поверхностью — бурая стеклянная голова, псевдоморфозы гетита по кубическим кристаллам пирита. Очень декоративны сростки черно-бурых игольчатых кристаллов гетита длиной 3—4 см на кварцевом основании (пегматиты Волыни, СССР).
Определяется по форме выделений, бурой черте и охристым примазкам.
Ильменит
1011
Формула — FeTiOj.
Название по Ильменским горам (на Урале). Синоним — титанистый железняк.
Химический состав — содержание (в %): Fe — 36,8; Ti — 31,6; О — 31,6; обычны примеси магния, марганца.
Цвет — черный.
Черта — черная до красно-бурой.
Блеск — полуметаллический жирный.
П розрачность — непрозрачен.
Твердость — 6. Плотность — 4,5—5 г/см1.
Излом — раковистый до полураковистого.
Сингония — тригональная, ромбоэдрический вид симметрии.
Спайность — отсутствует.
Обычно представлен вкрапленными зернами неправильной формы или сплошными зернистыми массами, реже уплощенными таблитчатыми кристаллами с гранями (0001), (1011), (1120), (1010), (0221) и др.,_похожими на кристаллы гематита; отмечаются двойники по (1011).
Происхождение в основном магматическое — образует вкрапленники и сегрегации в габброанортозитах и других основных породах, иногда наблюдается в пегматитах и кварцевых жилах.
Коллекционным материалом являются крупные таблитчатые
кристаллы ильменита с сильным металлическим блеском, встречающиеся в виде отдельных вростков в щелочных пегматитах (Ильменские горы, Алтай и др.). Крупные кристаллы ильменита массой до 10 кг известны на норвежских месторождениях Экер-эунд и Крагерё в норитах.
Иногда похож на гематит, отличается по форме кристаллов (нет граней скаленоэдров и дипирамид) и по темной черте.
Касситерит
Формула — SnOj.
Название происходит от греч. «касситерос» — олово. Синоним — оловянный камень.
Химический состав — содержание (в %): Sri— 78,8; О — 21,2; отмечаются примеси железа, титана, тантала, ниобия, марганца, циркония, вольфрама.
Цвет — коричневый, черный, серый, реже желтый, оранжевый, красный, зеленый.
Черта — белая до светло-желтой.
Блеск — алмазный до полуметаллического, на изломе тусклый.
Прозрачность — просвечивает в тонких сколах. Твердость—6—7; хрупкий. Плотность 7 г/см3. Излом — раковистый.
Сингония — тетрагональная, дитетрагонально-ди-пирамидальный вид симметрии.
Спайность — несовершенная, иногда ясная по [100).
Встречается в кристаллах дипирамидального таблитчатого и столбчатого (до игольчатого) облика. Главные простые формы: (НО), (010), (120), (230), (111), (133) и др. Характерны коленчатые двойники по (011). Чаще наблюдается в виде неправильных зерен. Известно «деревянистое олово» — желваки и другие натечные формы, обладающие концентрически-зональным строением.
Происхождение пневматолито-гидротермальное: связан с гранитными пегматитами и грейзенами (ассоциирует с топазом, турмалином, мусковитом, циннвальдитом, колумбитом, кварцем и др.), а также с гидротермальными образованиями оловоносных кварцевой и сульфидной формаций (с вольфрамитом, магнетитом, арсенопиритом, пирротином, галенитом, сфалеритом, висмутином и др.) или со скарнами (со скаполитом, флогопитом, шеелитом, датолитом).
Коллекционный материал представлен хорошо ограненными кристаллами касситерита черного и черно-коричневого цвета с сильным алмазным блеском на гранях (фото 20), а также сростками таких кристаллов. Сравнительно крупные кристаллы 58
коллекционного касситерита находят в основном в пустотах гидротермальных кварцевых жил (Северо-Восток СССР), в грейзенах и гранитных пегматитах (Забайкалье, Казахстан).
По внешнему облику очень часто сходен с рутилом, иногда с цирконом, от которых отличается более высокой плотностью. Характерна реакция с НС1 на цинке, в результате которой получают «оловянное зеркало».
Корунд
0001
Формула — AI2O3.
Название, возможно, происходит от тамильского «курундам» или от санскритского «курувинда» — рубин.
Химический состав — содержание (в %): А1 — 53,2; О — 48,8; отмечаются незначительные примеси хрома, железа, марганца, титана.
Цвет — синевато- или желтовато-серый, фиолетовый, зеленый, розоватый; прозрачная разность красного цвета — рубин-, синего, желтого, зеленого, фиолетового — сапфир.
Черта — белая.
Блеск — стеклянный до алмазного, перламутрового.
Прозрачность — просвечивает в осколках; драгоценные разности прозрачны.
Твердость — 9; хрупкий. Плотность — 4 г/см3. Излом — неровный до раковистого.
Сингония — тригональная, тригоналыю-скалено-эдрический вид симметрии.
Спайность — отсутствует.
Встречается в виде кристаллов бочонковидного, дипирамидально-го, призматического, пластинчатого облика. Главные простые формы: (0001), (1010), {1120}, (1011), {2241}, {2243} и др. Часто наблюдаются полисинтетические двойники по {1011} и {0001}. Кристаллы во многих случаях деформированы. Грани призм, дипирамид и пинакоида покрыты косой штриховкой. Иногда отмечаются горизонтальная отдельность и штриховка вследствие двойникования по пинакоиду.
Корунд — полигонный минерал, образующийся из высокоглиноземистых базальтовых и щелочных магм, а также гидротермально-метасоматическим путем (скарны, вторичные кварциты и т. п.) и при региональном метаморфизме гранулитовой фации.
Окрашенные прозрачные разновидности корунда — рубин и сапфир — относятся к наиболее дорогостоящим самоцветам благодаря великолепной окраске и очень высокой твердости. Непрозрачные и слабо просвечивающие из-за мелкой трещиповатос-59
ти или минеральных включений кристаллы рубина и сапфира используются как коллекционный материал. Большой интерес представляют крупные (до 10 см в поперечнике) кристаллы вишнево-красного корунда в биотит-флогопитовых плагиоклази-тах (месторождение Макар-Рузь на Полярном Урале) — (фото 21), а также штуфы белых мраморов с вкрапленными призматическими кристаллами рубина ярко-малинового цвета, развитые на месторождениях в кальцифирах и скарнах (Могок, Бирма; Хунза, Пакистан; Памир, СССР). Не менее декоративны образцы базальтовых пород, содержащие вкрапленники василькового, синего, зеленого, желтого и фиолетового сапфира (сапфироносные базальты Индокитая и Австралии). Декоративный корунд встречается также в высокоглиноземистых гнейсах и щелочных пегматитах (Карелия, Кольский полуостров, СССР). Он характеризуется хорошей огранкой, сравнительно крупными размерами (до 5 см в длину и 3 см в поперечнике) и привлекательной розовой, фиолетовой, зеленовато-желтой окраской с заметно выраженным дихроизмом.
Ювелирами и коллекционерами высоко ценятся звездчатые корунды с хорошо выраженным астеризмом (эффектом опалесценции в виде трех- или многолучевой звезды), возникающим за счет закономерно ориентированных микровключений.
Главный диагностический признак корунда — высокая твердость; от похожей шпинели отличается по форме кристаллов.
Группа кремнезема
К этой группе относятся минералы, представляющие собой полиморфные разновидности диоксида кремния, основными из которых являются следующие: низкотемпературный а-кварц (или просто кварц), его тонковолокнистая (криптокристаллическая) разновидность — халцедон и водосодержащий коллоидный кремнезем — опал.
Кварц
01Т1
Формула — S1O2.
1011
Название — происхождение неизвестно, возможно, от западно-славянского «кварди» — твердый. Химический состав — химически чистый; иногда примеси алюминия, железа.
ю7о
Цвет — по окраске выделяется ряд разновидностей: горный хрусталь — бесцветный водяно-прозрачный; аметист — фиолетовый; дымчатый кварц (раухтопаз); морион — черный; цитрин — золотисто- или лимонно-желтый, до оранжевого;
премущественно же молочно-белый за счет многочисленных газово-жидких включений.
Черта — белая.
Блеск — от стеклянного до жирного на изломе. Прозрачность — прозрачный, просвечивающий. Твердость — 7; хрупкий. Плотность — 2,52— 2,65 г/см3.
Излом — раковистый, неровный.
Сингония — тригональная, тригонально-трапецо-эдрический вид симметрии.
Спайность — неясная по ромбоэдру.
Встречается в виде зернистых масс, вкрапленных зерен и врост-ков. Обычны призматические кристаллы с ромбоэдрической головкой. Главные простые формы: призма (1010}, положительный (1011) и-Отрицательный (0111) ромбоэдры, тригональная дипирамида (1121) и положительный трапецоэдр {5161). Облик кристаллов от коротко- до длиннопризматического, иногда обелиско-видного. Известны сильно искаженные кристаллы, а также скелетные формы. Кристаллам аметиста свойственны ромбоэдрический габитус и скипетрообразные нарастания ромбоэдрических кристаллов на ранее сформированный призматический кварц. Характерна горизонтальная штриховка граней призмы. Практически все кристаллы сдвойникованы по дофинейскому и бразильскому законам (взаимопрорастание одноименных и разноименных энантиоморфных индивидов); изредка отмечаются японские двойники срастания по (1122) и др. Распространены также ориентированные срастания кварца с полевыми шпатами (графический пегматит) и другими минералами. Часто наблюдаются игольчатые и сетчатые (сагенитовые) включения рутила, амфиболов, хлорита, гематита, брукита, анатаза, гематита, эпидота, пирита, турмалина. Известны псевдоморфозы кварца по хризотил- и амфибол-асбестам (тигровый, кошачий, соколиный глаз), апофиллиту, датолиту, кальциту, целестину, органическим остаткам — кораллам, раковинам, древесине и т. д.
Кристаллы горного хрусталя, а также дымчатого кварца, цитрина и аметиста имеют гидротермальное происхождение и образуются в полостях миароловых пегматитов и кварцевых жил. Главное значение принадлежит гидротермально-метаморфической формации безрудных хрусталеносных кварцевых жил, включающей так называемые жилы альпийского типа.
Прозрачные и красиво окрашенные аметист и цитрин используются как ювелирные камни. Коллекционным материалом могут бь)ть хорошо ограненные отдельные кристаллы горного хрусталя, дымчатого кварца, мориона, цитрина и аметиста однородной или зональной окраски, а в основном — друзы кварца (фото 22), нередко представленные эффектными взаимосраста-61
ниями с кристаллами микроклина, альбита, адуляра, пирита, топаза, берилла и других минералов.
Другую группу коллекционного материала образуют кристаллы кварца редко встречающихся форм: расщепленные и скрученные с хорошо развитыми гранями трапецоэдра и дипирамиды, редкие двойниковые сростки по японскому закону, кристаллы с «белой полосой», с «надпилами», возникшими в результате выщелачивания тонких пластинок кальцита, фантом-кристаллы.
Эффектным коллекционным материалом являются прозрачные кристаллы кварца, содержащие минеральные включения: пейзажный кварц с разноориентированными включениями серицита, хлорита, асбеста; кварц-«волосатик», содержащий включения тончайших игольчатых кристаллов турмалина, рутила (фото 23), актинолита; зональный кварц с присыпками серицита, парагонита, хлорита по зонам роста кристаллов; кварц с включениями минералов-спутников — сфена, эпидота, пирита, анатаза, брукита. Особую популярность приобрели кристаллы кварца-«волосатика».
Коллекционный материал встречается на месторождениях кварца различного генезиса, но наибольший интерес как с минералогической, так и с практической точки зрения представляют хрусталеносные кварцевые жилы альпийского типа (Приполярный и Южный Урал, Памир в СССР, швейцарские и итальянские Альпы); менее важную роль играют гранитные пегматиты (Украина, Забайкалье, Центральный Казахстан). Источником аметистовых друз являются также железорудные скарны (Коршуновское месторождение в Иркутской обл.) и поствулканические месторождения (Кедон, Северо-Восток СССР).
Диагностика кварца обычно не вызывает затруднений.
Халцедон
Формула — SiO 2; микроволокнистый агрегат а-кварца.
Название происходит от названия древнего города Халцедон на побережье Мраморного моря.
Химический состав — содержание SiO 2 — 90— 99%; отмечаются примеси Fe^Oj, AI2O3, MgO, CaO, Н2О (в порах агрегата).
Цвет — белый, серовато-белый, голубовато-серый; другие цветные разновидности имеют собственные названия: сердолик — оранжевый или розовый; сардер — коричневый; карнеол — красный; плазма — оливково-зеленый; хризопраз — яблочно-зеленый; полосчатые агрегаты именуются агатом.
Черта — бесцветная.
Блеск — тусклый до воскового.
Прозрачность — просвечивающий до прозрачного. Твердость 6,5—7. Плотность—2,6 г/см3.
Излом — раковистый, скорлуповато-раковистый. Спайность — отсутствует.
Встречается в виде скрытокристаллических корок, натечных агрегатов с почковидной поверхностью, миндалин, жеод, сферо-лоидов (часто звездчатых в сечении) и прожилков. Известны псевдоморфозы халцедона по кварцу, кальциту, флюориту, органическим остаткам.
Образуется из поствулканических гидротермальных растворов в базальтах, андезитах, реже в риолитах вместе с цеолитами, аметистом, кальцитом, а также при катагенезе карбонатных отложений (кремни) и в корах выветривания.
Цветные халцедоны и агат относятся к одним из самых популярных ювелирно-поделочных камней. Коллекционную ценность имеют агрегаты натечного халцедона с ярко выраженными сталактитовыми и почковидными формами. Наиболее декоративны выделения халцедона с нарастающими на них корками мелкокристаллического кварца. Особенно интересны могут быть агатовые жеоды в базальтах и сферолоиды кислых лав, центральные полости которых устланы щетками ромбоэдрических кристаллов аметиста или полностью выполнены радиальнолучистым кварцевым агрегатом. Такие образования эффектно выглядят в приполированных поперечных срезах (фото 24, 25).
Среди коллекционеров особенно высоко ценятся агатовые и халцедоновые жеоды с жидкостью внутри — остатком минералообразующего раствора (энгидрос), а также агаты с причудливыми узорами (моховой, облачный, звездный, ландшафтный), возникающими за счет дендритовидных включений оксидов марганца и железа. Перечисленные декоративные разновидности халцедона известны во многих эффузивных формациях (эффу-зивы Закавказья, траппы Параны в Южной Америке, Декана в Индии и др.). Интересны также декоративные псевдоморфозы халцедона (иногда вместе с опалом) по древесным остаткам (Малый Кавказ, Украина, Приморье в СССР, за рубежом особенно знаменит «окаменелый лес» в шт. Аризона, США).
Опал
Формула — SiO? НаО; аморфный водосодержащий кремнезем, а также а-кристобалит и р-триди-мит (КТ опал).
Название происходит от санскритского «упала» — драгоценный камень.
Химический состав — содержание (в %): SiOa — 65—90; Н2О — 4,5—20; AI2O3 — до 9; Fe2O3 — до 3; ТЮг — до 5; иногда присутствуют примеси органического вещества.
Цвет — бесцветный, белый, желтый, зеленый, красный, коричневый, черный.
Черта — белая.
Блеск — жирный, перламутровый, восковой; характерны сильные внутренние рефлексы, опалесценция.
Прозрачность — от непрозрачного до полупрозрачного.
Твердость — 5—6,5; очень хрупок. Плотность — 1,8—2,3 г/см 3.
Излом — раковистый.
Спайность — отсутствует.
Встречается в виде натечных агрегатов различной формы. Характерны корочки, почковидные выделения, оолиты, прожилки. Слагает скелеты губок, радиолярий и других морских организмов. Известны псевдоморфозы по органическим остаткам.
Представляет собой самую низкотемпературную модификацию кремнезема, является типичным минералом кор выветривания силикатных пород, образуется также хемогенно-осадочным или биогенным путем. Распространен и поствулканический гидротермальный опал, ассоциирующий с халцедоном.
Опалы с радужной игрой света, обусловленной упорядоченной структурой, называются благородными и относятся к ювелирным камням. В зависимости от цветовой гаммы опалесценции и окраски выделяются белый, черный, арлекин и огненный благородные опалы. Возможность использования благородных опалов для ювелирных целей ограничена их хрупкостью, приводящей к легкому растрескиванию камня, а также помутнением и потерей опалесценции в результате дегидратации.
Непригодные для ювелирных целей благородные опалы служат коллекционным материалом. Наиболее эффектно выглядят образцы маточного опала — красновато-бурых, синевато-серых или черных пород, на фоне которых опалесцируют многочисленные разноцветные прожилки и вкрапленники благородного опала. Очень декоративны псевдоморфозы благородного опала по различным раковинам и древесным остаткам. Для коллекционных целей могут отбираться красивые разновидности обыкновенного опала. Коммерческая ценность коллекционных образцов определяется окраской, опалесценцией, прозрачностью и прочностью. Основная масса благородного опала связана с корами выветривания песчано-сланцевых пород (Австралия) и в меньшей мере с эффузивными породами (Чехословакия, Мексика, США, Гондурас и др.). 64
Куприт
Формула — СиОг.
/] /\\, Название происходит от лат. «купрум» — медь.
/ / Синоним—красная медная руда.
( XX Химический состав — содержание (в %): Си —
1,0 88,8; О— 11,2; отмечаются механические
X. \ Т Х< примеси самородной меди и гематита.
Х_ Цвет — кирпично-красный, темно-красный, кра-
сно-бурый до почти черного с синеватым оттенком.
Черта — буровато-красная.
Блеск—от алмазного до полуметаллического. Прозрачность — прозрачный, просвечивающий. Твердость — 3,5—4; хрупкий. Плотность — 6,2 г/см 3.
Излом — неровный до раковистого.
Сингония — кубическая, пентагон-триоктаэдриче-ский вид симметрии.
Спайность — ясная по (111).
Встречается в виде мелких кристаллов кубического, октаэдрического, ромбододекаэдрического габитуса с развитыми простыми формами (111), {НО), {100), [112), (122). Известны эпитаксиальные срастания с самородной медью, халькопиритом, вростки в барите, а также псевдоморфозы по самородной меди. Наиболее характерны сплошные зернистые и порошковатые массы.
Типичный гипергенный минерал, образующийся в зоне окисления медно-сульфидных месторождений вместе с самородной медью, малахитом, азуритом или гидроксидами железа.
Коллекционным материалом могут быть щетки хорошо ограненных сравнительно крупных (до нескольких сантиметров) кристаллов (Гумешевское, Турьинское месторождения на Урале, Джезказган в Казахстане). За рубежом уникальные кристаллы куприта известны на месторождениях Шесси близ Лиона во Франции и Онганья в Намибии.
Диагностируется прежде всего по красной черте с характерным бурым оттенком и ассоциации с другими вторичными минералами меди.
Магнетит
3-1313
Фррмула — FeFe'204.
Название — происхождение неясно. Синоним — магнитный железняк.
Химический состав — содержание (в %): FeO — 31; РегО3 — 69; обычны примеси титана, хрома, магния, марганца, никеля, ванадия, алюминия. Цвет — железо-черный, иногда с синей побежалостью.
Черта — черная.
Блеск — металлический, матовый. Прозрачность — непрозрачный.
Твердость — 5,5—6. Плотность— 5,2 г/см 3. Излом — раковистый.
Сингония — кубическая, гексаоктаэдрический вид симметрии.
Спайность — отсутствует.
Встречается в мелкозернистых сплошных массах, вкраплениях, а также в виде кристаллов октаэдрического, реже ромбодо-декаэдрического габитуса с простыми формами (100), {111}, (110), (211), {210} и характерной диагональной штриховкой на гранях {110}. Известны также сферолиты, почковидные агрегаты, оолиты, псевдоморфозы магнетита по гематиту (мушкетовит), хризотил-асбесту, перовскиту и другим минералам.
Магнетит — полигенный минерал, распространенный в магматических месторождениях (ассоциирует с пиритом, пирротином, пентландитом и др.), известковых и магнезиальных скарнах (с эпидотом, кальцитом, кварцем, сульфидами и др.), карбонатитах (с апатитом, форстеритом, кальцитом), а также в гидротермальных месторождениях разных формаций и метаморфических железистых кварцитах (с гематитом).
Коллекционным материалом являются главным образом друзы относительно крупных (более 0,5 см) октаэдрических кристаллов магнетита черного цвета с сильным металлическим блеском на гранях. Очень интересны в минералогическом отношении и достаточно декоративны образцы октаэдрического магнетита в ассоциации с пиритом, аметистом и другими минералами. Коллекционный материал с магнетитом часто встречается в карбонатитах (месторождение Ковдор на Кольском полуострове), скарнах (Благодатское на Урале, Дашкесан в Азербайджанской ССР и др.), реже в пегматитах (Слюдянка в Иркутской обл., Северная Карелия и др.).
От иногда похожих гематита, гетита, гаусманита, хромита и некоторых других минералов отличается черной чертой и сильной магнитностью.
Рутил
Формула — TiC>2.
Название происходит от лат. «рутилус» — красноватый.
Химический состав — содержание (в %): Ti — 60; О — 40; обычны примеси железа, олова, ниобия и тантала.
Цвет — темно-бурый, красновато-бурый до черного, ипо1да буровато-желтый.
Черта — желтая до светло-коричневой. Блеск — металлический до алмазного. Прозрачность — непрозрачный, в тонких сколах просвечивает.
Твердость — 6—6,5; хрупкий. Плотность — 4,2— 4,3 г/см 3.
Излом — раковистый.
Сингония — тетрагональная, дитетрагонально-дипирамидальный вид симметрии.
Спайность—совершенная по (ПО], менее ясная по (100).
Встречается в виде призматических, столбчатых, игольчатых и волосовидных кристаллов с главными простыми формами (ПО), (100;, (120), (130), (230), (101), (111) и др. Характерны коленчатые двойники, тройники, сетчатые сростки двойников игольчатого рутила (сагениты). Кристаллы нередко изогнуты, имеют штриховку вдоль удлинения. Распространены также мелко-и крупнозернистые сплошные массы, где иногда рутил ассоциирует с кварцем и ильменитом.
Наблюдается в гидротермальных и гидротермально-мета-морфогенных кварцевых жилах, изредка в пегматитах. Акцессорный минерал амфиболитов, плагиогнейсов, зеленых сланцев и других метаморфических пород.
Коллекционный материал представлен крупными кристаллами (фото 26), коленчатыми двойниками, кристаллами необычной окраски (например, с участками черного цвета на фоне золотисто-желтого), а также игольчатыми агрегатами рутила с наросшими на них белыми кристалликами кальцита. Такие агрегаты, представляющие собой параллельные сростки тонких иголок рутила по призме (100), обычно имеют пластинчатую форму, длину до 10—15 см при толщине около 1 мм. Гораздо реже встречаются друзы хорошо образованных кристаллов. Интересны совместные включения рутила и хлорита в кристаллах горного хрусталя. Очень декоративны включения в горном хрустале игольчатых кристаллов золотисто-желтого и медно-красного рутила, часто собранных в параллельные или спутанно-волокнистые агрегаты — так называемые «стрелы Амура» и «волосы Венеры». Минералогической редкостью являются кристаллы горного хрусталя, содержащие включения рутила и покрытые мелкими, хорошо ограненными кристаллами анатаза и брукита. Основная масса коллекционного рутила связана с жилами альпийского типа (Приполярный Урал в СССР; Тавеч, Биннен-таль, Сен-Готард в Швейцарии и др.) и сиенитовыми пегматитами (Ильменские горы на Урале).
От похожего циркона отличается более низкой твердостью, а от касситерита — меньшей плотностью.
Хризоберилл
_zT\ Формула — ВеА^Оч.
I Название происходит от греч. «хризос» — золото.
/ /" 7 Л Химический состав — содержание (в %): ВеО — 2x4^/ \ 19,8; А1;Оз — 80,2; отмечаются примеси железа,
Т121 j] I хрома.
J L I I Цвет — зеленый, желтый.
T'Vzy\/ Черта — белая.
\Л \ \У Блеск — стеклянный, жирный.
Прозрачность — прозрачный.
Твердость — 8,5. Плотность — 3,7 г/см 3.
Излом — раковистый.
Сингония — ромбическая, ромбо-дипирамидаль-пый вид симметрии.
Спайность — несовершенная по (110].
Встречается в виде толстотаблитчатых, реже коротко- и длиннопризматических псевдогексагональных кристаллов с главными формами (001), (110), (010), (111) и (121); характерны двойники и тройники по (130) с резкой радиальной штриховкой.
Образуется в основном в апоультрабазитовых грейзенах, где ассоциирует с флогопитом, хлоритом, фенакитом, флюоритом, плагиоклазом.
Александрит — хромсодержащая изумрудно-зеленая разность хризоберилла, красная при искусственном освещении, относится к драгоценным камням. Отдельные крупные кристаллы александрита (2—3 см и более), тройниковые сростки обычного хризоберилла и александрита и друзы александрита являются редким, часто уникальным коллекционным материалом. Самая замечательная из найденных па Урале друз александрита включает 22 прекрасно образованных тройника размером до 8—9 см. Месторождения ювелирного и коллекционного хризоберилла и александрита известны в СССР на Урале, а за рубежом — в Шри-Ланке и Бразилии.
Определяется по наличию характерных тройниковых сростков, высокой твердости и проявленному в той или иной мере александритовому эффекту.
Шпинель
Формула — MgAl2O4.
У*/ \ Название, вероятно, происходит от лат. «спи-
\ нелла» — маленький шип, что связано с октаэдри-
/ / 111 \ ческой формой кристаллов.
\***~( \ Химический состав — содержание (в %):
\ \ MgO — 28,2; AI2O3 — 71,8; обычны примеси
\ \ железа, хрома, цинка, марганца.
\А Цвет — зеленовато-синий, синий до черного, розо-
вый, красный (обусловлен примесями).
Черта — белая.
Блеск — стеклянный.
Прозрачность — от непрозрачной до прозрачной.
Твердость — 8. Платность — 3,6 г/см^.
Излом — раковистый.
Сингония — кубическая, гексаоктаэдрический вид симметрии.
Спайность — несовершенная по (111].
Встречается преимущественно в форме октаэдрических кристаллов (другие простые формы редки) обычно небольших размеров. Характерны двойники срастания по (111) — по шпинелевому закону. Менее распространены изометрические зерна и зернистые агрегаты. У реальных кристаллов шпинели обычно наиболее развита одна или пара противоположных граней октаэдра. При этом шпипелевые двойники приобретают характерный треугольнопластинчатый облик с раздвоенными (входящими) углами.
Окраска шпинели определяется в основном изоморфной примесью Fe2+ (плеонаст и герцинит — зелено-бурая до черной), Fe3+ (хлоршпинелъ — травяно- и оливково-зеленая), Fe2+, Fe3+ и Сг (пикотит — желто-зеленая, зеленая), Zn (ганошпинель — зеленовато-синяя, темно-синяя),
Типичный минерал магнезиальных скарнов, ассоциирующий с форстеритом, энстатитом, диопсидом, кальцитом и др.
Прозрачная разновидность минерала — благородная шпинель — является драгоценным камнем. Крупные (размер по ребру более 10 мм) непрозрачные трещиноватые кристаллы розовой шпинели используются как коллекционный материал. Находки такого материала связаны преимущественно с магнезиальными скарнами (месторождение Кухилал на Памире). Наибольший интерес представляют образцы кальцифиров, содержащие мелкие прозрачные кристаллы розово-красной шпинели в ассоциации с оранжевым дравитом и клиногумитом. Коллекционное значение имеют также крупные (5—10 см), хорошо ограненные кристаллы шпинели темно-синего и черного цвета (фото 27), включенные в кальцифиры (Слюдянка в Иркутской обл.; Алданский р-он Якутии). Очень декоративны штуфы кристаллов шпинели и диопсида в белой или розоватой кальцитовой массе. Прекрасные кристаллы темно-зеленой и черной хлоршпинели в ассоциации с диопсидом, гранатом, везувианом, хлоритами встречаются в хлоритовых скарнах (месторождения Шишимское и Назямские горы в Челябинской обл.).
Определяется по октаэдрической форме кристаллов и высокой твердости.
V класс. Силикаты
Астрофиллит
Формула — K2Fe4Ti [Si2O?]2(OH, Fh.
Название происходит от греч. «астер» — звезда и «филлон» — слюдоподобный.
Химический состав — обычно содержит примеси натрия, марганца, алюминия, иногда бария, кальция, ниобия.
Цвет — золотисто-желтый, оранжевый, бурый. Черта — желтоватая.
Блеск — стеклянный с перламутровым отливом на плоскостях спайности.
Прозрачность — просвечивает в тонких осколках. Твердость — 2—3. Платность — 3,3—3,4 г/см 3. Излом — неровный, игольчатый.
Сингония — моноклинная.
Спайность — весьма совершенная по [001], слабая по [010].
Характерны пластинчатые и уплощенные кристаллы с гранями {001}, (010), {104), (012), а также звездчатые и спутанно-волокнистые агрегаты. Коллекционным материалом являются выделения золотисто-желтого астрофиллита в виде крупных пластинчатых кристаллов, спутанно-пластинчатых агрегатов и эффектных радиально-лучистых скоплений в форме «солнца» (фото 28). Оригинальны корочки игольчато-волокнистого астрофиллита по энигматиту. Декоративные образования встречаются преимущественно в щелочных пегматитах (Хибины, Восточный Казахстан и др.).
Диагностируется по бронзовым тонам окраски, невысокой твердости и характерной звездчатой форме агрегатов.
Берилл
Формула — Ве3А12 [SisOleJ.
Название, вероятно, происходит от греч. «берил-лоо> — камень для зрительных стекол.
Химический состав — содержание (в %): ВеО — 14,1, А1гО3 — 19; S1O2 — 66,9; отмечаются примеси натрия, калия, лития, цезия, рубидия, железа, вавадия, иногда хрома.
Цвет — бесцветный, белый, зеленовато-белый, желтый, желтовато-зеленый, другие цветные разновидности имеют собственные названия: прозрачный густо-зеленый хромсодержащий — изумруд, голубой (зеленовато-голубой) — аквамарин, розовый цезийсодержащий — воробьевит (морганит), золотисто-желтый — гелиодор и
очень редко встречающиеся красный — биксбит и темно-синий максис-берилл.
Черта — белая.
Блеск — стеклянный.
Прозрачность — прозрачный, просвечивающий. Твердость — 7,5—8; хрупкий. Плотность — 2,6— 2,9 г/см3.
Излом — неровный до раковистого.
Сингония — гексагональная, дпгексагоналыю-ди-пирамидалъный вид симметрии.
Спайность — отсутствует; иногда отмечается отдельность по пинакоиду [0001].
Характерны хорошо образованные кристаллы столбчатого или призматического облика с гранями призмы (1010) и пинакоида (0001}, иногда в комбинации с дипирамидами (1121), (1011) и призмой (1120) в головке. Известны гигантские кристаллы длиной до нескольких метров (Олбани, США). На гранях кристаллов часто хорошо выражены фигуры роста и растворения. Наблюдались кристаллы с четким секториальным строением (трапишс-бериллы) и «фаршированные» бериллы (скелетного роста), как бы «начиненные» зернистым кварц-полевошпатовым aiperaTOM с мусковитом и турмалином. Встречаются также сноповидные агрегаты и параллельные сростки в форме единого псевдокристалла.
Берилл имеет пневматолитово-гидротермальное происхождение и связан преимущественно с гранитными пегматитами разных формаций, а также с кварц-мусковитовыми апогра-нитными и биотит-флогопитовыми апоультрабазитовыми грейзенами. При этом на ранних стадиях формирования пегматитов образуются в основном слабощелочные бериллы (желто-зеленые, аквамарин, гелиодор), ассоциирующие с кварцем и мусковитом, а на поздних — щелочные и сильнощелочные (гошенит, воробьевит и др.) в ассоциации с альбитом, лепидолитом, эльба-итом и др. Известны и гидротермальные, в том числе телетер-мальные бсриллоносные альбитовые и кальцитовые жилы.
Благодарй разнообразной красивой огранке, прозрачности и блеску бериллы являются прекрасным ювелирным камнем и пользуются неизменной популярностью как декоративный коллекционный материал (фото 29). Для коллекционирования интересны также непрозрачные длиннопризматические кристаллы берилла желтого, зеленовато-желтого, болотно-зеленого цвета, кристаллы полупрозрачного бесцветного и голубоватого берилла и их сростки. Минералогическую ценность представляют кристаллы с хорошо образованными сложными головками. Такой материал наиболее типичен для мусковит-микроклиновых пег-ма,итов (Средняя Азия, Урал), кварц- и флюорит-мусковитовых
грейзенов (Забайкалье, Восточная Сибирь). Берилл кварцевых жил и {рейзенов характеризуется меньшими размерами кристаллов и присутствием прозрачных и полупрозрачных разностей.
Необычайно ценны коллекционные штуфы ювелирных разновидностей берилла — изумруда, аквамарина, воробьевита и гелиодора. Изумруд относится к наиболее дорогим ювелирным камням, Хорошо ограненные крупные кристаллы изумруда и их сростки, имеющие ювелирное качество, весьма редки и сохраняются как музейные раритеты. К их числу принадлежат, например, считающийся самым большим образец изумруда массой 24 тыс. кар, добытый на месторождении Сомерсет в ЮАР, а также «кочубеевский» изумруд сочного густо-зеленого цвета массой 11 тыс. кар, найденный на Изумрудных копях Среднего Урала и хранящийся в Минералогическом музее им. А. Е. Ферсмана АН СССР. Заслуженной славой пользуются изумруды Колумбии, украшающие многие минералогические музеи мира.
Для широкого коллекционирования обычно используются кристаллы и сростки кристаллов полупрозрачного и трещиноватого изумруда («изумрудная зелень»), непригодного для ювелирных изделий. Такие кристаллы эффектно выглядят в штуфах черных флогопитовых слюдитов (Изумрудные копи, Урал), а также в белом кальците (Музо, Колумбия). Очень интересны друзы кристаллов светлого изумруда, ассоциирующего с микроклином, турмалином и кварцем, встречающиеся в изумрудоносных миароловых пегматитах (шт. Северная Каролина, США; Эйдсволл, Норвегия).
В качестве коллекционного материала широко используются и кристаллы аквамарина зеленовато-голубого или светло-синего цвета, параллельно ориентированные сростки и щетки мелких кристаллов. Прекрасного качества аквамарины добываются из миароловых гранитных пегматитов и грейзенов в Бразилии (шт. Минас-Жерайс), на Мадагаскаре, во многих штатах США, в Бирме, Индии и других странах. В СССР месторождения аквамарина известны на Урале и в Забайкалье.
Розовый воробьевит (морганит) и желтый или золотистожелтый гелиодор уступают аквамарину как ювелирные камни, но не менее высоко ценятся как редкий и очень красивый коллекционный материал. Розовые бериллы глубокого «персикового» тона встречаются исключительно в альбитизировапных гранитных пегматитах вместе с лепидолитом, эльбаитом, поллуцитом (Бразилия, Мадагаскар, США, Мозамбик и др.). Кристаллы гелиодора наблюдаются в основном в миароловых микроклиновых и альбит-микроклиновых гранитных пегматитах 72
(Бразилия, Намибия, Мадагаскар, США и др.). Гелиодоры исключительной чистоты и прозрачности с красивой ярко-золотистой окраской найдены в СССР на Украине и в Забайкалье.
Определенный интерес для коллекционирования могут представлять и другие разновидности берилла — бесцветный (Прозрачный гошенит (ростерит) и редкие кристаллы-астериксы с эффектом шестилучевой звезды, видимой на сколе по пинакоиду.
Определяется берилл сравнительно легко по типичному гексагональному габитусу кристаллов и высокой твердости.
Везувиан
Формула — Caio(Mg, Fe)2AU [ОН.,(SiOJ5(Si2O7)2). Название по месту находки — вулкану Везувий. Синонимы — везувианит, идокраз, вилуит (по р. Вилюй в Якутии).
Химический состав — содержание (в %): СаО — 33—37; Д12О3 — 13— 16; SiO2 — 35—39; Н2О — 2—3; отмечаются примеси калия, натрия, лития, марганца, стронция, хрома, титана, бериллия, бора.
Цвет — серый, желто-зеленый, зеленый, изумрудно-зеленый (хромвезувиан), бурый (титанвезу-виан), черный (редкоземельный), красноватый, голубой (циприн).
Черта — белая.
Блеск — стеклянный до смолистого.
Прозрачность — прозрачный, просвечивающий. Твердость — 5—6,5; хрупкий. Плотность — 3,3— 3,4 г/см 3.
Излом — неровный до раковистого.
Сингония — тетрагональная, дитетрагонально-ди-пирамидальный вид симметрии.
Спайность — практически отсутствует, иногда неясная по (110), (100), (001).
Наиболее характерны короткопризматические кристаллы квадратного сечения, реже таблитчатые и пирамидальные. Главные простые формы (НО), (100), (210), (001), (101), (111), (311). Отмечаются сплошные зернистые и скрытокристаллические массы, агрегаты радиально-лучистого и шестоватого строения.
Гидротермальный минерал, типичный для скарнов, где ассоциирует с гроссуляром или андрадитом, диопсидом, эпидотом, кальцитом, скаполитом и др., а также для базальтовых туфов и ультрамафитов, подвергшихся кальциевому метасоматозу.
Тонкозернистый полупрозрачный желтовато-зеленый и ярко-зеленый везувиан — везувиановый жад (или калифорнит) 73
используется как ювелирно-поделочный камень, равноценный нефриту и жадеиту.
Коллекционным материалом являются хорошо образованные кристаллы, которые находят преимущественно в пустотах известковых скарнов (Средний и Южный Урал и др.). Большой минералогический интерес представляют прекрасные кристаллы вилуита размером по ребру до 5 см, окрашенные в темно-зеленый и зеленовато-бурый цвет; они встречаются в гидротермально измененных траппах вместе с гроссуляром и загадочным ахта-рандитом (р. Вилюй, Якутская АССР — см. фото 27). Грани призмы на кристаллах вилуита бывают покрыты ориентированными призматическими, иногда конвертоподобными фигурами, создающими рисунок кирпичной стены.
Диагностируется по характерному тетрагональному габитусу, цвету и ассоциации с кальциевыми минералами. В сплошных массах макроскопически не отличим от мелко- и тонкозернистых гроссуляра и эпидота.
Группа граната
Эта группа включает ряд минералов с общей формулой Ra~Rs+ [SiO<] з, где в основном R2+= Mg,Fe,Mn,Ca, a R- = = Al,Fe,Cr,V,Ti. Главные представители (миналы), различающиеся по катионной части, таковы: пироп (катион MgaAh), уваровит (СазСгг), гроссуляр (СазАЬ), андрадит (СазРег), альмандин (FeaAh), спессартин (МпзА12); выделяются также гипотетические миналы: скиагит (РезБег), кноррингит (MgaC^), голдманит (Са.чУг) и др. Реальные гранаты представляют собой твердые растворы в основном каких-либо двух миналов. Они именуются, как правило, по преобладающему миналу, но иногда имеют собственные названия, например, родолит — смесь пиропа с альмандином или железистый пироп, ферроспессартин — смесь спессартина с альмандином, гессонит — гроссуляра с андрадитом; демантоид — андрадита с уваровитом или хромсодержащий андрадит. В связи с одинаковой кристаллической структурой и сходством многих свойств все минералы группы граната характеризуются совместно.
е Название происходит от лат. «гранатум» (за сходство с зернами плода граната); пироп — от греч. «пиропос» — подобный огню (из-за красного цвета); альмандин и спессартин — по названию местностей — Аламаида (Малая Азия) и Шпессарт (Бавария, ФРГ); гроссуляр — от лат. «гроссулярия» — крыжовник (из-за сходства с плодами крыжовника); андрадиг в честь португальскою минералога д'Андрада Э. Сильва
(1763 —1838); уваровит — по фамилии президента Российской Академии наук С. С. Уварова (1786—1855).
Химический состав — содержание главных компонентов (в %): пироп MgO — 29,8; А12ОЭ — 25,4; SiO2 — 44,8; альмандин FeO — 43,3; А12ОЭ — 20,5; SiO2 — 36,2; спессартин МпО — 43,0; А12О3 — 20,6; SiO2 — 36,4; уваровит СаО — 33,5; Сг2О3 — 30,6; SiO2 — 35,9; гроссуляр СаО — 37,3; А12О3 — 22,7; SiO2 — 40,0; андрадит — СаО — 33,0; Fe2Oj — 31,5; SiO2 — 36,6. Цвет — пироп — рубиново-красный до темнокрасного; альмандин — фиолетово-красный до бурого и почти черного; спессартин — розоватооранжевый до крас но-коричневого; гроссуляр — зеленый, от оливкового до травяно-зеленого (тса-ворит); андрадит — желтый (топазолит), зеленоватый, ярко-зеленый (демантоид), коричневый, черный; уваровит — изумрудно-зеленый.
Черта — белая.
Блеск — стеклянный, жирный, иногда алмазный. Прозрачность — непрозрачные до просвечивающих и прозрачных.
Твердость — 6,5—7,5. Плотность (в r/cMJ): пироп — 3,57; альмандин — 4,30; спессартин — 4,19; гроссуляр — 3,60; андрадит — 3,87; уваровит — 3,83.
Излом — неровный до раковистого.
Сингония — кубическая, гексаоктаэдрический вид симметрии.
Спайность — отсутствует.
Гранаты встречаются в виде кристаллов, изометрических зерен, вкрапленных в породу, и зернистых или массивных агрегатов. Наиболее распространенной формой кристаллов для гранатов алюминиевого ряда (пиральспиты) являются ромбододекаэдры, а для гранатов кальциевого ряда (уграндиты) — тетрагон-триоктаэдры. Главные простые формы: (110), (112), (123), (211), (210) и др. Очень редко отмечаются двойники срастания по {210). Известны искаженные и «фаршированные» кристаллы, закономерные срастания с мусковитом, рутилом, корундом, топазом, кварцем. На гранях иногда наблюдаются косая штриховка, ступени роста и фигуры травления вплоть до сглаживания ребер — овализации.
Гранаты входят в состав некоторых магматических пород (пироп в перидотитах и кимберлитах), гранитных пегматитов (альмандин и спессартин), многих метаморфических пород (гроссуляр в эклогитах и гроспидитах, альмандин и родолит в гнейсах и кристаллических сланцах), известковых и магнезиальных скарнов (гроссуляр, андрадит), а также апоультрамафи-товых гидротермальных образований (уваровит и демантоид).
Прозрачные и полупрозрачные, красиво окрашенные гранаты используются в ювелирном деле. К драгоценным камням обычно относятся следующие (в порядке возрастания их ценности): альмандин, пироп, родолит, гессонит, гроссуляр, топазолит, демантоид. Хорошо оформленные кристаллы, щетки и друзы представляют собой прекрасный коллекционный материал. Наиболее популярны кристаллы непрозрачного и полупрозрачного альмандина однородного или зонального строения, окрашенные в темновишневые, буровато-коричневые и буровато-красные цвета. Источником таких кристаллов и штуфов чаще всего являются силли-манитсодержащие кварц-биотитовые сланцы (месторождения Китель, Макзабак в Карелии, СССР; Форт Врангель, США и др.) и в меньшей степени мусковит-берилловые гранитные пегматиты (Украина, СССР; Мадагаскар; Бразилия).
Высокой декоративностью характеризуются сростки кристаллов и друзы андрадита и гессонита из месторождений в известковых скарнах (Дашкесаи в Азербайджанской ССР и Синеречен-ское месторождение коллекционного андрадита в Приморье). Красивые сростки альмандина встречаются в кристаллических сланцах на Щуерецком месторождении в Карелии.
Очень эффектно выглядят щетки мелких (1—5 мм) блестящих кристаллов граната, преимущественно андрадита. Повышенную ценность имеют щетки редких и красиво окрашенных разновидностей андрадита — зеленого демантоида и медово-желтого топазолита, покрывающие стенки минерализованных трещин в ультрамафитовых породах (Тамватнейское месторождение на Чукотке и др.). Весьма редким и очень декоративным коллекционным материалом являются щетки изумрудно-зеленого уваровита, развивающиеся по трещинам в телах хромитовых руд. Размеры кристаллов уваровита в поперечнике обычно не превышают 1,0 мм, и щетки, содержащие индивиды размером 3 мм и более, относятся к уникальным. Основная масса коллекционных щеток уваровита добывается на Сарановском хромитовом месторождении на Урале. За рубежом проявления уваровита известны в Финляндии и Канаде.
Определенное коллекционное значение могут иметь гранаты кимберлитов, включенные в породу. Это главным образом пурпурно-красные, красные и оранжево-красные хромсодержащие пиропы перидотитового парагенезиса (с кнрррингитовым или уваро-витовым компонентом) и оранжевые кальцийсодержащие пироп-альмандины эклогитового парагенезиса.
Гранаты довольно легко диагностируются по характерной форме кристаллов, блеску, высокой твердости. Иногда их можно спутать со шпинелью и везувианом (см. ранее).
Диоптаз
Формула — Cue [SieOia] (НгО)б.
Название происходит от греч. «диа оптазио» — смотрю насквозь. Синоним — аширит.
Химический состав — содержание (в %): СиО — 50,5; SiO2 — 38,1; Н2О — 11,4: отмечаются примеси железа, цинка, свинца, алюминия.
Цвет — изумрудно-зеленый, слегка синеватый. Черта — зеленая.
Блеск — стеклянный.
Прозрачность — прозрачный, просвечивающий. Твердость — 5; хрупкий. Плотность — 3,3 г/см3. Излом — ступенчато-неровный, до раковистого. Сингония — тригональная, ромбоэдрический вид симметрии.
Спайность — совершенная по (ЮН).
Встречается в виде короткопризматических кристаллов с хорошо развитыми гранями {1120}, {1011}, {0221}, (2021).
Представлен друзами, шестовато-лучистыми агрегатами, мелкокристаллическими и плотными сливными корками в жеодах и на стенках трещин. Гипергенный минерал, образующийся в зонах окисления медно-сульфидных месторождений. Встречается вместе с кальцитом, малахитом и другими вторичными медными минералами. Известна также и иная ассоциация, включающая кварц, стронцианит и близкий к диоптазу ромбический гидросиликат меди темно-синего цвета — планшеит.
Друзы кристаллов изумрудно-зеленого диоптаза, ассоциирующего с малахитом, вульфенитом, каламином, являются редким и очень декоративным коллекционным материалом. В СССР большой известностью пользуется месторождение Алтын-Тюбе (Центральный Казахстан), где по трещинам в известняках встречаются крупные (длиной до нескольких сантиметров) кристаллы диоптаза. В конце XVIII в. казахским купцом Аширом они были приняты за изумруды, а затем по его имени названы аширитом. Следует отметить также находки диоптаза за рубежом — на месторождениях Цумеб в Намибии, Шаба в Заире, в Чили и других странах.
Диоптаз определяется по форме кристаллов, изумрудно-зеленому цвету и совершенной спайности.
Группа кианита
Из минералов группы кианита с эмпирической формулой AI2O3 • S1O2 в коллекционных целях используются триклинный кианит и ромбический андалузит, встречающиеся в виде хорошо образованных кристаллов.
Кианит
Формула — AhO [SiOJ.
Название происходит от греч. «кианос» — темносиний. Синоним — дистен.
Химический состав — содержание (в%): А120з — 63,1; SiO2 — 36,9; отмечаются примеси железа, хрома, кальция, магния, титана.
Цвет — голубой и синий разных оттенков, зеленый (примеси Сг), бурый, желтый (включения гематита), бесцветный, черный (включения графита или магнетита).
Черта — белая.
Блеск — стеклянный до перламутрового на плоскостях спайности.
Прозрачность — просвечивающий до непрозрачного.
Твердость — 6 в поперечном и 4,5 в продольном направлении; хрупкий. Плотность—3,5 г/см3. Излом — ступенчатый.
Сингония — триклинная, пипакоидальный вид симметрии.
Спайность — совершенная по (100), менее совершенная по (010); отдельность по (001).
Наблюдается в виде длинных столбчатых обычно уплощенных кристаллов с плохо развитыми головками. Кристаллы нередко изогнутые, скручены, грубо исштрихованы по длинной оси. Главные простые формы: (100), (010), (001), (110), (110). Часто отмечаются двойники по (001) и радиально-лучистые сростки. Встречается в правильном срастании со ставролитом.
Образуется преимущественно как барофильный минерал при метаморфизме амфиболитовой фации, ассоциирует со слюдами, гранатом, корундом, а также со ставролитом, андалузитом, рутилом, турмалином и др. Крупные кристаллы кианита известны в гидротермально-метаморфогенных кварцевых жилах и пегматитах.
Коллекционным материалом являются сростки лучистых кристаллов кианита синего и голубого цвета различной интенсивности со стеклянным и перламутровым блеском (фото 30). Представляют интерес и отдельные крупные (до 30 см в длину) кристаллы ярко-голубого кианита, развитые в слюдистых кианит-ставролитовых сланцах, и белые параморфозы кианита по кристаллам андалузита с черным крестрм в поперечном сечении, возникающим за счет включений углистого вещества. Декоративные разности кианита связаны в основном С древними метаморфическими породами (Западные Кейвы, Кольский полуостров; Южный Урал). Превосходные кристаллы кианита в ассоциации с кристаллическим андалузитом, силлиманитом 78
встречаются в кварцевых жилах альпийского типа (Тирольские Альпы, Австрия).
Легко диагностируется по форме кристаллов, голубой или синей окраске и неоднородной твердости.
Андалузит
Формула — AhO LSiO.il.
Название — по месту находки в Андалузии (Испания).
Химический состав — такой же, как у кианита (см. ранее).
Цвет — серый, желтый, бурый, розовый, красный, темно-зеленый, реже бесцветный.
Черта — белая.
Блеск — стеклянный до тусклого.
Прозрачность — обычно непрозрачный.
Твердость — 6,5—7,5. Плотность — 3,1 г/см J.
Излом — неровный.
Сингония — ромбическая, ромбо-дипирамидальный вид симметрии.
Спайность— ясная, иногда совершенная по (НО), менее совершенная по (100).
101 001
Наблюдается в виде призматических псевдотетрагональных кристаллов. Главные простые формы: (ПО), (100), (001), (011), (101). Известны также столбчатые, шестоватые, лучистые агрегаты, зерна и волокнистые массы.
Образуется в основном в экзоконтактных ореолах гранитных интрузивов, в гнейсах и сланцах, иногда в пегматитах; ассоциирует с кварцем, мусковитом, биотитом, турмалином, гранатом, дистеном и другими минералами. Развит и во вторичных кварцитах, где присутствует совместно с рутилом, мусковитом, диаспором, пирофиллитом, топазом.
Коллекционным материалом являются крупные, длиной до нескольких сантиметров кристаллы андалузита, встречающиеся в кварцевых жилах в ассоциации с кианитом, силлиманитом, корундом, мусковитом (Кабардино-Балкарская АССР). Очень интересны кристаллы с секториально расположенными включениями углистого вещества, образующими в поперечном сечении фигуру черного креста — так называемый хиастолит. Красновато-бурый и желтовато-серый хиастолит встречается в Приаргунье (Забайкалье). Редкая прозрачная разновидность зеленого андалузита из Бразилии и Шри-Ланки, похожая на турмалин, иногда используется как ювелирный камень.
Для диагностики андалузита используется особенно характерная почти прямоугольная форма кристаллов, обладающих призматической спайностью.
Группа пироксенов
Наибольшее значение в качестве декоративного коллекционного материала имеют моноклинные пироксены — богатый кальцием диопсид и щелочные эгирин и сподумен.
Диопсид
Формула — CaMg [ Si2O6 ].
Название происходит от греч. «ди» — дважды и «опсис» — появление (в связи с двумя типами облика кристаллов).
Химический состав — содержание (в %): СаО — 25,9; MgO—18,5; SiO2 —55,6; обычны примеси железа, марганца, алюминия, хрома, ванадия, титана.
Цвет — серый, иногда бесцветный, с увеличением содержания железа становится зеленым; разновидности: виолан — фиолетовый и голубой (с примесями Мп и Сг), хромдиопсид — густо-зеленый (с примесью Сг), лавровит— яблочно-зеленый (с примесями V и Сг) н др.
Черта — белая.
Блеск — стеклянный, жирный.
Прозрачность — прозрачный до непрозрачного. Твердость—5,5—6. Плотность—3,3—3,4 г/см3. Излом — ступенчатый до неровного.
Сингония — моноклинная, призматический вид
симметрии.
Спайность— ясная по {100}; часто отдельность по 1001).
Встречается в виде короткопризматических, реже таблитчатых кристаллов с главными простыми формами: {100), (010), (111), (001), (101), {221}, {310}. Часто наблюдаются двойники по (100) (полисинтетические), {101} и (122). Распространены зернистые выделения, шестоватые и радиально-лучистые агрегаты. Является породообразующим минералом многих основных магмати
ческих пород и ультрамафитов, типичен также для контактовометасоматических образований (скарны, апогаббровые мета-
соматиты в серпентинитах и т. п.).
Коллекционный материал представлен хорошо ограненными
просвечивающими и непрозрачными кристаллами диопсида в основном зеленого цвета, развитыми в магнезиальных скарнах. Крупные (до 30 см в длину) кристаллы диопсида, ассоциирующего с кристаллами флогопита, скаполита, полевого шпата и апатита, выявлены на Слюдянке (Иркутская область) и алдан-ских месторождениях (Якутская АССР). Хорошие кристаллы диопсида найдены на Южном Урале среди хлоритовых сланцев, в состав которых входят также гранаты, клинохлор и другие минералы. Значительный интерес представляют красивые желтые
и зеленые камни с эффектом «кошачьего глаза» (Бирма), а также темно-зеленые и черные кристаллы с астеризмом в виде четырехлучевой звезды (Индия), фиолетовый виолан (Италия) и другие редкие разновидности диопсида. Ювелирным и коллекционным камнем являются желтовато- и темно-зеленые кристаллы хромдиопсида из диопсид-ортоклаз-вермикулитовых жил в дунитах (Инаглинское месторождение на Алдане).
Для диопсида, в отличие от близкого к нему авгита, характерны столбчатые восьмиугольные в поперечном сечении кристаллы с развитыми гранями вертикальных пинакоидов, а также более светлый цвет.
Эгирин
Встречается в
Формула — NaFe [Si2O&].
Название — по имени исландского бога моря Эги-ра. Синоним — акмит.
Химический состав — содержание (в %): Na2O — 13,4; Ре2О3 —34,6; SiO2 —52; отмечаются примеси кальция, марганца, магния, алюминия, титана. Цвет — от черного, зеленовато-черного до зеленого, иногда бурый, красновато-бурый (акмит). Черта — светло-зеленая.
Блеск — стеклянный, полуметаллический.
Прозрачность — непрозрачный до полупрозрачного.
Твердость —б—6,5. Плотность 3,4—3,6 г/см3.
Излом — ступенчато-раковистый до занозистого. Сингония — моноклинная, призматический вид симметрии.
Спайность— ясная по (ПО).
виде длиннопризматических, столбчатых или
игольчатых кристаллов, вкрапленных в породу, радиально-лучистых, звездчатых, спутанно-волокнистых агрегатов, сферолитов. Главные простые формы: (100), (ПО), (111), (010); наблюдаются двойники по (100), нередко полисинтетические. У акмита часто отмечается остроконечная головка за счет граней {461), (661), (311) и др. Важный породообразующий минерал магматических и метаморфических щелочных пород, а также сиенитовых пегматитов агпаитового ряда, где ассоциирует с содалитом, арфведсонитом, канкринитом, рамзаитом и др.
Минералогическую и коллекционную ценность представляют крупные кристаллы эгирина зеленовато-черной и темно-зеленой окраски, кристаллы редкой красно-бурой окраски (акмит), зонально окрашенные кристаллы — зеленые внутри и бурые снаружи. Красиво выглядят радиально-лучистые и звездчатые агрегаты зеленовато-черного эгирина, включенные в светлую полево-
шпатовую породу. Такие выделения эгирина характерны для пегматитов нефелиновых сиенитов (Вишневые и Ильменские горы на Урале, СССР; юго-западная часть Гренландии; Норвегия).
Определяется по столбчатому облику кристаллов и зеленому цвету в темных тонах. Отличается от иногда похожего турмалина меньшей твердостью и ассоциацией с натриевыми минералами.
Сподумен
Формула —LiAl [Si2O6].
Название происходит от греч. «сподуменос» — превращенный в пепел (по цвету). Синоним — трифан.
Химический состав — содержание (в % ) Li2O — 8,1; А12О3 —27,4; SiO2 —64,5; обычны примеси железа, кальция, калия, натрия, хрома.
Цвет — серовато-белый, желтоватый, зеленоватый, розоватый, изумрудно-зеленый (хромсодержащий — гидденит), розовато-фиолетовый (кунцит) .
Черта — белая.
Блеск — стеклянный, фарфоровидный. Прозрачность — прозрачный.
Твердость —6,5—7; хрупкий. Плотность —
3,2 г/см3.
Излом — ступенчатый, неровный.
Сингония — моноклинная, призматический вид симметрии.
Спайность — средняя по (110).
Встречается в виде уплощенных призматических и таблитчатых досковидных кристаллов с гранями {100], (010), (110). На вертикальных гранях часто наблюдается продольная штриховка. Иногда слагает пластинчато-шестоватые агрегаты, плотные скрытокристаллические массы. Кристаллы сподумена могут достигать гигантских размеров — до 12,6 м в длину и 2X1 м в поперечнике (шт. Южная Дакота, США). Типичный минерал редкометальных натриево-литиевых гранитных пегматитов, в телах которых сла!ает центральные сподумсн-кварцевые или сподумен-микроклин-кварцевые зоны.
Прозрачные, красиво окрашенные разности сподумена — гидденит и кунцит — относятся к ювелирному сырью. В качестве коллекционного материала используются кристаллы прозрачного, бесцветного, желтого и желто-зеленого обыкновенного сподумена (трифана), а также кристаллы изумрудно- и голубоватозеленого гидденита и розового или фиолетово-розового кунцита. Идеальные кристаллы сподумена и его ювелирные разности встречаются исключительно в миароловых пустотах гранитных 82
пегматитов (месторождения Мадагаскара; Пала в шт. Калифорния, США; в шт. Минас-Жерайс, Бразилия; Кулам, Афганистан).
Диагностируется по характерной уплощенной форме кристаллов и пегматитовому парагенезису.
Группа полевых шпатов
Декоративные крупнокристаллические разновидности полевых шпатов обычно представлены плагиоклазами, ортоклазом и микроклином.
Плагиоклаз
Формула— (Na, Са) [(Si, Al) AlSi20eJ.
/ 001 / 'к Название происходит от греч. «косораскалываю-щийся».
Химический состав — смесь альбитового и аиор-о титового миналов в любых соотношениях, со-
I- 110 ою держание (в %): в альбите Na2O—11,8; А12О3 — 19,4; SiO2 —68,8; в анортите СаО —20,1; А12О3 — / 36,7; SiO2 —43,2; отмечаются примеси калия, же-
NjoT\\z леза, стронция и др.; по содержанию анортита (в %) выделяются альбит 0—10; олигоклаз 10— 11^ 30; андезин 30—50; лабрадор 50—70; битовнит
70—90; анортит 90—100.
Цвет — белый до серого. Черта — белая.
Блеск — стеклянный.
Прозрачность — от непрозрачного до прозрачного.
Твердость —б—6,5. Плотность (в г/см5) — 2,6 (альбит), 2,75 (анортит).
Излом — ступенчато-неровный.
Сингония — триклинная, линакоидальный вид симметрии.
Спайность — совершенная по (001) и (010), иногда слабая по (ПО).
Хорошо образованные кристаллы встречаются редко, имеют таблитчатый и таблитчато-призматический облик с гранями (010), (110^ (001), и др. Распространены отдельные зерна-вкрапленники и зернистые агрегаты от мелко- до крупнозернистых. Характерны сложные полисинтетические двойники преимущественно по альбитовому (параллельному), периклиновому и аклиновому законам. Некоторым плагиоклазам свойственна интенсивная иризация, обусловленная главным образом их микропластинчатым строением, возникающим в результате распада твердого раствора. Иризация в голубовато-синих тонах лунного камня наблюдается у альбит-олигоклаза — перистерита, содержащего от 5 до 30% анортитового минала (Ап5.з0), а в сине-зеленых и бронзовокрасных топах — у лабрадора (AnJ0,60).
Плагиоклазы являются породообразующими минералами многих магматических и метаморфических пород; формируются также при пегматитовых и гидротермальных процессах.
Плагиоклазы с хорошо выраженным эффектом иризации используются как ювелирно-поделочное сырье. Большой коллекционный интерес могут представлять крупные кристаллы лабрадора — порфировидные вкрапленники в анортозитах (Житомирская обл., СССР; Канада; США) или блоковый олигоклаз — «беломорит» из гранитных пегматитов (Карелия, СССР), иризирующие по плоскостям спайности. В качестве красивого коллекционного материала могут рассматриваться и сростки пластинчатых кристаллов альбита-клевеландита в виде розеток, распустившейся розы и подобных образований.
Ортоклаз и микроклин
Г ' д Формула — К [А151зО8].
/ /| Название — в переводе с греч. ортоклаз — «пря-
/ noi / J мораскалывающийся», а микроклин — «незначи-
/ /S / тельно отклоненный».
/ II Химический состав — содержание (в %) К2О—
/ 16,9; А12О3—18,4; SiO2 —64,7; отмечаются при-
/ меси натрия, кальция, железа, иногда рубидия
К 201^4/ и др.
Цвет — белый, буровато-желтый, светло-розовый, красноватый, кирпично-красный; бесцветная прозрачная разность ортоклаза — адуляр; зеленая разновидность микроклина — амазонит.
Черта — белая.
Блеск — стеклянный, на плоскостях спайности слегка перламутровый.
Прозрачность — непрозрачный, изредка прозрачный (адуляр).
Твердость —6—6,5, Плотность —2,5—2,6 г/см3. Излом — ступенчатый, неровный.
Сингония — ортоклаз — моноклинная, моноклинно-призматический вид симметрии; микроклин — триклинная, пинакоидальный вид симметрии.
Спайность — совершенная по (001) и (010).
Встречаются преимущественно в виде кристаллов короткопризматического облика. Господствующие грани призмы (НО) обычно сочетаются с гранями пинакоидов (010), (001), иногда (101), (201) и др. Для адуляра характерны кристаллы ромбоэдрического облика. Известны простые двойники по карлсбадскому, бавенскому, манебахскому и периклиновому законам. Для микроклина весьма типичны тонкие полисинтетические и решетчатые двойники (по карлсбадскому и бавенскому законам одновременно), Широко распространены пертитовые вростки альбита, а также законо-84
мерное срастание с кварцем — так называемый «письменный гранит» или «графический пегматит».
Калиевые полевые шпаты — главные породообразующие минералы кислых магматических и метаморфических пород — гранитов, гранодиоритов, гранитогнейсов и других, а также гранитных и щелочных — сиенитовых — пегматитов. В гидротермальных (гидротермально-метаморфогенных) кварцевых жилах наблюдается адуляр.
В качестве коллекционного материала используются в основном сростки и друзы крупных кристаллов ортоклаза или микроклина белого (фото 31), серого, желтого, розового и мясокрасного цвета. Наиболее декоративны друзы с присыпками слюды и других минералов на гранях кристаллов. Эффектные друзы ортоклаза и микроклина встречаются в пустотах гранитных пегматитов, где они нередко сочетаются с кристаллами топаза, берилла, турмалина, мусковита и др. (Украина, Ильменские горы на Урале и др.). Коллекционным материалом служат также друзы молочно-белого адуляра, связанные с жилами альпийскою типа (Приполярный и Средний Урал).
Самыми декоративными и наиболее ценными являются друзы яркоокрашенных зеленых и голубовато-зеленых кристаллов амазонита, развитого в гранитных пегматитах с редкоземельной минерализацией (месторождения Гора Парусная и Плоскогорское на Кольском полуострове) и в некоторых миароловых пегматитах (Вишневые горы на Урале). За рубежом аналогичные месторождения известны в США, Бразилии и на Мадагаскаре.
Поллуцит
Формула — Cs[AlSi2O6] • пН2О.
Название — по имени одного из мифических близнецов-героев Полидевка (у римлян Поллукс) — брата Кастора (из-за тесного парагенезиса с касторитом, или петалитом).
Химический состав — непостоянный; максимальное содержание (в %); Cs2O — 32; Н2О — 3,3; Na, О —3,6; К2О —1,8; обычны примеси лития, рубидия, марганца.
Цвет — бесцветный, сероватый, розовый, синеватый, голубоватый.
Черта — белая.
Блеск — стеклянный.
Прозрачность — иногда прозрачный.
Твердость —6,5. Плотность —2,7—3,0 г/см3.
Излом — раковистый.
Сингония — кубическая, гексаоктаэдрический вид симметрии.
Спайность — отсутствует.
Изредка встречается в виде мелких кристаллов с гранями (100), (211) и (210), чаще образует крупные (до 2 м) ксеноморф-ные скопления и прожилки. Образуется на поздних стадиях формирования натриево-литиевых гранитных пегматитов вместе с альбитом, петалитом, амблигонитом, щелочным бериллом, альбаитом, лепидолитом.
Коллекционным материалом являются редкие кристаллы поллуцита кубического и додекаэдрического облика, возникающие в пустотах выщелачивания литиевых пегматитов. Особую ценность имеют индивиды, достигающие 2 см в поперечнике, а также образцы поллуцита, ассоциирующего с сиреневым лепидолитом и цветным — розовым, фисташково-зеленым или полихромным турмалином. Подобный коллекционный материал известен в пегматитах на о. Эльба (Италия), в шт. Мэн (США) и других районах.
Диагностируется по форме выделений, излому, очень характерно наличие тонких жилок альбита, кварца, лепидолита.
Рамзаит
Формула — Na2Ti2 [Si2O6] О3.
ууутх. Название — по имени В. Рамзая — исследователя Хибинских тундр.
Химический состав — содержание (в %): „ Na2O—18; TiO—45; SiO—37; отмечаются при-
100 210 S
меси ниобия, железа, алюминия.
Цвет — от светло-коричневого до темно-бурого, с _______ J Черта — светло-желтая.
Блеск — алмазный, полуметаллический.
Твердость —б. Плотность —3,4 г/см3.
Излом — неровный.
Сингония — ромбическая.
Спайность— весьма совершенная по (100).
Встречается в виде толстотаблитчатых и короткопризматических кристаллов с хорошо развитыми формами (100), (210), (111), а также игольчатых (длиннопризматических) агрегатов, замещающих сфен и другие титаносиликаты. Распространен в качестве акцессорного минерала в нефелитовых сиенитах, а также в щелочных пегматитах и гидротермальных жилах в хибинитах, фойяитах, уртитах и других существенно нефелиновых щелочных породах.
Большой коллекционный интерес представляют редкие хорошо ограненные кристаллы рамзаита размером 1—2 см и более. Прекрасно ограненные изометрические кристаллы буровато-коричневого цвета с красно-бурыми рефлексами на сколах длиной по ребру до 6 см были найдены в арфведсонит- и эгирин-тголевошпатовых пегматитах Хибинского массива в ассоциации с
лопаритом и эвдиалитом (Кольский полуостров). Там же в гидротермальных жилах наблюдались и более светлые мелкие (до 1 см) вытянутые кристаллы рамзаита, ассоциирующего с канкринитом, анальцимом, цирконом и сульфидами.
Определяется по форме кристаллов, коричневому цвету и парагенетической ассоциации.
Скаполит
Формула— (Na, Ca)j[Al (Al, Si) Si 2O в] зХ X(C1, COj).
Название происходит от греч. «скапос» — столб и «литое» — камень (по форме кристаллов).
Химический сосгав представляет собой смесь мариалитового Na4 [AlSi3OB] 3С1 и мейонитового Са4 [Al2Si2O8J J СО3 миналов; количество SiO2 уменьшается по мере увеличения содержания мейонитовой части от 56 до 47%; по содержанию мейонита (в %) выделяются: мариалит 0—10; вернерит 10—40; миццонит 40—60; дипир 60— 90; мейонит 90—100 [22].
Цвет — белый, голубой (главколит), фиолетовый, розовый, желтый, редко красный; бывает бесцветным; характерен дихроизм.
Черта — белая.
Блеск — стеклянный, на плоскостях спайности до перламутрового.
Прозрачностъ — от непрозрачного до прозрачного. Твердость —5—6. Плотность 2,6—2,75 г/см3.
Излом — ступенчатый неровный.
Сингония — тетрагональная, тетрагонально-ди-пирамядальный вид симметрии.
Спайносгь — средняя по {100}, несовершенная по {НО}.
Встречается в виде вытянутых призматических кристаллов с наиболее развитыми iранями призм (100), (ПО), (210), притупленными дипирамидами (111), (131), (331). Отмечаются также зернистые агрегаты шестоватой структуры, реже плотные сливные массы.
Скаполит обычно имеет пневматолитово-гидротермальное происхождение, распространен в пегматитах и скарнах, где нередко замещает плагиоклазы. Он также входит в состав ряда метаморфических пород, например, скаполит-диопсидовых гнейсов и амфиболитов.
В качестве коллекционного материала используются идиоморфные кристаллы непрозрачного скаполита и друзы таких кристаллов. Известны находки хорошо образованных кристаллов скаполита в магнезиальных скарнах (Слюдянка в Иркутской обл., СССР; Кируна, Швеция и др.), где бледный соломенно-желтый и грязно-зеленый скаполит ассоциирует с флогопитом,
диопсидом и кальцитом; размеры отдельных кристаллов 20 см и более.
Наиболее ценными и редкими являются прозрачные кристаллы бесцветного или красиво окрашенного желтого, розового и фиолетового скаполита (фото 32), а также голубого и розового скаполита с эффектом «кошачьего глаза». Подобные камни, нередко имеющие ювелирное значение, встречаются в пустотах лав (оз. Лаахер, ФРГ), гидротермальных жил (Памир, СССР) и гранитных пегматитов (Памир, СССР; Мадагаскар).
От похожего полевого шпата скаполиты отличаются тетрагональным габитусом кристаллов и хуже проявленной спайностью.
Группа слюд
Эта группа насчитывает более пятидесяти минеральных видов, из которых в качестве декоративного коллекционного материала используются преимущественно флогопит: и мусковит, образующие крупные кристаллы, а также лепидолит, обладающий красивым цветом. В связи со сходством многих свойств, определяющих декоративность, все перечисленные слюды рассматриваются совместно.
oil Формулы: флогопит — KMgi [AlSijOic] (F.OHh;
oq, мусковит — KAlj[AlSbOiol (ОН)о; лепидолит —
-----1KLi2Al [SijOiol (F,OH)2.
110 Названия—флогопит—от греч. «флогопос» —
огнеподобный (за красноватый оттенок); мусковит — от старинного итальянского названия Москвы (Московии) —«Мускови»; лепидолит—от греч, «лепидос» — чешуйчатый и «литое» — камень (синоним — литионит).
Цвет — флогопит — серый, светло-желтый, бурый; мусковит — серый, белый, серебристый, розоватокоричневый; лепидолит — бледно-розовый, розовато-серый, розовый, сиреневый.
Черта — белая.
Блеск — стеклянный, металловидный, перламутровый.
Прозрачность — прозрачные, просвечивающие. Твердость—2—3. Плотность — 2,7—3,1 г/см3.
Излом — минералы гибкие, расщепляются на листочки.
Сингония — моноклинная, моноклинно-призматический вид симметрии.
Спайность — весьма совершенная по базису {001), несовершенная по (110] и {010}.
Флогопит и мусковит встречаются в виде пластинчатых, таблитчатых или призматических, столбчатых и усеченно-пирамидальных псевдогексагональпых кристаллов. Главные простые формы:
{001), (010),(110), а также (112), (011), (101), (132) у флогопита и (023), (043), {131} у мусковита. На боковых гранях нередко отмечается грубая горизонтальная штриховка и ступенчатость. Распространены двойники по мусковитовому закону с плоскостью срастания, перпендикулярной к (001), и по хлоритовому закону с двойниковой плоскостью (001). Часто наблюдаются в чешуйчатых и листоватых агрегатах. Для лепидолита характерны сплошные скорлуповатые и тонкочешуйчатые выделения.
Слюды имеют магматическое и пневматолитово-гидротер-мальное происхождение, являются главными минералами многих магматических и метаморфических пород, а также магнезиальных скарнов, грейзенов и пегматитов.
В качестве коллекционного материала основную роль играют сравнительно крупные (5—10 см в поперечнике) спайные пластины флогопита и мусковита. Особенно интересны целые кристаллы с сохранившимися природными гранями. Такой материал связан с гранитными пегматитами (мусковит с микроклином, кварцем — Мамский р-он в Восточной Сибири, СССР; штаты Раджастхан и Бихар в Индии и др.) и гидротермальнометасоматическими образованиями в магнезиальных скарнах и карбонатитах (флогопит с диопсидом, скаполитом, апатитом и другими минералами — Слюдянка в Прибайкалье; Алдан; Ковдор на Кольском полуострове и др.). Привлекают внимание крупные пластины или мелкопластинчатые агрегаты биотита в щелочных или гранитных пегматитах в ассоциации с полевыми шпатами, турмалином (шерлом), топазом или нефелином, ильменитом и другими минералами (Ильмены, Урал; Борщовочный кряж, Забайкалье и др.). Пластинчатые кристаллы биотита и особенно мусковита в пегматитах могут достигать гигантских размеров — до 5 м2 и более.
Лепидолит привлекает внимание прежде всего приятной сиренево-лиловой или розовато-фиолетовой окраской и необычной красивой формой выделений в виде скорлуповато-концентри-ческих, веерообразных, розетковидных и звездчатых агрегатов, а также друз небольших изогнуто-пластинчатых кристаллов. Наиболее эффектны образцы, где лепидолит ассоциирует с эльбаитом, сподуменом, клевеландитом, а также с петалитом, амблигонитом и другими редкими минералами (Урал, Забайкалье, СССР; Моравия, ЧССР; Уте, Швеция и др.).
Мусковит и флогопит легко узнаются по способности расщепляться на тонкие листочки; между собой макроскопически различаются по цвету (мусковит обычно более светлый) и по парагенетической ассоциации; лепидолит — по окраске и характерной скорлуповатой форме выделений.
Ставролит
001 Формула — AljFe[Si2Oio] (ОН)г.
_ г* ' TVuiu Название происходит от греч. «ставрос» — крест 11Н 1101 J (из-за характерных крестообразных двойников).
I Химический состав — содержание (в %): FeO —
I I \ 15,8; А1гОз—55,9; SiO2 — 26,3; Н2О —2; отме-\ /'ч чаются примеси марганца (нордмаркит), кобальта
| ]~1—(люсакит), магния, кальция, титана.
I IJ Цвет — красновато-бурый, коричневый, черный, редко темно-синий (люсакит).
Черта — белая.
Блеск — стеклянный.
Прозрачность — просвечивающий, непрозрачный. Твердость — 7—7,5; хрупкий. Плотность —3,7— 3,95 г/см1.
Излом— раковистый, неровный, занозистый. Сингония — моноклинная.
Спайность — совершенная по (010] и (100], несовершенная по (110).
Встречается в виде кристаллов псевдоромбического, коротко- и длинпопризматического габитуса с гранями {НО], (010), и (001). Характерны крестообразные двойники прорастания — прямоугольные по (032) и косые по {232} реже тройники и более сложные срастания. Изредка наблюдаются в виде зернистых агрегатов.
Ставролит — типичный минерал высокоглиноземистых кристаллических сланцев, ассоциирует с кианитом, силлиманитом, кварцем, биотитом, альмандином, плагиоклазом и др.
Коллекционным материалом являются отдельные хорошо образованные кристаллы просвечивающего и непрозрачного ставролита. Особенно популярны крестообразные сростки — крупные порфиробласты, включенные в шгуфы сланца (фото 33) или освобожденные от вмещающей породы (последние нередко находят в россыпях). Месторождения коллекционного ставролита известны на Южном Урале (СССР), в Бретани (Франция), в Баварии (ФРГ), близ Инсбрука (Австрия) и в других странах.
Легко определяется по форме кристаллов, крестообразным двойникам, парагенетической ассоциации.
Сфен
Формула — CaTi[SiOi] (O,OH,F).
Название происходит от греч. «сфенос» — клин (по типичной форме кристаллов). Синоним — титанит.
Химический состав — содержание (в %): СаО — 28,6; TiO2 — 40,8; SiO2 —30,6; отмечаются примеси алюминия, железа (гротит), мар1 анца
(гриновит), ниобия, тантала, иттрия (кельгауит), бария и др.
Цвет — желтый, коричневый или розовый (гриновит).
Черта — белая, слегка розоватая. Блеск — алмазный, жирный.
Прозрачность — непрозрачный, просвечивающий, иногда прозрачный.
Твердость—5—б; хрупкий. Плотность—3,4— 3,6 г/см3.
Излом — ступенчатый до занозистого.
Сингония — моноклинная, ромбо-призматический вид симметрии.
Спайность—совершенная по (100] неясная по (100) и (112).
Кристаллы призматические с характерным уплощенно-конвертообразным обликом, имеющие в сечении форму ромбического клина, иногда вытянутые ромбовидные до игольчатых. Главные простые формы: (100), (111), (001), (110), (102), (IT2), (021). Отмечаются двойники срастания и прорастания (в том числе крестовидные) по (100), реже по (001) и {221). Встречаются в зернистых, шестоватых и радиально-лучистых агрегатах.
Типичный акцессорный минерал многих щелочных и метаморфических пород; распространен в щелочных пегматитах с нефелином и апатитом, в магнезиальных скарнах и кальцифирах с диопсидом, флогопитом и тремолитом, а также в гидротермальных и гидротермально-метаморфогенных (альпийских) жилах с натролитом, пектолитом, канкринитом, эгирином, кальцитом, кварцем, рутилом и др.
Коллекционный материал представлен хорошо образованными кристаллами длиной 1,5—2 см и более; особенно интересны кристаллы с блестящими гранями. Крупные (до 10X15 см) с множеством граней кристаллы, а также лодочковидные и крестообразные двойниковые сростки находили в сиенитовых (миаски-товых) пегматитах Ильменских гор (Урал) и скарнированных мраморах (Слюдянка, Прибайкалье; Златоустовский р-он Южного Урала и др.). Великолепные прозрачные зеленоватые, голубоватые и розовые кристаллы сфена размером до 8X3X2 см, иногда пригодные для огранки, обнаружены в альпийских жилах в Швейцарии (Сен-Готард, Бинненталь), Австрии и Италии (Пьемонт и др.). Интересны также и штуфы, в которых эффектно ограненные кристаллы сфена ассоциируют с апатитом, магнетитом, ильменитом, роговой обманкой (Ильмены, Урал) или с диопсидом, эпидотом, везувианом, кальцитом и др. (Ахматовская копь, Урал).
Главные диагностические признаки — характерная форма кристаллов и наличие спайности.
Топаз
Формула — AhSiO, (F, ОН) г.
Название, вероятно, по месту находок — о-ву Топазос в Красном море.
Химический состав — содержание (в %): А12О3 — 48,2—62; SiO2—28,2—39; F — 13—20.4; Н2О до 2,45; отмечаются примеси железа, хрома, магния, титана, ванадия.
Цвет — бесцветный, белый, светло-голубой, желтоватый, винно-желтый, розовый; характерна зональность окраски.
Черта — белая.
Блеск — стеклянный.
Прозрачность — прозрачный, просвечивающий, непрозрачный.
Твердость — 8; хрупкий. Плотность — 3,4— 3,6 г/смэ.
Излом — ступенчатый до раковистого.
Сингония — ромбическая, ромбо-дипирамидаль-ный вид симметрии.
Спайность — совершенная по (001], неясная по (101) и (ОН).
Часто отмечается в виде хорошо образованных кристаллов короткостолбчатого и призматического облика с большим числом граней.
В советской минералогической литературе выделяются следующие габитусные типы;
1) мурзинский — кристаллы почти изометрической формы с хорошо развитыми пинакоидом (001) и призмой (120); встречаются также грани дипирамид;
2) ильменский — бочонковидные кристаллы; пинакоид сильно сужен рядами дипирамид (223) и (112); из призм преобладает (НО);
3) шерловогорский — кристаллы удлиненной формы с хорошо развитыми призмами (110), (120) и (130), отчетливо выраженным диэдром (011) и отсутствием пинакоида;
4) коростеньский — кристаллы с хорошо развитыми призмами (110), (120) и отсутствием пинакоида.
Топаз имеет пневматолитово-гидротермальное происхождение и представляет собой типичный минерал грейзенов и миароловых гранитных пегматитов; ассоциирует с кварцем, мусковитом, турмалином, касситеритом и др.
Прозрачные, красиво окрашенные разности топаза относятся к популярным ювелирным камням. Не менее, а нередко и более высоко ценятся хорошо ограненные кристаллы топаза ювелирного качества, особенно на полевошпатовом субстрате или друзы таких кристаллов, являющиеся уникальным коллекционным 92
материалом. Широко известны, например, удивительно чистые водяно-прозрачные и нежно-голубые топазы из пегматитов Мурзинки и Ильменских гор на Урале, золотисто-желтые, оранжевые, розовые и красные топазы из Оуро-Прету и других месторождений Бразилии, крупные (масса до нескольких десятков килограммов) зонально окрашенные розово-голубые кристаллы Волыни (фото 34).
Рядовым коллекционным материалом считаются кристаллы полупрозрачного и слабоокрашенного топаза, связанного с грей-зеновыми месторождениями и близкими к ним гидротермальными кварцевыми жилами (Чукотка, Забайкалье). Топаз здесь встречается совместно с касситеритом, вольфрамитом, мусковитом, флюоритом и характеризуется меньшими, чем в пегматитах, размерами кристаллов. В качестве коллекционного материала обычно используются кристаллы размером 10—20 мм и более.
Топаз довольно легко определяется по форме кристаллов, высокой твердости, спайности по пинакоиду и несколько повышенной, по сравнению с похожими минералами, плотности.
Фенакит
©Формула Вег[5Ю4].
Название происходит от греч. «фенаке» — обманщик (из-за сходства в обломках с кварцем). Химический состав — содержание (в %): ВеО — 45,5; SiO2 —54,5; отмечаются примеси магния, кальция, алюминия.
Цвет — белый, бесцветный или слабо окрашен в винно-желтый, розовый, редко бурый цвет.
lulu Черта — белая.
Блеск — стеклянный.
Прозрачность — прозрачный.
Твердость — 7,5—8; хрупкий. Плотность —2,9— 3,0 г/см3.
Излом — раковистый.
Сингония — тригональная, ромбоэдрический вид симметрии.
Спайность — ясная по {1120), несовершенная по (1011).
Встречается в виде уплощенных ромбоэдрических или вытянутых призматических, иногда игольчатых кристаллов. Главные простые формы: {1120), (10l0) {1011) {0111} (1232), {0001}. Наблюдаются двойники по {ЮТО), друзы, щетки, игольчато-шестоватые агрегаты, сферолиты.
Фенакит — пневматолитово-гидротермальный минерал, образующийся в гранитных пегматитах, кварц-мусковитовых и био-тит-флогопитовых грейзенах в ассоциации с флюоритом, апатитом, турмалином и др. Установлен также в гидротермалыю-93
метасоматических месторождениях, где ассоциирует с бертрандитом, флюоритом, микроклином, кальцитом, пиритом.
Прозрачные камни, пригодные для огранки, отмечаются редко. В качестве коллекционного материала отбираются отдельные преимущественно полупрозрачные кристаллы бледно-розового, винно-желтого, зеленовато-серого и бурого цвета, а также сростки и друзы подобных кристаллов. В пегматитах кристаллам фенакита свойственна сплющенная ромбоэдрическая форма. Месторождения этого типа известны в Бразилии (шт. Минас-Жерайс) и Норвегии (р-он Телемаркен). В биотит-флогопитовых грейзенах наряду с ромбоэдрами проявлены грани призм. Кристаллы фенакита призматического габитуса иногда имеют длину 10—20 см. Для гидротермальных месторождений характерны игольчатые агрегаты фенакита, сгруппированные в сферолиты и розетки.
Труден для диагностики, по внешнему виду напоминает кварц, иногда апатит, берилл, эвклаз (проще всего определяется по показателю преломления).
Хризоколла
Формула — CuSiOa- лНгО.
Название происходит от греч. «хризос» — золото и «колла» — клей (в древности употреблялась для пайки золотых изделий).
Химический состав — переменный; обычны примеси алюминия (пиларит), железа (медионтит), фосфора (демидовит), кальция, магния.
Цвет — голубой, голубовато-зеленый, синий, бурый до черного.
Черта — зеленовато-белая.
Блеск — стеклянный, восковой до матового.
П розрачность — непрозрачна.
Твердость — 2; хрупкая. Платность — 2—2,3 г/см3.
Излом — раковистый до неровного.
Сингония — точно неизвестна; тонкодисперсный минерал.
Встречается в виде натечных почковидных образований и корок с неровной пузырчатой поверхностью, а также землистых масс. Известны псевдоморфозы хризоколлы по малахиту, азуриту, церусситу, кальциту и др. Гипергенный минерал, типичен для зон окисления медносульфидных месторождений.
Натеки ярко-голубой хризоколлы, напоминающей бирюзу, в пустотах и зияющих трещинах кремнистых пород выглядят очень эффектно (фото 35) и отбираются как декоративный коллекционный материал на многих сульфидных месторожде-94
ниях (Турьинские рудники на Урале, Джезказган в Центральном Казахстане, Чорух-Дайрон в Таджикистане, СССР; Шаба в Заире и др.)
Диагностируется по натечным формам выделения, голубому цвету и низкой твердости.
Группа цеолитов
Данная группа объединяет около сорока минералов, многие из которых представлены морфологически своеобразными агрегатами и являются эффектным декоративным коллекционным материалом. Наиболее интересны в этом отношении натриевые цеолиты — натролит и анальцим, а также натриево-кальцие-вые — гейландит и десмин.
Натролит
Формула — Na2[AISi3OI0] • 2Н2О.
XX.111 XX Название происходит от лат. «натриум» — натрий
и «литое» — камень.
ою Химический состав — содержание (в %):
8 но NajO— 16,3; А1гО3 — 26,8; SiO. — 47,4; НгО—
* 9,5; отмечаются примеси калия, кальция, магния.
Цвет — белый, серый, желтоватый, красноватый, иногда бесцветный.
Л) Черта — белая.
Блеск — стеклянный до шелковистого.
Прозрачность непрозрачный, прозрачный (бесцветные разности).
Твердость — 5—5,5. Плотность —2,2—2,3 г/см3. Излом — ступенчатый до неровного.
Сингония — ромбическая, дипирамидальный вид симметрии.
Спайность — совершенная по {110).
Обычно встречается в виде столбчатых, до игольчатых кристаллов с гранями {110), {010}, {111}, {100} и др. Образует также шесто-ватые и радиально-лучистые агрегаты, сферолиты. Низкотемпературный гидротермальный минерал, развивающийся в нефелиновых сиенитах (рисчорритах, уртитах и др.), апатит-нефелиновых породах и щелочных пегматитах, а также в эф-фузивах среднего — основного и основного состава. Замещает нефелин и плагиоклазы, слагает прожилки, миндалины и жеоды.
Коллекционный материал представлен хорошо образованными крупными (длина до 25 см, размеры в поперечнике до 10 см) кристаллами, характерными для щелочных пегматитов (Хибины). Используются также жеоды с лучистыми тонко- и толстоигольчатыми (до 1 мм) агрегатами прозрачных длинно-95
призматических кристаллов, включенные в миндалекаменные эффузивные породы (Эвенкия и др.)
В игольчатых агрегатах макроскопически неотличим от сколецита, томсонита и мезолита; определяется по оптическим свойствам, химическому составу и рентгеноскопически.
Анальцим
2,11 Формула—Na[AlSi2O6] • Н2О.
/Sy \ Название происходит от греч. «аналькис» •—сла-
/// \-(7 \ бый (слабо электризуется при трении).
у ] Химический состав — содержание (в %): NaO —
Г 100 J J 14,07; А12о3 — 23,29; SiO2 — 54,47; Н2О —8,17; Is. уЛ / отмечаются примеси калия, кальция, магния.
Цвет — белый, серый с зеленоватым или красно-* ватым оттенком, иногда бесцветный.
Черта — белая.
Блеск — стеклянный.
Прозрачность — непрозрачный, просвечивающий. Твердость—5—5,5; хрупкий. Плотность—2,2— 2,3 г/см3.
Излом — раковистый, неровный.
Сингония — кубическая, гексаоктаэдрический вид симметрии.
Спайность — отсутствует.
Характерны тетрагон-триоктаэдрические кристаллы с гранями (211), иногда с гранями куба (100). Встречается также в зернистых агрегатах, в виде друз в пустотах, кристаллических корок, жерд.
Анальцим входит в состав некоторых изверженных пород, например щелочных долеритов — тешенитов. Как гидротермальный минерал наблюдается в основном в щелочных пегматитах в ассоциации с натролитом, флюоритом, апофиллитом и сульфидами, а также в базальтах и их туфах вместе с кварцем (халцедоном), кальцитом, самородной медью и другими цеолитами.
Коллекционным материалом являются крупные (1 —10 см и более), хорошо ограненные молочно-белые кристаллы с гладкими и блестящими гранями (фото 36), их сростки и друзы, а также оригинальные выделения кристаллов анальцима, нанизанных гроздьями на сталагмитоподобный халцедон. Весьма оригинальны и кристаллы анальцима поздних генераций, нарастающие на кристаллы гейландита, апофиллита, исландского шпата. Коллекционный анальцим характерен для месторождений, локализованных в пегматитах нефелиновых сиенитов (Хибины) и, главпь1м образом, в эффузивных породах — миндалекаменных базальтах (Эвенкия, СССР; оз. Верхнее, шт. Мичиган, США и др.). 96
1. Сростки кристаллов кальцита двух генераций (Приморье)
2. Уникальный кристалл прозрачного берилла (Украина)
3. Ромбоэдрический кристалл кальцита (Приморье)
4. Кристаллы ильваита с кварцем (Приморье)
5. Фантом-кристалл горного хрусталя (Приполярный Урал)
6. Друза призматических кристаллов кальцита (Приморье)
7. Друза кристаллов горного хрусталя (Алдан)
9
8. Штуф пестроцветной яшмы (Южный Урал)
9. Друза кристаллов аметиста (месторождение Кедом, Дальний Восток)
10. Малахитовая почка (Заир)
11. Дендрит самородной меди (месторождение Коптар-Хана, Средняя Азия)
12. Жеоды кристаллов серы (Поволжье)
13. Сросток кристаллов антимонита (месторождение Кадамжай, Киргизия)
14. Щетка гребенчатых кристаллов аурипигмента (месторождение Лухуми, Грузия)
15. Сросток кристаллов галенита (Приморье)
16. Кристаллы киновари на кварце (месторождение Чаувай, Киргизия)
17. Сросток кристаллов сфалерита (Приморье)
18. Друза кристаллов галита (месторождение Дуз-Даг, Закавказье)
19. Кристаллы флюорита (месторождение Могов, Таджикистан)
20. Кристаллы касситерита (месторождение Иультин, Чукотка)
21. Кристалл рубина
в плагиоклазите (месторождение Макар-Рузь, Полярный Урал)
18. Друза кристаллов галита (месторождение Дуз-Даг, Закавказье)
19. Кристаллы флюорита (месторождение Могов, Таджикистан)
20. Кристаллы касситерита (месторождение Иультин, Чукотка)
21. Кристалл рубина
в плагиоклазите (месторождение Макар-Рузь, Полярный Урал)
22. Друза кристаллов горного хрусталя (Приполярный Урал)
23. Горный хрусталь с включениями рутила (Приполярный Урал)
24. Агаты (месторождения СССР)
25. Конкреция кремня с жеодой кварца (Подмосковье)
26. Кристаллы рутила на кварце (Кавказ)
27. Кристаллы шпинели (вверху), гроссуляра, вилуита, ахтарандита (Восточная Сибирь)
28. Астрофилли-товое «солнце» (Кольский полуостров)
29. Кристаллы берилла (месторождения СССР)
30. Кристаллы кианита в породе (Кольский полуостров)
31. Друза кристаллов микроклина и мориона (Копь Мокруша, Урал)
32. Кристаллы скаполита (месторождение Кукурт, Памир)
33. Кристаллы ставролита в породе (Кольский полуостров)
34. Кристаллы топаза: полихромный (Украина), голубой (Урал), оранжевый (Памир)
35. Сферокристаллы хризоколлы с кальцитом (Казахстан)
36. Кристаллы анальцима (р. Нижняя Тунгуска, Сибирь)
37. Сноповидные кристаллы десмина (р. Нижняя Тунгуска, Сибирь)
38. Кристаллы эвдиалита в породе (Кольский полуостров)
39. Сросток кристаллов данбурита (Приморье)
40. Кристаллы турмалина (месторождение Кукурт, Памир)
41. Кристаллы апатита с кальцитом (месторождение Слюдянка, Прибайкалье)
42. Кристаллы шеелита (месторождение Тенкергин, Чукотка)
43. Жеода целестина (месторождение Бийнеу-Кыр, Туркмения)
44. Корочки крокоита (Березовское месторождение, Урал)
45. Друза розового папир-шпата — кальцита (Приморье)
46. Звездчатый сросток кристаллов кальцита (Таймыр)
47. Друза пластинчатых кристаллов кальцита (Приморье)
48. Кристалл исландского шпата (р. Нижняя Тунгуска, Сибирь)
49. Кораллоподобный агрегат арагонита (месторождение Карлюк, Туркмения)
50. Корочка сферокристаллов малахита (месторождение Чокпак, Казахстан)
51. Сросток кристаллов сфалерита, галенита и халькопирита (Приморье)
52. Друза пластинчатых кристаллов кальцита (Приморье)
53. Друза кристаллов кальцита с флюоритом (Приморье)
54. Друза кристаллов датолита (Приморье)
55. Друза кристаллов апофиллита (Приморье)
56. Кристаллы берилла в мусковите (Северо-Восток СССР)
57. Щетка и отдельные кристаллы аметиста (месторождение Мыс Корабль, Кольский полуостров)
58. Натечный агрегат кальцита (месторождение Хайдаркан, Киргизия)
59. Жеода и сросток кристаллов целестина (месторождение Бийнеу-Кыр, Туркмения)
60. Азурит с хризоколлой (месторождение Хайдаркан, Киргизия)
61. Прожилки бирюзы (месторождение Бирюзакан, Таджикистан)
62. Друза кристаллов кварца, искусственно регенерированных и подкрашенных в синий цвет
Минерал очень похож на лейцит и более редкий вайракит; отличается от них химическим составом и оптическими свойствами.
Гейландит
Формула — (Са, Na2) [AlSijOe] г - 5Н2О.
Название — в честь английского коллекционера минералов Дж. Г. Гейланда (1778—1856).
Химический состав — содержание (в %): СаО — 9,2; А12О2 — 16,8; SiO2 — 59,2; Н2О — 14,8; отмечаются примеси калия, стронция, бария.
Цвет — белый, часто голубовато-серый, желтоватый, розовый до кирпично-красного, иногда бесцветный.
Черта — белая.
Блеск — перламутровый до стеклянного.
Прозрачность — непрозрачный, латунно-просве-чиваюший.
Твердость—3,5—4. Плотность —2,2 г/см'1.
Излом — ступенчатый.
Сингония — моноклинная, моноклинно-призматический вид симметрии.
Спайность — совершенная, до весьма совершенной по {010}.
Характерны уплощенные (до таблитчатых) и клиновидные кристаллы, а также листоватые слюдоподобные и лучисто-пластинчатые агрегаты. Главные простые формы: {010}, {001}, {100}, {101}. Часто наблюдаются расщепленные и скрученные кристаллы с чешуйчатой поверхностью граней (010).
Гейландит является типичным гидротермальным поствулканическим минералом, тесно ассоциируя в измененных базальтах и андезитах с халцедоном, кальцитом, апофиллитом, анальцимом, десмином, морденитом и другими цеолитами. Реже образуется на поздних стадиях формирования некоторых полиметаллических и серебрянорудных месторождений. Известен также аутигенный гейландит в песчаниках и карбонатных породах.
В качестве коллекционного материала используются пластинчатые агрегаты белого, светло-серого, серого, голубовато-и розовато-серого гейландита со стеклянным блеском на плоскостях спайности. Очень красиво выглядят крупные (10— 15 см) таблитчатые кристаллы с блестящими перламутровыми гранями. Коллекционный гейландит встречается в пустотах шаровых лав и миндалекаменных базальтов (р. Нижняя Тунгуска, Эвенкия), а также на некоторых гидротермальных рудных месторождениях (Кличка в Забайкалье).
Легко определяется по пластинчатой форме кристаллов и хорошей спайности.
4 — 131
Десмин
\ Формула — (Na?Ca) [Al?SisOis] 6Н2О.
Г I \ Название происходит от греч. «десме» — связка
/_/ \ (по снопообразной форме агрегатов). Синоним —
181 \ стильбит.
II______) Химический состав — переменный; отмечаются
к/ / примеси калия, стронция, бария.
\ \ \ / Цвет — белый, желтоватый, оранжевый с красно-
\\ \ / ватым оттенком.
\\ \ / Черта—белая.
i Блеск—стеклянный, на плоскостях спайности
перламутровый.
Прозрачность — непрозрачный до просвечивающего.
Твердость — 3,5—4. Плостность—2,1—2,2 г/см3. Излом — неровный, ступенчатый.
Сингония — моноклинная, моноклинно-призматический вид симметрии.
Спайность — совершенная по (010).
Встречается в виде тонкотаблитчатых кристаллов с гранями [010), [001), [100), [НО) и [101); кристаллы обычно расщеплены, сложно сдвойникованы и сгруппированы в сноповидные сросшиеся агрегаты. Образуется как низкотемпературный i идротермаль-ный минерал в основном в пустотах эффузивных пород среднего и основного состава вместе с гейландитом, кальцитом, халцедоном и др. Известен на некоторых полиметаллических месторождениях как один из наиболее поздних эндогенных минералов.
В качестве коллекционного материала очень популярны расщепленные и крестообразные двойники — «снопы» желтовато-белого и красновато-оранжевого десмина с перламутровым блеском (фото 37). Великолепные друзы таких сноповидных кристаллов длиной 10—15 см и более известны в базальтовых шаровых лавах по р. Нидым (Эвенкия). Интересны для коллекционирования и крупные (размер в поперечнике до 20 см) сферолиты десмина (Карадаг в Крыму и др.). Очень красивы жеоды, краевая часть которых сложена пластинчатыми и радиально-лучистыми агрегатами ярко-оранжевого десмина, окаймляющими скаленоэдрические кристаллы исландского шпата. Весьма своеобразны пальцевидные псевдосталактиты белого и кремовожелтого десмина, внутри которых находятся шестоватые кристаллы кальцита. Минералогическую ценность представляют редкие псевдоморфозы десмина по ромбоэдрическим, почти кубическим кристаллам шабазита, а также включения пластинчатых кристаллов десмина размером до 1 см в исландском шпате, встречающиеся в базальтах и долеритах (Восточная Сибирь).
Легко определяется по форме агрегатов, хорошей спайности и перламутровому блеску.
Циркон
101
100
Формула — Zr [SiOJ.
Название происходит от перс, «цар» («зар») — золото и «гун» — цвет.
Химический состав — содержание (в %): ZrOs— 67,1; SiOa—32,9; обычны примеси гафния (аль-вит), иттрия, церия, фосфора, ниобия (наэгит), тантала, тория, урана (малакон, циртолит).
Цвет — коричневый разных оттенков, иногда белый, бесцветный, редко красный, зеленый, желтый, черный.
Черта — белая.
Блеск — алмазный, жирный.
Прозрачность — прозрачный (желтый прозрачный циркон — гиацинт), просвечивающий, непрозрачный.
Твердость —7—8. Плотность —3,9—4,7 г/см3.
Излом — полураковистый до раковистого.
Сингония — тетрагональная, дитетрагонально-ди-пирамидальный вид симметрии.
Спайность — отсутствует или несовершенная по ИЮ).
Встречается в виде хорошо ограненных остроконечных кристаллов длиннопризматического и дипирамидального габитуса. Главные простые формы: {110}, {100), (112), (101), (211) и {331}. Наблюдаются двойники по (101), редко по (111) и (211}. Иногда развиты коленчатые и крестообразные, сноповидные и радиально-лучистые срастания. Размеры кристаллов обычно небольшие (несколько миллиметров), крупными считаются цирконы более 1 см.
Циркон — акцессорный минерал многих кислых и щелочных пород, распространен в гранитных и особенно в щелочных пегматитах, а также в альбититах миаскитовых нефелиновых сиенитов (с пирохлором). Иногда отмечается в базальтах, андезитах и других породах.
Крупные коллекционные кристаллы циркона связаны преимущественно со щелочными пегматитами миаскитового ряда (Ильменские и Вишневые горы на Урале; Ловозерские тундры на Кольском полуострове и др.). Такие цирконы имеют обычно изометрический дипирамидально-призматический облик, непрозрачны и окрашены в буровато-коричневые цвета различных оттенков. Прозрачные, красиво окрашенные цирконы используются в качестве ювелирных камней. Хорошо ограненные кристаллы ювелирного циркона считаются уникальным коллекционным материалом. Среди них выделяются следующие разновидности: гиацинт — красно-желтый, малиново-оранжевый,
коричнево-красный; цейлонский жаргон — желтый, соломенно-желтый, дымчатый; матура-алмаз — бесцветный. Кристаллы ювелирного циркона находят в кимберлитах (Африка; СССР), щелочных базальтах (Индокитай) и пегматитах (Шри-Ланка; Мадагаскар; Бирма).
Определяется по форме кристаллов. Можно спутать с рутилом (отличается по более высокой твердости), касситеритом (отличается по меньшей плотности).
Эвдиалит
Формула — (Na, Ca)6Zr[SicOie] • (ОН,Cl).
/ Г~р''''*'" и Название происходит от греч. «эу» — легко и
I io“i // «диалитос» — разлагаемый.
I н Химический состав — сложный и непостоянный,
/ // иго 'll в заметных количествах присутствуют церий, лан-
Л тан, иттрий, железо, марганец.
Цвет — красный, малиново-красный, вишнево-красный, красновато-бурый, желтовато-бурый, светло-желтый.
Черта — белая.
Блеск — стеклянный.
Прозрачность — просвечивающий.
Твердость — 5—6; хрупкий. Плотность 2,8— 3,1 г/см 3.
Излом — неровный до раковистого.
Сингония — тригональная, дитригонально-скале-ноэдрический вид симметрии.
Спайность — совершенная по {0001}, несовершенная по {1120) и (1011J.
Кристаллы имеют в основном толстотаблитчатый, пластинчатый, реже призматический облик. Главные простые формы: {0001}, {1011}, {01Г2}, (ЮТО), {1120}, {2131} и др. Наблюдается также в виде неправильных зерен и плотных зернистых масс. Является акцессорным минералом нефелиновых сиенитов — хибинитов, ля-вочорритов, фойяитов, образует скопления в сиенитовых пегматитах, где ассоциирует с нефелином, эгирином, арфведсонитом, лампрофиллитом, сфеном и особенно ч-асто с энигматитом, вместе с которым нередко слагает шлировидные обособления.
Коллекционный материал представлен обычно кристаллами эвдиалита красного цвета различных оттенков, включенными в породу («саамская кровь»). Уникальны крупные (1,5—2 см и более в поперечнике) кристаллы вишнево-красного эвдиалита (фото 38) и друзовидные сростки таких кристаллов. Коллекционные образцы встречаются преимущественно в щелочных пегматитах (Хибины, Тува, СССР; о-в Гренландия; Мадагаскар).
Определяется по красному цвету и ассоциации с минералами циркония.
Эвклаз
Формула — А12Ве2 [SiO«l 2 (0Н)2.
Название происходит от греческих слов со зна-чением «легко» и «трещина» (из-за хрупкости). Химический состав — содержание ВеО — 16—
8 120 S 17%-
- Цвет — бесцветный, бледно-голубой, индигово-
J синий, светло-желтый, зеленовато-голубой.
Блеск — стеклянный, на плоскостях пинакоида часто перламутровый.
Прозрачность — прозрачный.
Твердость — 7—7,5; хрупкий. Плотность — 3,0— 3,1 г/см 3.
Сингония — моноклинная, ромбо-призматический вид симметрии.
Спайность — совершенная по (010), несовершенная по (ПО) и (001).
Встречается в виде призматических, слегка уплощенных кристаллов. Характерны грани головки (021), (131) и призматического пояса (100), (110), (120), двойники по (010) и (041), четкая штриховка на гранях призмы. Образует также мелкокристаллические скопления и тонкопластинчатые розетковндные агрегаты размером до 2 см в поперечнике.
Эвклаз — редкий минерал некоторых миароловых гранитных пегматитов, где он ассоциирует с микроклином, кварцем, флюоритом и апатитом. Имеются сведения о проявлениях эвклаза в жилах альпийского типа вместе с горным хрусталем, топазом и другими минералами. Вкрапленность эвклаза в слюдистофлюоритовой массе установлена на месторождениях бериллия флюорит-бертрандит-фенакитовой формации в альбититах.
Сильный блеск, красивый цвет и достаточно высокая твердость делают эвклаз одним из дорогих самоцветов. В связи с большой хрупкостью и минералогической редкостью красивые кристаллы эвклаза обычно не гранятся, а используются как уникальные музейные образцы. Крупные бледно-голубые и ин-дигиво-синие кристаллы эвклаза известны в миароловых гранитных пегматитах Бразилии (шт. Минас-Жерайс).
Определяется по сине-голубому цвету и форме кристаллов.
Группа эпидота
Коллекционное значение имеют во многом близкие по свойствам и условиям образования моноклинный эпидот, ромбический цоизит и клиноцоизит, имеющий тот же состав, что и цоизит, но изоморфный эпидоту. Кристаллическая структура цоизита сход-101
на со структурой эпидота и выводится из нее путем двойникования по (ЮО).
S'оси \ Формулы—цоизита и клиноцоизита Са^АЬОХ \ -----Уу XlOHHSiOJ [S12O7]; у эпидота часть алюминия
ус______™______/^Д замещена железом.
г> 1—/ Xимический состав — примеси марганца, хрома,
101 102 магния, ванадия.
Названия — цоизит — по имени словенского просветителя С. Цойса (1747—1819); эпидот—от греч. «эпидос» — приращение (по более сложной форме кристаллов, чем у похожих амфиболов). Цвет — зеленый и желто-зеленый разных оттенков и густоты (в зависимости от содержания железа), ярко-зеленый хромсодержащий (хром-цоизит и хромэпидот, или тавмавит), розовый марганецсодержащий цоизит (тулит) и фиолетово-голубой ванадийсодержащий цоизит (танза-нит).
Блеск — стеклянный до смоляного.
Прозрачность — непрозрачный, просвечивающий до прозрачного.
Твердость — 6—7. Плотность — 3,2—3,5 г/см3. Излом — неровный, раковистый, иногда ступенчатый.
Сингония — у цоизита ромбическая, ромбо-дипи-рамидальный вид симметрии; у клиноцоизита и эпидота моноклинная, ромбо-призматический вид симметрии.
Спайность — цоизита весьма совершенная по {100}, несовершенная по (001); у клиноцоизита и эпидота — совершенная по (100).
Встречаются в виде богатых гранями призматических кристаллов, вытянутых вдоль вертикальной (цоизит) или горизонтальной (эпидот) оси. Наблюдается штриховка вдоль удлинения. Главные простые формы у цоизита (110), (120), (130), (140), (530), (210), (041), (001), (100), (010); у эпидота — (001), (100), (101), (Ill), (ПО), (201), (301), (102), (201), (011), (Ш), (112) и др. Отмечаются двойники по (100) и (001). Широко распространены радиально-лучистые, веерообразные и шестоватые агрегаты, зернистые и сливные выделения (соссюрит, эпидозит).
Эпидот, клиноцоизит и цоизит имеют гидротермальное н гидротермально-метаморфическое происхождение, развиваются в зеленых сланцах, где ассоциируют с амфиболами, в скарнах и других гидротермально-метасоматических образованиях вместе с кварцем, кальцитом, хлоритом, сульфидами и т. д. Коллекционным материалом являются хорошо ограненные кристаллы эпидота зеленого, желтого цвета, образующиеся как поздние минералы в пустотах и трещинах известковых скарнов и миндалинах базальтовых лав. Особенно характерны хорошие
кристаллы эпидота для железорудных скарнов (Дашкесан в Азербайджанской ССР). Известны хорошо ограненные кристаллы эпидота длиной до 15 см (Кусинское месторождение на Южном Урале), прозрачные, иногда двухконечные идеально ограненные кристаллы длиной до 5 см (Шайтанка на Среднем Урале). Кристаллы в миндалинах эффузивов встречаются в Ковалеров-ском р-не Приморья.
Большой минералогический интерес представляют также следующие разновидности рассматриваемых минералов: пьемонтит — марганцевая разновидность эпидота, образующая красные или темно-красные лучистые агрегаты (месторождения Сен-Марсель и Пьемонте, Швейцария); ярко-зеленые хромцоизит и хромэпидот', светло-розовый цоизит — тулит и другие редкие, красиво окрашенные камни. Среди них особо выделяются прозрачные кристаллы сапфирово-синего, фиолетового, зеленовато-голубого цоизита, получившего собственное название — танзанит (по месту находки на месторождении Мерелани близ Килиманджаро в Танзании). Синяя окраска этой разновидности связана с присутствием ванадия, а зеленовато-голубая — ванадия и хрома.
От похожих на минералы данной группы турмалина, везувиана и иногда граната отличаются формой кристаллов и агрегатов, а друг от друга — цветом (цоизит значительно светлее) и оптическими свойствами.
VI класс. Бораты
В составе этого класса, вслед за А. А. Годовиковым [9], рассматриваются силикобораты, особенно интересные для коллекционирования: аксинит, данбурит и турмалин.
Аксинит
Формула — Саг (Fe, Мп) А1г [JLSiqOu] (ОН). Название происходит от греч. «аксиие» — топор (по форме кристаллов).
Химический состав — непостоянный, особенно по содержанию марганца; отмечаются примеси магния, иногда калия и натрия.
Цвет — коричнево-бурый до черного, иногда зеленовато-желтый, фиолетовый, синеватый, розоватый.
Черта — бесцветная.
Блеск — стеклянный.
Прозрачность — непрозрачный, слабопросвечи-вающий.
Твердость — 6,5—7. Плотность — 3,3 г/см 3.
Излом — неровный.
Сингония — триклинная, пинакоидальный вид симметрии.
Спайность — совершенная по (010),
Кристаллы обычно пластинчатые или копьевидные, с острыми краями и штриховкой на гранях. Главные простые формы: (010), (120), {110}, (121), (011), (111). Иногда наблюдаются сплошные тонкозернистые агрегаты. Гидротермальный и гидротермально-метаморфогенный минерал, встречающийся на многих скарновых месторождениях в ассоциации с датолитом, кварцем, апофиллитом и в жилах альпийского типа вместе с кварцем, кальцитом, эпидотом, сульфидами и другими минералами.
Коллекционную ценность имеют хорошо ограненные кристаллы аксинита с клиновидными острыми окончаниями, напоминающими заточенное лезвие ножа, а также друзы таких кристаллов на щетках мелкокристаллического кварца с пара-генными минералами. Такой коллекционный материал образуется преимущественно в минерализованных трещинах и пустотах скарнов (Дальнегорское месторождение в Приморье, СССР и др.), а также в альпийских жилах (Бур-де-Уазан, Дофине, Франция и др.).
Определяется по пластинчато-клиновидной форме кристаллов; от иногда похожего сфена отличается более высокой твердостью.
Данбурит
Формула — CaBs [SijOyJO.
Название — по месторождению Данбури в шт. Коннектикут, США.
Химический состав — содержание В2О3—28,7%. Цвет — белый, иногда бесцветный, бледно-желтый до винно-желтого и желто-бурого.
Черта — белая.
Блеск — стеклянный.
Прозрачность — прозрачный, полупрозрачный.
Твердость — 7—7,5. Плотность—3,0 г/см 3.
Излом — неровный до раковистого.
Сингония — ромбическая, ромбо-дипира.мидаль-ный вид симметрии.
Спайность — практически отсутствует.
Встречается в призматических кристаллах длиной до 30 см с гранями (110), (120), (140), (142) и др. Характерны также зернистые агрегаты, плотные сливные массы, корки, сферолиты. Кристаллы иногда покрыты плотной карбонатной рубашкой. 104
Данбурит образуется в скарнах, где ассоциирует с кварцем, кальцитом, гранатом; в миароловых гранитных пегматитах наблюдается вместе с топазом, турмалином, гамбергитом и др.
Прозрачные разновидности данбурита используются как ювелирное сырье, а хорошо ограненные кристаллы — как коллекционный материал (фото 39). Идеально ограненные прозрачные кристаллы размером по ребру до 10 см были выявлены в ге-денбергит-волластонитовых скарнах (Дальнегорское месторождение в Приморье), а винно-желтый, топазоподобный данбурит — в миароловых пегматитах (Кукурт на Восточном Памире).
Определяется по форме кристаллов; от похожего на него топаза отличается отсутствием спайности и несколько меньшей твердостью.
Группа турмалина
Формула — в эту группу входят минералы с обобщенной формулой XYjZg (<S1g Oia) [ВОз]зХ X (ОН)Д где X —Na, Са, К; Y — Mg, Fe2+, Мп2+, Fe3+, Al3+, Cr3+, Li; Z — Al3+, Fe2+, Fe3+.
Обычно выделяются два главных изоморфных ряда — шерл-дравитовый и шерл-эльбаитовый с конечными членами (миналами), различающимися по катионной части: железистым шерлом NaFc2—AL, магнезиальным дравитом NaMgjAU и литиевым, обогащенным алюминием, эльбаитом На(Ь1,А1)зА1б. Кроме того, следует упомянуть об увите — кальциевом дравите CaMgjAlc, лидди-коатите—кальциевом эльбаите Са(ЫА1)з А1с и марганецсодержащим тсилаизите ЫаМпз+А16. Известны также железистые турмалины с Fe'~ в позиции Y — бюргерит NaFej+Als и в позиции Z — так называемый «феррик-айрони NaFej+ (Al, Fe3+)c. По современным кристаллохимическим данным [21], устанавливаются пять изоморфных типов турмалина: 1) шерл (дравит); 2) оксидно-железный (феррик-айрон); 3) бюргерит; 4) эльбаит; 5) увит.
Название, возможно, происходит от сингальского «турмали» — притягивающий пепел (электризуется при нагревании).
Химический состав — непостоянный; варьирует в зависимости от геохимических условий образования; содержание (в %): SiO232— 45; В2О3 7— 13; А12Оз-22-46; FeO-|-Рег0з-0-20; MgO-O— 17; СаО—0—6; МпО—0,5—2; Na>O—0—5; К2О 3—4; Li2O—0—2; Н2О—0,2—5; отмечаются примеси титана, хрома, ванадия, олова и др.
Цвет — шерл — темно-бурый до смоляно-черного; дравит — желтый, оранжевый до бурого; эльбаит —
бесцветный (ахроит), голубой до густо-синего (индиголит), зеленый до темно-зеленого (верде-лит), розовый, красный (рубеллит), часто полихромный; тсилаизит — розовый, малиново-красный.
Черта — белая.
Блеск — стеклянный.
Прозрачность — прозрачный, просвечивающий, непрозрачный.
Твердость — 7—7,5; хрупкий. Плотность — 3— 3,4 г/см 3.
Излом — неровный до раковистого.
Сингония — тригональная, дитригонально-днпи-рамидальный вид симметрии.
Спайность — отсутствует, иногда неясная по (1120) и (1011).
Для турмалина весьма характерны длиннопризматические столбчатые кристаллы с четкой продольной штриховкой и поперечным сечением в виде сферического треугольника. Изредка наблюдаются короткопризматические псевдодекаэдрические формы. Преобладают грани призм: тригональной (ЮТО), гексагональной {1120} и их комбинации. Отмечается гемиморфизм — несимметричное огранение разных концов кристалла. Со стороны анти-логичного полюса (заряжающегося отрицательно при нагревании конца кристалла, совпадающего с положительным направлением длинной оси), доминируют грани (0221), (10Г1), (3251), (4041), (1231) и (2131). Противоположный — так называемый аналогичный полюс, обычно беднее гранями, среди которых развиты (10Т1), (0112), (0221), (000Т). Нередко встречаются шестоватые, радиально-лучистые, игольчатые и волокнистые агрегаты.
Турмалин в основном имеет пневматолитово-гидротермаль-ное происхождение; он распространен н гранитах, пегматитах, грейзенах, различных гидротермальных и метаморфических образованиях, вторичных кварцитах.
Прозрачные и красиво окрашенные разновидности турмалина, прежде всего эльбаит, а также тсилаизит и дравит относятся к числу популярных ювелирных камней. Высоко ценятся и совершенные по форме крупные кристаллы турмалина (отдельные и включенные в породу) и друзы таких кристаллов в ассоциации с другими минералами. На мировом 'рынке традиционно более высокую цену имеют красные рубеллиты и вслед за ними ярко-зеленый хромтурмалин и светлый верделит. Индиголит обычно выглядит менее привлекательно из-за слишком густого синего, почти черного цвета.
Очень эффектны коллекционные полихромные турмалины с различными комбинациями окраски преимущественно в розово-106
красных, желтых и зеленых тонах (фото 40). К их числу относятся, например, поперечно-зональные кристаллы «голова мавра» — розовые рубеллиты с темной густо-зеленой верделитовой головкой или «арбузные» — концентрически-зональные турмалины с малиново-розовой сердцевиной и зеленой наружной коркой. Разные тона окраски и типы зональности могут наблюдаться в самых произвольных сочетаниях.
Следует отметить повышенный коллекционный интерес к кристаллам турмалина, имеющим грани антилогичного полюса и, особенно, ограненным с двух концов. Это связано с тем, что кристаллы турмалина обычно прикреплены к субстрату антило-гичным полюсом и растут преимущественно своим аналогичным концом. По данным Р. Бартона, более 80% всех кристаллов турмалина в минералогических музеях имеют лишь одну ограненную головку аналогичного полюса, а со стороны антилогичного конца обломаны. Чаще всего грани антилогичного полюса наблюдаются у индиголита. Высоко ценятся коллекционерами кристаллы турмалина с ясными эффектами астеризма или «кошачьего глаза»; последний возникает за счет игольчатых газово-жидких включений, ориентированных вдоль длинной оси кристалла.
Источником цветного ювелирного и коллекционного турмалина служат главным образом гранитные пегматиты. Эльбаит особенно характерен для натриево-литиевых микроклин-альбито-вых и олигоклаз-альбитовых пегматитов, подвергшихся лепидо-литизации (Пала в шт. Калифорния, США; Итатиайя в шт. Минас-Жерайс, Бразилия; Алту-Лигонья, Мозамбик и др.). В СССР такие месторождения известны на Урале, в Средней Азии и Забайкалье. Желтый и оранжевый дравит связан с пла-гиоклазитами, залегающими в магнезиальных скарнах и ультра-мафитах (Мадагаскар; Шри-Ланка; Памир, СССР).
В качестве коллекционного материала используется и широко распространенный черный турмалин — шерл. В этом отношении интересны относительно крупные и хорошо ограненные кристаллы с четкой вертикальной штриховкой и сильным металлическим блеском на гранях, часто встречаемые в пегматитах (Забайкалье, Карелия). Декоративным материалом являются и образцы со сноповидно-лучистыми агрегатами игольчатых кристаллов шерла (турмалиновые «солнца»), характерные для грейзеновых месторождений (Забайкалье, Урал).
Турмалин довольно легко определяется по длиннопризматической форме кристаллов с четкой штриховкой и треугольным сечением. От иногда похожих пироксенов, амфиболов и эпидота отличается более высокой твердостью и отсутствием спайности, а от рутила — светлым цветом черты.
VII класс. Фосфаты
Апатит
idii Формула — Cas [PO<]j(F, Cl, ОН).
Название происходит от греч. «апатао» — у- ' обманываю (за сходство с бериллом, диопсидом,
турмалином)
Химический состав — содержание (в %): СаО — 53—56; РгОь — 41; F — до 3,8 (фторапатит); С1 — до 6,8 (хлорапатит); часто отмечаются i2 примеси марганца, железа, стронция, алюминия,
- тория, редких земель, карбонатной группы —
СО? (карбонат-апатит) и др.
Цвет — белый, зеленый, сине-зеленый, голубой, фиолетовый, редко красный.
4 -U Черта — белая.
Лг Блеск — стеклянный до жирного.
Прозрачность — прозрачный, просвечивающий. Твердость — 5. Плотность — 3,2—3,4 г/см 3.
Излом — раковистый, неровный.
Сингония — гексагональная, гексагонально-ди-пирамидальный вид симметрии.
Спайность — несовершенная по {0001).
Часто встречается в виде призматических кристаллов и игл, реже отмечаются короткостолбчатые или таблитчатые кристаллы. Главные простые формы: (1010], {1120), (0001), (1012),
(1011), {1121), (2021), (3142) и др. Характерны зернистые, сахаровидные, плотные сливные массы, а также радиально-лучистые и шестоватые агрегаты. В осадочных породах распространены конкреции тонковолокнистого строения — фосфориты.
Апатит — полигенный минерал, образующий скопления в щелочных магматических породах (мельтейгит-уртитах и др.), карбонатитах, нефелиновых и гранитных пегматитах, скарнах, некоторых рудных и альпийских жилах. Крупнейшие месторождения апатита (фосфоритов) связаны с осадконакоплением и биохимическими процессами.
В качестве коллекционного материала используются хорошо ограненные преимущественно полупрозрачные и прозрачные кристаллы апатита—отдельные и вросшие в породу (фото 41). Широко известны крупные голубовато-зеленые шестигранные призматические кристаллы с дипирамидальными головками, ассоциирующие с флогопитом, диопсидом и оранжевым кальцитом из скарновых месторождений (Слюдянка в Прибайкалье и др.). Кристаллы такого же облика встречаются в нефелин-полевош-патовых пегматитах и эгирин-канкринит-натролитовых жилах Хибин (Кольский полуостров). Большим своеобразием отличается апатит альпийских жил, представленный бесцветными 108
прозрачными кристаллами пинакоидального (таблитчатого) габитуса.
Основным диагностическим признаком апатита служит призматический облик кристаллов; от похожего берилла отличается меньшей твердостью.
Вивианит
Формула — Fcj^lPOJ?. 8Н2О.
Название — в честь первооткрывателя, английского минералога Дж. Г. Вивиана.
Химический состав — содержание (в %): FeO — 43; PjOs — 28,3; Н2О — 28,7; разновидности: частично окисленная с Ре2+ и Fe')+ — ^-керченит, с преобладанием Fe3+ — а-керченит, полностью окисленная без Fe‘T — окси-керченит-, обогащенная Мп, Mg и Са — паравивианит.
Цвет — в неизмененном виде — светлых оттенков и даже бесцветный, при окислении на воздухе — серовато-синий, серовато-зеленый, темно-синий до черно-синего (керчениты).
Черта — бесцветная, голубая.
Блеск — стеклянный до перламутрового на плоскостях спайности.
Прозрачность — прозрачный, просвечивающий. Твердость — 1,5—2. Плотность — 2,7 г/см 3.
Излом — ступенчатый до занозистого.
Сингония — моноклинная, призматический вид симметрии.
Спайность — совершенная по (010).
Встречается в виде землистых агрегатов, стяжений, конкреций, уплощенных призматических и игольчатых кристаллов с гранями (100), (010), (201), (111), (221) и радиально-лучистых сростков таких кристаллов. Типичный экзогенный минерал, образующийся в результате химического выветривания фосфоросодержащих пород и органических остатков (пегматиты и гидротермалиты с фосфатами, осадочные и болотные железорудные месторождения и т. п.). Коллекционный материал представлен радиально-лучистыми со стеклянным или перламутровым блеском агрегатами темно- или черно-синего вивианита (керченита) на буром железняке. Очень эффектны выделения кристаллического вивианита в виде псевдоморфоз по раковинам. Прекрасные коллекционные образцы такого рода известны на Керченском железорудном месторождении, где вивианит возникал в восстановительных условиях за счет биогенного фосфата. Крупные длиной 10 см и более кристаллы вивианита обнаружены в оловоносных жилах (Льяльяца и Таена, Боливия; Корнуолл, Великобритания).
Определяется по характерному цвету, форме агрегатов и низкой твердости.
VIII класс. Вольфраматы
Вольфрамит
011
Формула — (Мп, Fe) [WOJ.
Название происходит от немецкого «вольфрам» — «волчья пена», так как его примесь в оловянных рудах вызывает переход олова при плавке в шлак — пену («пожирает олово, как волк овцу»). Химический состав — переменный; содержание WOj до 76,6%; по количеству молекулы FeWO. (в %) различаются: ферберит (100—80), собственно вольфрамит (80—20), гюбнерит (20— 0); отмечаются примеси железа (FeJ+), кальция, магния, ниобия, меди и др.
Цвет — ферберит — черный, темно-коричневый; гюбнерит — бурый с красноватым оттенком.
Черта — у ферберита — темно-коричневая, у гюбнерита — желтая, желто-бурая.
Блеск — смолистый, на плоскостях спайности металлический и полуметаллический.
Прозрачность — непрозрачный (ферберит) до полупрозрачного и прозрачного в тонких сколах (гюбнерит).
Твердость — 5—5,(>. Плотность — 7,1—7,5 г/см3. Излом — неровный.
Сингония — моноклинная, призматический вид симметрии.
Спайность — совершенная по {010}.
Для гюбнерита характерны призматические удлиненные кристаллы, для вольфрамита — короткопризматические, ферберит вытянут вдоль {010} и уплощен по {100). Главные простые формы: (100), {НО}, (102), {001}, (010) и (ОН). Часто встречаются двойники по (100) и {023}. На вертикальных гранях кристаллов наблюдается продольная штриховка. Распространены также радиально-лучистые, игольчатые агрегаты, сплошные массивные выделения разной степени зернистости. Типичный минерал высокотемпературных кварцевых жил и апогранитных грейзенов, ассоциирующий с касситеритом, висмутином, топазом, бериллом, турмалином, флюоритом, молибденитом, арсенопиритом, гематитом и др.
В качестве коллекционного материала рассматриваются призматические пластинчатые и толстотаблитчатые кристаллы черного и черно-коричневого цвета с металлическим или алмаз-110
ним блеском, двойниковые сростки и друзы из пустот грейзеновых и гидротермальных жил. Совместно с вольфрамитом часто находят хорошо ограненные кристаллы берилла, топаза, касситерита и горного хрусталя (Восточная Сибирь, Забайкалье)
От иногда похожего сфалерита отличается совершенной спайностью только в одном направлении, а от колумбита (танталита) и касситерита — наличием совершенной спайности.
Шеелит
просвечиваю-
Формула — Ca[WO4J.
Название — в честь шведского химика К. Шееле (1742—1786), открывшего в минерале вольфрам. Химический состав — содержание (в %): СаО — 19,4; WOa — 80,6; отмечаются примеси редких земель иериевой группы, молибдена (сейригит), меди (купрошеелит).
Цвет — бесцветный, белый, желтовато-белый, реже коричневый, черный, иногда красный.
Черта — белая.
Блеск — жирный до алмазного.
Прозрачность — непрозрачный, просвечивающий.
Твердость — 4,5—5; хрупкий. Плотность — 5,8— 6,2 г/см 3.
Излом — раковистый, неровный.
Сингония — тетрагональная, дипирамидальный вид симметрии.
Спайность — ясная по (111).
Известсн в кристаллах дипирамидального, псевдооктаэдри-ческого, реже таблитчатого облика с гранями {112}, (Oil), (114), (123), (121), (134) и др. Обычны двойники по {110), внешне похожие на одиночные кристаллы. Образуют также сплошные массы различной зернистости, редко натечные агрегаты. Характерен для скарнов, где формируется вместе с гранатами, диопсид-геденбергитом, тремолитом, эпидотом, везувианом, молибденитом, флюоритом. Встречается в высокотемпературных кварцевых жилах и грейзенах наряду с вольфрамитом, иногда в пегматитах.
Минералогическую и коллекционную ценность имеют хорошо образованные дипирамидальные кристаллы шеелита светло-коричневого и коричневого цвета с алмазным и жирным блеском на гранях (фото 42). Такие кристаллы обычно связаны с месторождениями скарнового типа, ассоциируют с эпидотом, везувианом, флюоритом (Тырны-Ауз на Кавказе, Чорух-Дайрон в Таджикистане, СССР; Сангдонг, Корея и др.).
Диагностируется по псевдооктаэдрической форме кристаллов, большой плотности и низкой твердости. Для быстрого
определения во вкрапленниках обычно используется свойство шеелита люминесцировать в ультрафиолетовых лучах голубовато-белым цветом.
IX класс. Сульфаты
Группа барита
Коллекционное значение имеют в основном два минерала этой группы — барит и целестин.
Барит
Формула — BaSO.i.
. -"*^0Название происходит от греч. «барос» — тяжелый Z-_-1 \___(из-за высокой плотности).
X- /-^******^ Химический состав — содержание (в %): ВаО — 65,7; SOj — 34,3.
Цвет — бесцветный, белый, серый, желтый, красноватый, бурый, светло-бурый.
Черта — белая.
Блеск — стеклянный, перламутровый.
Прозрачность — прозрачный до полупрозрачного. Твердость — 3. Плотность — 4,5 г/см3.
Излом — неровный.
Сингония — ромбическая, ромбо-дипирамидаль-ный вид симметрии.
Спайность — совершенная по (001) и (210), менее ясная по {010}.
Кристаллы барита обычно таблитчатые, реже призматические столбчатые и изометрические. Главные простые формы: {001), (210), {21Г), {110}, (ОН), (010). Часто наблюдаются зернистые, реже плотные, скрытокристаллические и землистые агрегаты. Известны также натечные формы с концентрически-зональным строением, шаровидные и эллипсоидальные конкреции, друзы небольших кристаллов.
Барит образуется в основном как гидротермальный сравнительно низкотемпературный минерал; он встречается на многих сульфидных железорудных (с гематитом и сидеритом), марганцевых (с манганитом и браунитом) и других месторождениях; слагает собственно баритовые, барит-кальцитовые и барит-флюоритовые жилы с вкрапленностью сульфидов — галенита, сфалерита, пирита, киновари и др.
В качестве декоративного коллекционного материала наиболее эффектно выглядят шаровидные и эллипсоидальные сростки пластинчатых кристаллов барита из низкотемпературных 112
гидротермальных жил (месторождения Северного Кавказа и Закавказья). В друзах барит часто ассоциирует с кристаллами кальцита и анкерита. На гранях кристаллов нередко наблюдаются блестящие присыпки сульфидов, повышающие декоративность образцов.
Определяется по пластинчатой форме кристаллов, большой плотности и невысокой твердости.
Целестин
201 Формула — SrSOj.
хуК 011 \ Название происходит от лат. «целестис» — иебес-I I \_______\ ный (за характерную голубую окраску).
\ / 110 I ою / Химический состав — содержание (в %): SrO —
VS--- 56,4; SO3 -43,6.
Цвет — белый, синий, бледно-голубой различной густоты, реже красноватый, зеленоватый, коричневый, иногда бесцветный.
Черта — белая.
Блеск — стеклянный до перламутрового на плоскостях спайности.
Прозрачность — прозрачный до полупрозрачного. Твердость — 3—3,5; хрупкий. Плотность — 4,0 г/см3 Излом — занозистый.
Сингония — ромбическая, ромбо-дипирамидаль-ный вид симметрии.
Спайность — средняя по (001), (ПО).
Кристаллы целестина, как и барита, обычно имеют таблитчатый, столбчатый или призматический облик. Главные формы: {210}, (ОН), {010}, {102}, (101), {001}, {201). Часто наблюдаются зернистые, шестоватые, скорлуповатые образования, а также желваки и секреции с внутренними друзовыми полостями.
Представляет собой главным образом хемогенно-осадочный минерал; встречается в доломит-ангидритовых (гипсовых) и мергелисто-глинистых отложениях. Формируется также в поствулканических и сравнительно низкотемпературных гидротермальных образованиях вместе с кальцитом, кварцем (иногда аметистом), сульфидами.
Декоративным коллекционным материалом обычно являются крупные секреции (жеоды) целестина с друзовым выполнением центральных частей (фото 43). Целестин в таких жеодах бывает представлен прозрачными и полупрозрачными игольчатыми и пластинчатыми кристаллами. Кристаллы бесцветные или окрашены в нежные тона голубого и розового цвета с красноватым или желтоватым оттенком; они ассоциируют с водянопрозрачным гипсом, галитом, выделениями самородной серы. Такие жеоды находят в пестроцветных гипсоносных песчано
мергелистых терригенных толщах в Туркмении, Киргизии, Поволжье и других районах СССР. Красивые образцы небесно-голубого целестина со щетками мелких кристаллов аметиста встречаются в зонах поствулканического гидротермального изменения базальтовых туфов и долеритов (р. Нижняя Тунгуска, Эвенкия).
Определяется по цвету и несколько повышенной плотности. Бывает трудно отличим от барита, диагностируется по результатам анализа на стронций.
Гипс
Формула — CaSOj 2НгО.
Название греческого происхождения.
Химический состав— содержание (в %): СаО — 32,6; SO3 — 45,6; Н2О — 20,9.
Цвет — бесцветный или белый, голубоватый, желтоватый, оранжевый, бурый, красноватый.
Черта — белая.
Блеск — стеклянный до перламутрового по плоскостям спайности; шелковистый в волокнистых агрегатах.
Прозрачность — прозрачный, просвечивающий, непрозрачный.
Твердость — 2. Плотность — 2,3 г/см '.
Излом — в кристаллах ступенчатый, у шестоватых агрегатов — до занозистого.
Сингония — моноклинная, призматический вид симметрии.
Спайность — весьма совершенная" по {010}, совершенная по {100).
Обычно таблитчатые, призматические, столбчатые и игольчатые кристаллы с гранями (010), (120), (Ill), (ОН) и (103). Часто наблюдаются двойники в виде «ласточкина хвоста» с плоскостью срастания (100) по гэльскому закону или (101) по парижскому закону, реже крестообразные двойники прорастания. Из агрегатных выделений характерны сплошные массы различной зернистости (алебастр)', реже встречаются параллельно-шестоватые, параллельно-волокнистые агрегаты (атласный шпат, селенит), волосовидные скопления, натечные выделения причудливой формы.
Образуется в основном как экзогенный минерал в эвапоритах и толщах подобных хемогенных осадков, корах пустынного выветривания, зонах окисления сульфидных месторождений. Изредка гипс отмечается на низкотемпературных гидротермальных месторождениях, где является наиболее поздним минералом.
Коллекционным материалом служат одиночные кристаллы и
двойниковые сростки бесцветного прозрачного гипса в виде «ласточкиного хвоста». Гораздо более эффектны друзы пластинчатых кристаллов гипса в виде «гипсовых роз». Окраска гипса в таких образованиях белая, серая, желтоватая, розоватая, красноватая (Гайское месторождение на Урале, Туркмения и др.). Весьма декоративны могут быть разнообразные снежно-белые, местами прозрачные пещерные выделения гипса в виде сталактитов, сталагмитов, антодитов, геликтитов и т. п. (Куги-танг в Туркмении и др.). Жильный тонковолокнистый гипс с шелковистым блеском — селенит — используется как недорогой поделочный камень.
Легко определяется по весьма совершенной спайности и малой твердости (царапается ногтем).
X класс. Хроматы
Крокоит
Формула — PbCrOj.
у /Д Название происходит от греч. «крокос» — шафран
' (из-за цвета).
j Химический состав — содержание (в %): РЬО —
68,9; СгО3 — 31,1.
g Цвет — оранжево-красный, желто-красный, крас-
2 - но-желтый.
Черта — оранжево-желтая.
Блеск — алмазный.
/ Прозрачность — просвечивающий.
X / Твердость — 2,5—3; хрупкий. Плотность 5,9—6 г/см э.
Излом — раковистый, неровный.
Сингония — моноклинная, призматический вид симметрии.
Спайность — ясная no (110).
Кристаллы обычно призматические, иногда остроконечные ромбоэдровидные. Главные простые формы: (ПО), [120], (111), (011), (101), (411), (001). Экзогенный минерал, встречающийся в зонах окисления свинцово-сульфидных руд в ассоциации с пироморфитом, церусситом, вульфенитом, ванадинитом и др.
Ярко окрашенные кристаллы крокоита являются ценным декоративным коллекционным материалом (фото 44). Они могут быть представлены агрегатами шестоватых, призматических или игольчатых кристаллов размером от нескольких миллиметров до 5 см. Более крупные кристаллы относятся к уникальным (Березовское месторождение на Урале, СССР; месторождение Дандас на о-ве Тасмания и др.).
Для крокоита характерны красный цвет, шестоватый облик кристаллов и высокая плотность.
XI класс. Карбонаты
Группа кальцита
Из минералов данной группы в качестве декоративного коллекционного материала в основном используются кальцит и арагонит.
Кальцит
Ю11 Формула — СаСОз.
Название — происходит от греч. «кальс» — из-/ / \\ весть.
/ / \\ Химический состав — содержание (в %): СаО —
/ /21зА\ 56; СОг —44; отмечаются примеси железа, мар-
ганца, стронция и др.
\ / / Цвет — белый, желтый, розовый, зеленоватый.
\ I / / Черта — белая, светло-серая.
\ I / / Блеск — стеклянный, матовый.
\л~// Прозрачность — прозрачный (исландский шпат), просвечивающий, непрозрачный.
Твердость —3. Плотность —2,6—2,8 г/см3. Излом — ступенчатый.
Сингония — тригональная, дитригонально-ска-леноэдрический вид симметрии.
Спайность— совершенная по [1011).
Кристаллы кальцита имеют самый разнообразный облик: скалено-эдрический, пластинчатый, призматический, столбчатый, ромбоэдрический. Известно очень много простых форм, главными из которых являются (1010), (0112), (2131), (0001), (1011), (0221), (4041), (1120) и др. Обычны двойники по (0001J, (0112), в том числе механические, полисинтетические по (0221), изредка по (1011). Наблюдаются различные друзы и сростки. Зернистые плотные агрегаты кальцита слагают многие гидротермальные жилы, тела карбонатитов, толщи мраморов. Кальцит является основным (а иногда и единственным) минералом карбонатных осадочных, особенно биогенных пород и наравне с арагонитом входит в состав твердых частей кораллов и многих других организмов. Он образует также сталактиты, сталагмиты, гелекти-ты и тому подобные кустистые агрегаты в пещерах.
Наиболее часто в качестве декоративного коллекционного материала используются различные по облику кристаллов и морфологии друзы полупрозрачного белого, розового, кремового, желтого кальцита (фото 45—47). Кальцит в друзах часто ассоциирует с галенитом, сфалеритом, халькопиритом, флюоритом и другими минералами. Ценность таких образцов зависит от степени декоративности и редкости всех присутствующих 116
минералов. Очень эффектны друзы белых и полупрозрачных тонкопластинчатых, прихотливо сросшихся кристаллов кальцита (Дальнегорское месторождение в Приморье), а также сростки тонкоразлистованных кристаллов папир-шпата. Такой коллекционный материал широко распространен в известковых скарнах и гидротермальных кальцитовых, в том числе рудоносных жилах.
Гораздо реже встречаются скаленоэдрические и ромбоэдрические кристаллы бесцветного или желтого прозрачного кальцита — исландского шпата (фото 48). Большой популярностью пользуются бесцветные, золотисто-желтые и розовые спайные ромбоэдры исландского шпата, позволяющие видеть эффект двупреломления света, а также содержащие тонкие механические двойники с радужными цветами интерференции или декоративные включения белого тонковолокнистого морденита, ярко-зеленого селадонита и других минералов. Очень оригинальны образцы исландского шпата, нарастающего на пальцеобразные выделения халцедона (Эвенкия).
Определяется по ромбоэдрической спайности, невысокой твердости, бурной реакции с соляной кислотой.
Арагонит
о о
Формула — СаСОз.
Название — по области Арагон в Испании.
Химический состав — содержание (в %): СаО — 56; СОг — 44; отмечаются примеси стронция, магния, железа.
Цвет — белый, серый, бледно-желтый, зеленый, синий, фиолетовый, черный.
Черта — белая, светло-серая.
Блеск — стеклянный, шелковистый.
Прозрачность — водяно-прозрачный, мутный, просвечивающий.
Твердость — 3,5—4. Плотность — 3 .г/см 3.
Излом — полураковистый.
Сингония — ромбическая, ромбо-дипирамидаль-ный вид симметрии.
Спайность — несовершенная по (б 10).
мутный,
Встречается значительно реже кальцита. Кристаллы обычно псевдогексагональные длиннопризматические до игольчатых, иногда с долотчатой ил^ копьевидной головкой. Главные простые формы: (110), (010), (Oil), (111), (215), (061); наблюдаются двойники срастания и прорастания по (110). Часто отмечаются шестова-тые, радиально-лучистые, натечные коралло- и шаровидные оолитовые образования. Является неустойчивой модификацией карбоната кальция. Возникает преимущественно в экзогенных
условиях в корах выветривания, отлагается в карстовых пустотах известняков из вадозных и тепловодных растворов, а также из современных горячих источников, часто биогенный (жемчуг и др.).
Коллекционный материал представлен в основном красивыми натечными агрегатами и причудливыми сростками игольчатых и расщепленных кристаллов арагонита (фото 49). Такие образования известны в СССР во многих пещерах Средней Азии (Хай-даркан и др.), а также в Румынии, Чехословакии, Болгарии. Среди них нередко встречаются сталактиты концентрического сложения с зонами, представленными кальцитом и арагонитом. Коллекционерами высоко ценятся так называемые «железные цветы» — ветвящиеся и переплетенные стеблевидные образования (Бакальское месторождение на Урале, СССР; Хютенберг в Каринтии, Австрия и др.). Очень оригинальны «беломорские рогульки» — псевдоморфозы арагонита по целестину в форме четырехлучевой звезды.
Отличается от кальцита обликом кристаллов, отсутствием спайности и несколько повышенной твердостью, а от лучистых цеолитов — реакцией с соляной кислотой.
Малахит
Формула — СигСОз(ОН)г.
Название происходит от греч. «малахе» — мальва (по зеленому цвету).
Химический состав — содержание (в %): СиО — 71,9: СО2 —19,9; Н2О —8,2.
Цвет — ярко-зеленый, изумрудно-зеленый, темно-зеленый.
Черта — светло-зеленая.
Блеск — стеклянный, матовый, шелковистый.
П розрачность — непрозрачный, просвечивающий. Твердость —3,5—4; хрупкий. Плотность —3,9— 4,1 г/см3.
Излом — раковистый.
Сингония — моноклинная, призматический вид симметрии.
Спайность — отсутствует.
Кристаллы отмечаются редко, обычно призматические с гранями (100), (НО), (010), (201). Развиты двойники по (100). Чаще всего наблюдается в виде корочек, сферокристаллов, натечных почковидных агрегатов радиально-лучистого, параллелыю-шестоватого и зонально-концентрического строения. Экзогенный минерал, образующийся в зонах окисления скарновых и стратиформных медно-сульфидных месторождений. 118
Плотные рисунчатые разновидности ярко-зеленого малахита являются популярным ювелирно-поделочным камнем. Образцы малахита широко используются и как декоративный коллекционный материал. В основном это корочки игольчатых кристаллов, гроздевидные агрегаты, отдельные почки и тому подобные выделения тонкополосчатого и шелковистого малахита на кремнистом основании (фото 50). Очень эффектно выглядят такие выделения в ассоциации с синим азуритом; это так называемый азур-малахит, известный в СССР на месторождениях Чокпак в Казахстане; Гумешевском и Меднорудянском на Урале, а также в Заире, Намибии (Цумеб) и др.
Диагностируется по цвету, рисунку и форме выделений. От похожих зеленых минералов меди (хризоколла, псевдомалахит — фосфоркальцит и др.) отличается положительной реакцией с соляной кислотой.
Месторождения декоративных минералов
Декоративные коллекционные минералы встречаются на многих месторождениях самого различного происхождения. Однако появление их нельзя считать случайным. Накопленный опыт и анализ имеющихся геологических данных показывают закономерную связь декоративных минеральных обособлений с определенными, нередко специфическими геолого-структурными обстановками и генетическими особенностями минералообразующей среды. Все это обусловливает необходимость разработки геологогенетической классификации месторождений декоративного коллекционного материала как основы для прогнозирования перспективных объектов и рационального направления поисковых работ.
Далее приводится краткая характеристика наиболее примечательных месторождений, содержащих высокодекоративные минералы в качестве как основного полезного ископаемого, так и попутного (или комплексного) компонента. Примеры выбраны из числа хорошо изученных отечественных месторождений, упомянуты и некоторые уникальные зарубежные объекты. Порядок описания соответствует генетическим классам месторождений: магматическому, пегматитовому, гидротермальнометасоматическому, гидротермальному, метаморфическому, осадочно-диагенетическому и кор выветривания, принятым для драгоценных и поделочных камней [16].
Магматические образования
Значение этой группы месторождений как источника декоративных коллекционных минералов невелико. Известны магматические месторождения, содержащие крупные и совершенные по форме кристаллы — порфировые или порфировидные вкрапленники минералов. Наибольший интерес представляют вкрапленники камней-самоцветов в кимберлитах и основных эффузивах. Штуфы, содержащие крупные, хорошо образованные и нередко прозрачные кристаллы-вкрапленники пиропа, хризолита, сапфира и циркона, могут отбираться для коллекционных целей.
Пироп- и хризолитсодержащие кимберлиты
Основное практическое значение имеют пироп- и хризолитсодержащие кимберлиты алмазных месторождений. К достоинствам пиропа и хризолита в кимберлитах относятся однородность и яркость окраски, прозрачность, что позволяет использовать их как ювелирное сырье и отбирать отдельные штуфы с крупными кристаллами-вкрапленниками самоцветов для коллекционных целей.
Своеобразная кимберлитовая формация, с которой связано большинство месторождений алмазов, развита на многих древних платформах: Африкано-Аравийской, Сибирской, Индостанской. Кимберлитовые тела протерозойского и фанерозойского возраста (до позднего мела включительно) прорывают фундамент и вулканогенно-осадочный чехол платформ, группируясь в кимберлитовые провинции. Замечено, что многие из них тяготеют к платформам с хорошо проявленным трапповым вулканизмом. В провинциях, в свою очередь, наблюдаются обособленные кимберлитовые поля, заключающие от одного-двух до нескольких десятков тел.
Кимберлиты чаще всего залегают в виде вулканических трубок (диатрем), имеющих размеры в поперечнике от нескольких метров до нескольких сотен метров, изредка до 1,5 км. Протяженность трубок на глубину, как это установлено в знаменитом алмазоносном районе Кимберли (ЮАР), составляет 1,5—2 км. В их идеальном вертикальном разрезе выделяют верхнюю — кратерную (воронкообразную) часть, сообщающуюся с дневной поверхностью, среднюю — диатремовую, сужающуюся с глубиной, и нижнюю зону подводящего канала, расщепленную на дайки. Большинство наблюдаемых трубок в той или иной мере эродировано.
Кимберлитами называют ультраосновные и близкие к ним породы самых глубинных магм, массивные или содержащие многочисленные обломки родственных глубинных пород (эклши-ты, оливиниты и дуниты, шпинелевые и шпинель-гранатовые перидотиты, пикритовые порфириты и др.), а также эруптивные обломки вмещающих пород (известняки, долериты и др.). Принято различать две основные разновидности собственно кимберлитов: базальтоидную с преобладающими вкрапленниками оливина и лампрофировую (слюдяную) с высоким содержанием флогопита во вкрапленниках и мезостазисе. Кимберлитам свойственна интенсивная серпентинизация и карбонатизация.
Валовый химический состав их непостоянен, в различных телах может соответствовать ультрамафитовым или щелочно-ультраос-новным (до основных) породам. Промышленно алмазоносными являются наиболее ультраосновные разновидности, близкие к пироповым перидотитам, с характерным высоким содержанием магния, никеля, хрома и низким — титана, щелочей, алюминия, кальция, железа и марганца,
Кимберлитовые тела обычно имеют сложное внутреннее строение и могут состоять из нескольких разновидностей кимберлитов, иногда относящихся к разным фазам внедрения или неодинаково измененных при последующем метасоматозе и выветривании. Структура кимберлитовых полей определяется глубинными разломами, контролирующими размещение кимберлитов. Типично, когда несколько крупных трубок (одна — три, реже более) окружены многочисленными мелкими телами — сателлитами.
Пироп — постоянный спутник алмаза, однако он встречается и в неалмазоносных кимберлитах. Этот минерал входит в состав обломков ультрамафитов (гранатовых оливинитов, дунитов, перидотитов, пироксенитов) в кимберлитовой брекчии, а также наблюдается в виде вкрапленников в основной серпентин-карбонат-ной массе кимберлита (табл. 3).
Среди ультрамафитов наиболее интересны гранатовые лерцолиты с порфировыми вкрапленниками фиолетового и малинового прозрачного пиропа, занимающими 5—8% объема всей породы. Размер их варьирует от 1 до 8 мм, иногда достигает 10 мм (изредка и более). В собственно кимберлитах встречаются две группы пиропов: 1) фиолетово-малиновые и красные, высокохромовые, аналогичные содержащимся в обломках гранатовых ультрабазитов; 2) оранжево-красные, титановые, не имеющие аналогов в ксенолитах и ассоциирующиеся с пикроильме-нитом, диопсидом и флогопитом; гранаты этой группы крупнее других (желваки размером 4—5 см и более), но слабопрозрачны и трещиноваты. На якутских месторождениях ювелирным сырьем в основном являются красные, малиновые и фиолетовые гранаты первой группы из собственно кимберлитов и ксенолитов ультрамафитов (пироповых лерцолитов и др.). Некоторые кристаллы обладают «александритовым» эффектом, приобретая при ярком солнечном свете голубовато-зеленую окраску.
Магнезиальный оливин — форстерит — является главным породообразующим минералом кимберлитов. Выделяются две генерации оливина: 1) порфировые прозрачные вкрапления хризолита округлой, остроугольной и неправильной формы светло- и оливково-зеленого цвета, размером до 5 см; 2) мелкие (0,5— 122
Таблица 3
ТИПОМОРФНЫЕ ОСОБЕННОСТИ ПИРОПА ИЗ КИМБЕРЛИТОВЫХ ТЕЛ ЯКУТИИ. ПО Е. Е. ЛАЗЬКО [23]
Петрографический тип вмещающих пород Размер кристаллов, мм Окраска Степень прозрачности Форма зерен Коэффициент преломления, NP
1. Оливинсодержащие ультрабазиты: а) равномерно-зернистые оливиниты, дуниты, перидотиты б) порфировые перидотиты в) грапнтизированные шпинелевые лерцолиты 1 — 12 1 — 10 5—12 Фиолетовая, малиновая, малиново-красная То же Прозрачный, полупрозрачный То же Изометрическая, редко овальная То же 1,740—1,775 1,740—1,775 1,740—1,775
2. Безоливиновые ультрабазиты 1—2 Оранжевая, розоватооранжевая Полупрозрачный Изометрическая, овальная 1,740—1,760
3. Эклогиты 1—6 Оранжево-желтая То же Округлая, неправильная 1,730
4. Эклогитоподобные породы и кристаллические сланцы 2—3 Оранжево-красная Округлая 1,760—1,790
5. Собственно кимберлиты 1—10 До 50 Фиолетовая, малиновая Оранжево-красная Прозрачный, полупрозрачный Полупрозрачн ый Угловатая, редко изометрическая Округлые и неправильные выделения 1,740—1,775 1,744—1,763
2 мм) идиоморфные призматические кристаллы в основной массе кимберлита. Прозрачный оливин встречается также и в обломках родственных ультраосновных пород в кимберлитах, особенно часто в гигантозернистых оливинитах, где размеры его зерен достигают 2 см (иногда и более). Необходимо отметить, что оливин обычно замещен серпентином и карбонатом, и свежий прозрачный хризолит сохраняется только в порфировых вкрапленниках среди массивных кимберлитов базальтоидного облика и в некоторых ксенолитах ультраосновных пород.
Имеющийся фактический материал свидетельствует о наиболее благоприятных условиях кристаллизации крупных кристаллов-вкрапленников в условиях высоких давлений и температур. Вследствие этого для получения коллекционного материала с кристаллами-вкрапленниками пиропа и хризолита наиболее благоприятны кимберлиты-брекчии, содержащие ксенолиты глубинных ультрабазитовых пород.
Основные эффузивы с сапфиром, цирконом или хризолитом
Из собственно эффузивных месторождений наиболее интересны щелочные базальты с порфировыми вкрапленниками магнезиального оливина — хризолита или акцессорных сапфира и циркона. Они встречаются в мезозой-кайнозойских эффузивах щелочнобазальтового типа, характеризующихся недосыщенностью кремнеземом (содержание S1O2 менее 48—49%). Щелочные базальты широко развиты в пределах океанических дуг, а также в областях тектоно-магматической активизации на континентах. Следует отметить существенное различие между сапфиро-цирко-ноносными и хризолитоносными базальтами. По данным М. И. Розинова [27], первые принадлежат к высокоглиноземистому, а вторые — к низкоглиноземистому классу оливиновых базанитов.
Высокоглиноземистые (содержание AI2O3 более 17,5%) сап-фиро-циркононосные щелочные базальты обнаружены только на континентах (Индокитай, Австралия). При этом сапфироносны обычно некки и дайки прижерловых фаций, залегающие в полевошпатовых кристаллических сланцах и гнейсах, или лавовые покровы, в субстрате которых имеются такие породы. В Индокитае (Таиланд, Кампучия) они связаны с зонами альпийской активизации Бирманско-Малайской мезозойской складчатой области, в основании которой залегают интенсивно метаморфизованные кристаллические сланцы и гнейсы докембрия. 124
В Австралии сапфироносные базальты распространены на востоке материка в штатах Новый Южный Уэльс и Квинсленд в пределах так называемой Тасманской герцинской геосинклинали. Они приурочены к верхам кайнозойской эффузивной толщи, имеющей мощность около 300 м, и датируются плиоценом. И в Австралии, и в Индокитае отрабатываются коры выветривания базальтов и сформировавшиеся за счет их размыва аллювиальные россыпи, которые в настоящее время являются главным источником ювелирных сапфиров и циркона в мире.
Индокитайские сапфиры (месторождения Пайлин и Бо-Кео в Кампучии, Банг-Кхаг, Бо-Плой в Таиланде и др.) обладают разнообразной окраской: васильково-синей, зеленой, желтой, фиолетовой. Для австралийских месторождений (Анаки, Инверелл) характерны зональные желто-зеленые и желто-синие сапфиры. Кристаллы имеют оплавленную округлую форму, иногда сохраняя следы первоначального бочонковидного облика.
Французскими геологами, изучающими Индокитай, высказывалось мнение, что сапфир в базальтах представлен ксенокристаллами, захваченными на глубине из глубокометаморфизованных кристаллических сланцев. Правильнее считать сапфир, наряду с цирконом, акцессорным минералом базальтов, образовавшимся в результате кристаллизации из пересыщенного глиноземом и недосыщенного кремнеземом щелочного базальтового расплава. Избыток глинозема, возможно, связан с ассимиляцией базальтовой магмой высокоглиноземистых кристаллических сланцев и гнейсов, постоянно присутствующих в районе месторождений сапфира.
Хризолитоносные базальты сравнительно бедны глиноземом (содержание AI2O3 менее 15%) и обогащены магнезией (содержание MgO более 7%), что способствует кристаллизации магнезиального оливина — форстерита (хризолит всегда представлен форстеритом). Такие базальты известны на континентах (плато Колорадо на юго-западе США, Саяны, Прибайкалье и Становой хребет в СССР и др.) и на океанических островах (вулканы Махано-Бей и Каупулеху на о. Гавайи). На лучших месторождениях в США (Сан-Карлос, Буэлл-Парк и Килбоурн-Хоул в штатах Аризона и Нью-Мексико) хризолит тяготеет к каналам излияния лав, местами по объему он занимает 25% и более общего объема пород. Отдельные зерна и грубозернистые скопления хризолита размером от 0,5 до 70 см в поперечнике окружены тонкой оболочкой пористого базальта. Хризолит обычно зеленый с желтым и буроватым оттенком.
В базальтах хризолит является протомагматическим минералом, кристаллизующимся из еще богатого магнием расплава.
Для сохранения кристаллов хризолита необходим подъем магмы к поверхности и быстрое ее застывание, так как в противном случае возможна реакция хризолита с остаточным расплавом, обогащенным железом. Скопления хризолита могут быть также представлены включениями (нодулями) глубинных крупнозернистых ультрабазитовых пород — оливинитов и лерцолитов.
Хризолит легко разрушается при поствулканических процессах, замещаясь хлоритом и серпентином, и неустойчив при химическом выветривании. В связи с этим практический интерес представляют только молодые (обычно четвертичные) хризолитоносные базальты, не затронутые поствулканическими изменениями и метаморфизмом цеолитовой или зеленосланцевой фаций.
Гранитные пегматиты
Гранитные пегматиты благодаря крупно- и гигантозернистому строению и геохимическим особенностям (повышенному содержанию Li, F, В, Rb, Cs, Be, Nb, Та) являются традиционным источником хорошо образованных и прозрачных кристаллов полевых шпатов, кварца, топаза, берилла, турмалина, сподумена, а также многих редких минералов. Особенно большую ценность представляют друзы полевых шпатов (в том числе амазонита) и мориона с бериллом, топазом, турмалином (шерлом и эльбаи-том), слюдами и другими минералами. Как уже отмечалось, стоимость эффектных коллекционных друз с хорошо ограненными прозрачными самоцветами значительно выше стоимости отдельных составляющих друзу кристаллов, если их рассматривать как ювелирное сырье.
Декоративный коллекционный материал встречается в гранитных пегматитах всех формаций, но наибольшее значение в этом отношении имеют миароловые пегматиты, содержащие минерализованные полости с хорошо образованными кристаллами и друзами коллекционных минералов. Значительно более скромную роль в качестве источников декоративного материала играют бесполостные редкоземельные, мусковитовые и редкометальные пегматиты.
Миароловые пегматиты
Как следует из названия, главным отличительным признаком миароловых пегматитов служит наличие миарол — минерализованных (друзовых) полостей объемом от долей кубического метра до нескольких десятков и даже сотен кубических метров. J26
В подобных полостях создаются весьма благоприятные условия для свободного роста крупных и хорошо образованных кристаллов. А. Е. Ферсманом такие пегматиты рассматривались в составе фтор-бериллиевого типа и литий-рубеллитового подтипа натро-литиевого типа. В широко применяемой в настоящее время классификации А. И. Гинзбурга и Г. Г. Родионова они отнесены к наименее глубинной формации хрусталеносных пегматитов и частично к формации редкометальных пегматитов средних глубин, где выделена особая субформация пегматитов с драгоценными камнями. По мнению авторов, принципиального различия между этими подразделениями нет, и можно говорить о единой формации миароловых пегматитов с пьезокварцем и драгоценными камнями [17]. Все миароловые пегматиты, независимо от степени их хрусталеносности, несут достаточно четкие признаки формирования на сравнительно небольших глубинах.
Миароловые пегматиты генетически связаны с гранитоид-ными плутонами малых и умеренных глубин, в основном с межформационными пластообразными телами и штоками (Казахстан, Украина и др.), а иногда с крупными диапировыми массивами (Урал). Материнскими являются, как правило, лейкократовые (с биотитом) и аляскитовые граниты основной интрузивной фазы (Казахстан, СССР; МНР и др.), реже аналогичные граниты поздних фаз внедрения (Урал, СССР). По сравнению со средним составом гранита они обогащены кремнеземом (содержание SiCU более 70%) и щелочами с преобладанием калия над натрием (по Б. М. Шмакину и А, В. Татаринову, K2O:Na2O изменяется от 1,2 до 1,6). Из акцессорных минералов характерны циркон, монацит, ксенотим, флюорит. Такие гранитные комплексы возникают в эпохи тектоно-магматической активизации древних и молодых платформ, а также в поздне-орогенную стадию развития складчатых областей.
Миароловые пегматиты формировались в спокойной тектонической обстановке, о чем свидетельствует широкое распространение графической зоны и слабое влияние разломов на размещение пегматитовых полей. Не случайно самые крупные и обильно минерализованные полости встречаются во внутри-гранитных пегматитах, кристаллизовавшихся из пегматитового расплава на месте его образования или перемещенного по протомагматическим трещинам на незначительные расстояния. Интересны также и жильные или плитообразные пологозале-гающие пегматиты, которые почти не затрагиваются внутри-минерализационными подвижками. Важной геохимической особенностью миароловых пегматитов является высокое содержание фтора в составе летучих компонентов, что фиксируется 127
относительно широким распространением топаза, циннвальдита, лепидолита и флюорита,
Миароловые пегматиты обычно полно дифференцированы и содержат хорошо развитые графическую, пегматоидную, блоковую полевошпатовую и кварц-полевошпатовую зоны. Выделяются три генетических типа друзовых полостей — миарол:
1) остаточные, возникающие в результате усадки застывающего магматического расплава; размер их в поперечном сечении обычно 20—30 см, редко до 1 м;
2) полости растворения, образующиеся при растворении участков массивного пегматита более поздними гидротермами; форма их щелевидная, размеры обычно невелики;
3) комбинированные, возникающие в результате расширения первичных остаточных полостей под действием газово-жидких растворов; объем их может достигать нескольких десятков кубических метров.
Наибольшее практическое значение имеют комбинированные полости, при формировании которых интенсивные процессы перекристаллизации пегматита в сочетании с наличием открытых полостей обеспечивали наиболее благоприятные условия для свободного роста кристаллов. Кристаллизация друзовых комплексов миарол связана с заключительным, сравнительно низкотемпературным гидротермальным этапом минералообразования. Давление в этом процессе, по данным изучения газово-жидких включений в минералах, составляет, как правило, первые десятки мегапаскалей, а температура—150—350° С.
Рассматривая миароловые пегматиты как носители драгоценных камней и декоративно-коллекционных минералов, следует учитывать благоприятную геохимическую обстановку их становления. На последнем этапе кристаллизации в пегматитовых растворах-расплавах концентрируются многие редкие элементы, обычно уходящие в виде летучих соединений из кристаллизующейся магмы. В процессе пегматитообразования при сравнительно низких температурах такие летучие компоненты начинают взаимодействовать с материнской породой. При этом в пустотах могут формироваться редко встречающиеся и поэтому особенно ценные для коллекционирования минералы, многие из которых имеют значение драгоценных камней (топаз, берилл, кунцит и др.).
Поля миароловых пегматитов обычно насчитывают десятки и сотни пегматитовых тел. Они располагаются либо в материнских гранитах, либо в их экзоконтактс — осадочно-метаморфических породах рамы плутонов или гранитоидах предыдущих фаз внедрения. В связи с этим выделяются две субформации 128
миароловых пегматитов: внутригранитные камерные, образовавшиеся из неперемещенного расплава, и инъецированные во вмещающие породы занорышевые (первые соответствуют «хрусталеносным» пегматитам, по классификации А. И. Гинзбурга и Г. Г. Родионова, а вторые — «пегматитам с драгоценными камнями»). Пегматитовые тела этих субформаций отличаются друг от друга морфологией, степенью дифференциации, количеством и размерами миарол.
Камерные пегматиты залегают в верхних частях интрузивов под пологими участками кровли. Пегматитовые тела распределены неравномерно, концентрируясь в апикальных куполах гранитов. Форма тел округлая, изометричная, иногда трубчатая и линзообразная. Многие тела содержат крупную полость — камеру под кварцевым ядром с кристаллами кварца, берилла, топаза или флюорита. Все эти минералы могут достигать гигантских размеров (месторождения Украины и Казахстана в СССР; Горихо, Цзун-Баин и другие месторождения в Монгольской Народной Республике). Пегматиты относятся к альбит-микро-клиновому типу: около камер (особенно снизу) наблюдается выщелачивание кварца, альбитизация микроклина и замещение его литиевыми слюдами.
Месторождение мориона и топаза этого типа известно па Украине. Морионо- и топазоносные пегматиты залегают в рапакививидных гранитах сложного многофазового плутона вблизи их контакта с габброноритами и габброанортозитами. Камерные пегматиты имеют изометричную или несколько вытянутую форму и содержат одну, реже две-три полости. Пегматиты асимметрично-зональные, содержат непрерывную графическую, местами пегматоидную зоны, крупные блоки микроклина и центральное кварцевое ядро, под которым, как правило, и размещена полость — камера. Характерно наличие пористой зоны выщелачивания под камерой, радиальных и концентрических трещин и сильно измененных меланократовых гранитов под пегматитом (рис. 2). Главными минералами пегматитов являются кварц, микроклин и слюды, второстепенными и акцессорными — топаз, флюорит, сидерит, хлорит, берилл, фенакит, халцедон и редкими — пирит, ильменит, циркон, рутил и др. [24].
В сохранившихся камерах на кварцевом своде размещаются сростки и друзы хорошо ограненных кристаллов кварца, ориентированных головками вниз, в боках полости появляются кристаллы слюды и топаза, а на дне преобладают друзы микроклина и клевеландита с кристаллами кварца, слюды и топаза или берилла. По преобладающему минеральному составу полости
Рис, 2, Схема геологического строения (вертикальный разрез) камерного пегматита (Украина).
I—2—гранит: 1—порфироаидный, 2—мелкапократовый (биотитизированкын); 3—7— зоны пегматита: 3— графическая, 4— апографическая, 5— пегматоидная, 6—блоковая (микроклин), 7—замещения и выщелачивания; 3—кварцевое ядро; 9— минерализованная полость
подразделяются на морионовые, топаз-морионовые и берилл-морионовые.
Топазы этого месторождения уникальны по массе отдельных кристаллов (до 100 кг, иногда и более) и совершенству их огранения. Габитус большинства кристаллов призматический, в вертикальном поясе граней развиты ромбические призмы (110) и (120), а в головке — призмы (011) и бипирамиды (111) и (112). Окраска одноцветная — голубая или розовая — и двухцветная.
Бериллы характеризуются длиннопризматическим габитусом, грани многих кристаллов сглажены поздним травлением и часто разъедены. Цвет их светло-зеленый, оливково-зеленый с желтоватым оттенком. Синевато-голубой или голубовато-зеленый аквамарин и гелиодор, представляющие большую ценность как коллекционный материал, встречаются значительно реже. Длина кристаллов 10—25 см, размер в поперечнике 2—10 см. На месторождении был добыт уникальный кристалл зеленоватого аквамарина размером 38X14X14 см и массой 15 кг.
Пегматиты другой субформации, так называемой занорыше-вой, размещаются в зонах экзоконтактов и в породах кровли материнских гранитных массивов, реже в самих гранитах. Форма тел жильная, линзовидная и плитообразная, в отличие от камерных пегматитов они содержат многочисленные, но более 130
мелкие полости-занорыши, как вслед за уральскими терщиками называл их А. Е. Ферсман.
Занорышевые пегматиты занимают особое место по богатству минеральных ассоциаций и красоте кристаллов и друз. Присутствие крупных, хорошо ограненных кристаллов аквамарина, оливково-зеленого берилла, топаза, цветных и полихромных турмалинов, горного хрусталя и других минералов определяет их значение как комплексных источников ювелирных камней и декоративных коллекционных минералов. По составу эти пегматиты являются альбитовыми, альбит-микроклиновыми, значительно реже альбит-амазонит-микроклиновыми. Особенности их строения и состава повторяются на ряде пегматитовых полей мира и описаны многими исследователями.
В СССР типичные занорышевые пегматиты известны в Мурзинско-Адуйской самоцветной полосе на Среднем Урале. Для продуктивных тел этого района характерно нсполн оз овальное строение с хорошо развитой краевой графической и крупнокристаллической — пегматоидной и мелкоблоковой зоной в осевой части жил. В жилах, где нет графического пегматита, отсутствуют и сколько-нибудь крупные миароловые полости. Лучше других изучена знаменитая пегматитовая жила копи Мокруша, известная с 70-х годов XIX в.
Это месторождение ювелирного топаза и эффектных коллекционных друз расположено в западном экзоконтакте Мурзин-ского гранитного плутона среди мелкозернистых биотитовых гнейсов мурзинской свиты нижнего палеозоя. Пегматитовое тело имеет плитообразную, несколько прогнутую форму, выполняет пологую трещину отслоения в синклинальной складке гнейсов [29]. Это жила — самая крупная в пегматитовом поле: прослеженная длина по простиранию превышает 500 м, мощность изменяется от 2 м в западном крыле до 14 м в средней части.
Внутреннее строение жилы — асимметрично-зональное (рис. 3). В лежачем боку располагается средне- и мелкозернистая зона гранит-пегматита (мощность в среднем 2—3 м) с характерными лейстами биотита. Выше следует графический пегматит, занимающий более половины всего объема тела. Преимущественно в средней части жилы среди графического пегматита наблюдаются обособления пегматоидно-блоковой породы (протяженность до 15 м, мощность 1—2 м) кварц-микрокли-нового состава с биотитом. Вдоль контактов отмеченных зон местами развивается альбитизация, образуется также кварц-мусковитовый замещающий комплекс. Жила содержит многочисленные миароловые полости-занорыши размером в поперечнике преимущественно 0,3—0,8 м. Более крупные полости 5*
редки; так, А. Е. Ферсман упоминал миаролу размером 5X1X2 м.
Миароловые полости размещаются чаще всего в крупнокристаллическом пегматите пегматоидной или блоковой структуры, а также среди графического пегматита (рис. 4). В краевой гранитной зоне можно встретить лишь мелкие пустотки с плохо выраженной друзовой зоной.
Наблюдения над положением и строением друзовых пустот, выполненные в последние годы, подтверждают вывод об их первичной остаточной природе. Об этом свидетельствует закономерное изменение структуры пород пегматита по направлению к полости, наличие вокруг нее локальной зональности. Боковые и сводовые части полостей покрыты друзами крупных, хорошо оформленных кристаллов микроклина и дымчатого кварца, на которые нарастают те же минералы поздних генераций, а также кристаллы турмалина, клевеландита, мелкочешуйчатые агрегаты мусковита и лепидолита. В друзовых комплексах иногда присутствуют кристаллы топаза и изредка берилла, которые совместно в одной полости не встречаются. Остальное пространство полостей заполнено глиной, в которой заключены обломки и кристаллы минералов друзового комплекса.
Явления растворения и замещения глинистыми и слюдистыми минералами стенок полостей проявлены слабо, поэтому
1+7Ф
Е*]2
Sb кв
Рис. 3. Схема геологического строения занорышевого пегматита. Копь Мокруша, Урал (зарисовка стенки карьера). По В. М. Смертенко:
1— гранит порфировидный средне-крупнозернистый; 2— гранит-пегматит; 3—5— пегматит: 3—4— графический (3— мелкокристаллический, 4— крупнокристаллический), 3— мелкоблоковый; 6— минерализованные полосой
га m гаг ^7 к * л |з W|g
ГГТ19
1^1/0
Рис. 7. Строение минерализованных полостей. Копь Мокруша, Урал (зарисовки стенок горных выработок). По В, М. Смергенко:
/— гранит порфировидный; 2—6— пегматит; 2—5— графический (2— мелкокристаллический, 3— ёльчатый, 4— крупнокристаллический; 5— мелко-крупнокристаллический), б— мелкоблоковый; 7 8 блоковые выделения: 7 — микроклина. (S' кварца; 9— зона альбитизации; 10— минерализованные полости с 1 линисто-обломочным заполнением
миароловые полости содержат большое количество прекрасно образованных и сохранившихся друз и кристаллов перечислен-ных минералов, представляющих собой ценный штуфной коллекционный материал. В друзовых комплексах доминируют микроклин и темно-дымчатый кварц, или морион, наряду с которыми, по данным В. М. Смертенко, Г. А. Корендясева и др., присутствуют три ассоциации, в состав которых входят следующие минералы: 1) топаз — лепидолит — клевеландит — шерл (мало) — голубой и светло-зеленый турмалин (редко); 2) берилл—мусковит—альбит—шерл; 3) шерл—мусковит—альбит.
Кристаллы топаза на месторождении Мокруша и на других месторождениях Мурзинско-Адуйской полосы прозрачны, имеют 133
совершенную огранку с зеркальными гранями и окрашены в великолепные голубые и винно-желтые тона. Размеры кристаллов сравнительно невелики, в среднем составляют 4—5 см. Кристаллы берилла встречаются гораздо реже топаза, облик их — короткостолбчатый, призматический, обелисковидный. Преобладают золотисто-желтые гелиодоры, аквамарин очень редок.
Кроме Урала, занорышевые пегматиты в СССР известны в Забайкалье и Средней Азии, а за рубежом в США, Бразилии, Афганистане и на Мадагаскаре. Среди них особое внимание привлекают микроклин-альбитовые пегматиты с клевеландит-ле-пидолитовым замещающим комплексом, которые, по мнению Е. Я. Киевленко [16], можно рассматривать как промежуточные образования между миароловыми и типичными редкометальными пегматитами. Этот замещающий комплекс, включающий цветные турмалины, воробьевит и иногда кунцит, бывает в той или иной мере проявлен в типичных занорышевых пегматитах (Саввате-евская, Гремяченская и другие копи в Забайкалье, копь Моора на Среднем Урале).
Максимальное проявление замещающего комплекса отмечается в субредкометальных миароловых пегматитах зонального строения с кварцевыми или даже кварц-сподуменовыми ядрами, в которых широко развитая лепидолит-турмалиновая минерализация первичных полостей-занорышей сопровождается альбитизацией блокового микроклина с образованием вторичных полостей растворения (копи Пала, Хималей и другие в штатах Калифорния и Мэн в США). На таких месторождениях наряду с ювелирным сырьем добываются самые высококачественные коллекционные кристаллы и друзы цветного (обычно полихромного) турмалина — эльбаита и тсилаизита. Так, на руднике Итатиайя в шт. Минас-Жерайс в Бразилии в начале 70-х годов был найден уникальный кристалл прозрачного рубеллита длиной около 1 м с шириной у основания 40 см, оцененный в 1 млн. дол.
Лепидолитовые пегматиты обычно размещаются в краевых частях пегматитовых полей, наиболее удаленных от материнских гранитов, и нередко тяготеют к ультраосновным и основным породам: габброперидотитам, габбро, амфиболитам.
Очень редко в занорышевых пегматитах встречается изумруд. Из миароловых пустот таких пегматитов добывают замутненные кристаллы и красивые коллекционные друзы изумруда, ассоциирующего с микроклином, кварцем, турмалином, бледно-зеленым бериллом и другими минералами. Основным условием изумрудо-носности пегматитов является внедрение их в ультраосновные породы. Изумрудсодержащие пегматиты известны в США (шт. Северная Каролина) и Норвегии.
Редкометальные пегматиты
В редкометальной формации в качестве источников коллекционного материала интересны главным образом микроклин-алъби-товые пегматиты, по которым развивается лепидолитовый грейзен. По геохимическим особенностям и минеральному составу они близки к занорышевым лепидолитовым пегматитам, отличаясь от них отсутствием минерализованных полостей первичного происхождения и (обычно) графической зоны. Коллекционные минералы представлены в основном кристаллами и штуфами полихромных турмалинов, привлекающих внимание разнообразием окраски и богатством цветовых оттенков, и иногда кунцита.
Скопления цветного и полихромного турмалина в редкометальных микроклин-альбитовых пегматитах известны во многих пегматитовых полях мира (Мозамбик, Бразилия и др.). Примером подобных месторождений в СССР может служить Липовская копь на Среднем Урале. В строении альбитоносных пегматитовых жил Липовского месторождения (рис. 5) принимают участие следующие структурно-минеральные комплексы пород: 1) мелко-среднезсрнистый пегматит олигоклаз-кварц-микроклинового состава; 2) мелкоблоковый микроклин; 3) среднезернистый кварц-лепидолит-альбитовый агрегат с мусковитом и рубеллитом; 4) кварц-мусковит-альбитовый пегматит; 5) мелкоблокрвый кварц. Только первый и четвертый комплексы образуют выдержанные зоны, а остальные слагают отдельные участки в раздувах жил. Скопления турмалина отмечаются преимущественно на участках развития лепидолит-альбитового замещающего комплекса.
Турмалин представлен удлиненными кристаллами, длина которых достигает 5—6 см при толщине 3—4 см. По описанию А. Е. Ферсмана, турмалины Липовского месторождения отличались необыкновенной чистотой, прозрачностью и разнообразием красок. Здесь встречались розовые, карминово-красные, красно-фиолетовые, малиновые, синевато-фиолетовые, оливково-зеленые, золотисто-зеленые и черные кристаллы. Кроме турмалина большой минералогический интерес представляли крупнолистоватые агрегаты ярко-фиолетового лепидолита, редкие голубоватые и зеленоватые топазы, светло-розовый воробьевит, васильково-синий фторапатит.
Интересны в минералогическом отношении и редкометальные турмалинсодержащие пегматиты Воронье-Тундровского жильного поля на Кольском полуострове. Пегматитовые тела, локализованные в толще сланцев и амфиболитов, имеют зональное 135
Рис. 5. Схема геоло1ического строения турмалиноносной пегматитовой жилы. Копь Шсрлова, Липовское месторождение, Урал. По А. 3. Казанцеву и В. М. Смертенко:
1— пегматоидный кварц-полевошпатоаый пегматит с альбитом и мусковитом; 2— блоковый микроклин; 3— кварц-лепидолит-альбитовый комплекс с цветным турмалином; 4— кварц-мусковит-альбитовый комплекс; 5— блоковый кварц; 6— серпентинит
строение. Зальбанды жил сложены маломощной (1—20 см) аплитовой оторочкой с вкрапленностью шерла. Далее следует кварц-Ми кроклиновая зона с нечеткой графической структурой и вкрапленностью синего турмалина — индиголита. Центральная часть жил сложена кварц-микроклиновой блоковой зоной. Здесь же проявлены процессы альбитизации, приводящие к образованию пластинчатого клевеландита, с которым ассоциируют синий и зеленый турмалины. В раздувах жил отмечается кварцевая зона с обособлениями поллуцита, амблигонита, петалита, танталовых минералов. Здесь же присутствуют удлиненно-призматические кристаллы розового и полихромного турмалина, их сростки.
Очень скромную роль в получении декоративного коллекционного материала играют слабо замещенные мусковит-берилловые (штуфы и кристаллы с непрозрачным голубым и зеленым бериллом, шерлом и мусковитом) и редкометально-замещенные альбитовые (сподумен, берилл, крупные кристаллы колумбита и т. п.) пегматиты.
Мусковитовые и редкоземельные пегматиты
Пегматиты этих глубинных формаций лишены первичных полостей и так же, как и редкометальные мусковит-берилловые пегматиты, лишь изредка содержат декоративный коллекционный 136
Е532 Iv* 1э izz М» 1<та>|5 №>[g
Рис. 6. Схема геологического строения амазонитового пегматита.
Месторождение Гора Парусная, Кольский полуостров. По К. Ф. Гурьянову:
1— биотит-плагиоклаэовый гнейс; 2— аплит; 3— иеравиамернозернистый гранит-пегматит; 4— гигантозернистый пегматит; 5— блоковый амазонит; 6—кварц
материал высокого качества: штуфы и отдельные кристаллы мусковита, турмалина (шерла), граната (альмандина и спессартина). Среди них повышенный интерес вызывают своеобразные амазонитовые пегматиты с редкоземельной минерализацией, в которых, наряду с блоковыми выделениями амазонит-пертита, самостоятельную минералогическую ценность представляют сростки хорошо образованных и ярко окрашенных кристаллов амазонита.
Такие пегматиты известны на Кольском полуострове (месторождения Гора Парусная и Плоскогорское). На Горе Парусной разведана пегматитовая жила длиной по простиранию 35 м при мощности 4,5—6,5 м, залегающая в биотит-плагиоклазовом гнейсе (рис. 6). Жила характеризуется асимметрично-зональным строением и со стороны лежачего бока сложена крупными блоками мелко- и неравномернозернистого гранит-пегматита и пегматоида. По направлению к висячему боку в жиле существенно увеличивается количество блоков кварца, к которым приурочены призматические обособления голубовато-зеленого амазопит-пертита, использующегося как ювелирно-поделочное сырье. Эти обособления имеют длину до 1,8 м, ширину до 0,7 м.
Кроме кварца и микроклина (амазонита), к главным минералам пегматитовой жилы относятся олигоклаз, альбит и биотит, а к второстепенным и акцессорным — гранат, флюорит, апатит, циркон, галенит и др.
В качестве декоративного коллекционного материала применяются друзы короткопризматических ярких сине-зеленых и изумрудно-зеленых кристаллов амазонита, развитые по трещи-137
нам в блоковом пегматите и по прожилкам в зальбанде жилы. Размеры кристаллов в таких сростках-друзах варьируют от нескольких миллиметров до 5 см, редко более. По мнению И. В. Белькова, эта генерация амазонита, ассоциирующего с дымчатым кварцем и флюоритом, является наиболее поздней и образуется в результате перекристаллизации одновременно с амазонитизацией вмещающей породы. Такой амазонит может не содержать пертитовых вростков альбита.
Щелочные (сиенитовые) пегматиты
С щелочными микроклиновыми или ортоклазовыми сиенитовыми пегматитами связан богатый комплекс редких минералов, что обусловливает их важное значение как источников коллекционного материала. Следует иметь в виду, что типоморфные минералы нефелиновых сиенитов агпаитового ряда существенно отличаются от минералов миаскитовых пород, что, в свою очередь, сказывается на минеральном составе щелочных пегматитов. Для агпаитовых пород характерны минералы, содержащие натрий (содалит, эгирин, арфведсонит, рамзаит, ломоносовит, эвдиалит, мурманит и др.), в то время как для миаскитовых пород типичны соединения кальция (сфен, апатит, флюорит, кальцит), а также циркония и титана (циркон, ильменит и др.).
В щелочных пегматитах агпаитовых и миаскитовых нефелиновых сиенитов интерес в качестве коллекционного материала могут представлять крупные, хорошо образованные кристаллы циркона, сфена, эвдиалита, рамзаита, цветного сапфировидного корунда, радиально-лучистые и звездчатые агрегаты натролита, астрофиллита, а также ряд других редких минералов. Большинство кристаллов и кристаллических агрегатов этих минералов формируется в процессе метасоматического замещения минералов более ранних ассоциаций.
Циркон в виде правильно ограненных кристаллов наблюдается довольно редко. Его скопления чаще всего связаны с метасоматическими образованиями альбититов, залегающими среди пегматоидных полевошпато-згириповых пород, где он отмечается вместе с калиевым полевым шпатом, эгирином, альбитом, апатитом, пирохлором, самарскитом и другими минералами. Кристаллы циркона обычно приурочены к кавернозной альбитовой породе, где представлены правильно ограненными индивидами размером в поперечнике до 2 см. Они имеют дипирамидальный облик и окрашены обычно в светло- и темно-коричневые тона. 138
Подобные образцы находят в щелочных пегматитах Ильменских гор (Урал) и Ловозерского массива нефелиновых сиенито». (Кольский полуостров).
Хорошо образованные кристаллы сфена призматического габитуса известны в щелочных пегматитах Ильменских гор Сфен ассоциирует здесь с апатитом, иногда эгирином, магнетитом, ильменитом (за счет последнего он нередко и образуется), роговой обманкой и другими минералами. Кристаллы сфена достигают размера 10X15 см.
Натролит широко развит в щелочных пегматитах натролит-альбитового, гакманит-натролитового, олигоклаз-натролитового состава; обычно он слагает центральную часть пегматитовых тел. Выявлены тела и собственно натролитового состава. Основная масса натролита представлена агрегатами шестоватой и радиально-лучистой текстуры. Коллекционными являются друзы замещения с хорошо образованными кристаллами натролита размером 10—15 см, встречающиеся на участках выщелачивания пегматитов.
Астрофиллит в щелочных пегматитах присутствует обычно в виде пластинчатых и спутанно-волокнистых агрегатов. Прекрасный коллекционный материал — звездчатые и радиально-лучистые агрегаты астрофиллита — отмечается в пегматитах Хибинского массива нефелиновых сиенитов. Скопления декоративного астрофиллита здесь связаны с жилами эгирин-астрофил-литового состава, в которых эти основчые жильные минералы ассоциируют с белым альбитом. Выход декоративных штуфов астрофиллита составляет не более 1 % общей массы пегматита.
Эвдиалит и рамзаит встречаются в пегматитовых жилах эгирин-полевошпатного состава, часто совместно. Коллекционным материалом служат крупные, хорошо образованные призматические кристаллы темно-коричневого рамзаита и ярко окрашенные малиново-красные полигональные кристаллы эвдиалита. Рамзаит и эвдиалит распределены в пегматите крайне неравномерно, чаще всего их скопления приурочены к зальбандам пегматитовых жил, обогащенным волокнистым эгирином.
Источником корунда могут являться щелочные пегматиты, локализованные в останцах пород кровли массивов нефелиновых сиенитов. Подобные пегматиты арфведсонит-эгирин-нефелин-полевошпатового состава выявлены среди глиноземистых роговиков в контактах Хибинского щелочного массива. Они имеют жильную форму и размещаются в зонах фенитизации и повышенной трещиноватости роговиков. Корундоносными являются апофизы пегматитов в роговиках (рис. 7). По мере
Рис. 7. Схема геологического строения корундоносного пегматита. Хибинский щелочной массив, Кольский полуостров. По Ю. О. Липовскому: 1 — фойяит; 2—3 — биотит-полевошпатовый роговик, фенитизированный в различной степени: 2— слабо, 3— сильно; 4—6— пегматит: 4— арфведсоиит-полевошпатовый с лампрофиллитом, 5— эгирин-лепидомелан-полевошпатовый, 6— мусковит-полевошпатовый с корундом
удаления от основного тела пегматитов изменяется минеральный состав апофиз: наряду с исчезновением арфведсонита, эгирина, лампрофиллита, появляется необычная минеральная ассоциация, включающая корунд, герцинит, лепидомелан, гранат и кордиерит. Размеры подобных жил обычно небольшие: до 20 м по простиранию при мощности от 0,2 до 1,5 м. Корунд концентрируется преимущественно в центральных частях жил, особенно в раздувах, образуя обогащенные участки в виде полос, «струй», гнезд и т. п. Кристаллы его имеют пластинчатую, призматическую и изометрическую форму; размеры их от 2 до 20 мм, цвет варьирует от светло-голубого до густо-синего, сапфирового. Чистые прозрачные разности встречаются редко. В связи с мелкой трещиноватостью кристаллов и наличием твердых включений корунд представляет собой в основном коллекционный материал. В. В. Буканов и Ю. О. Липовский связывают образование корунда с воздействием эманаций щелочной магмы на глиноземистые разности роговиков в кровле массива нефелиновых сиенитов.
Гидротермально-метасоматические образования
Этот генетический класс включает месторождения, сформировавшиеся под воздействием постмагматических газово-жидких растворов при значительной роли метасоматических процессов; подобные объекты могут служить источником целого ряда коллекционных минералов. Особого внимания заслуживают апогра-нитные грейзены, некоторые метасоматиты ультраосновных пород и скарны,
Апогранитные грейзены
Апогранитные грейзены по геологическому положению во многом сходны с внутригранитными миароловыми пегматитами будучи тесно связанными с массивами лейкократовых гранитов повышенной щелочности, сформировавшимися в условиях малых глубин. Для них также характерно наличие в осевых частях жил остаточных полостей, в которых на последних этапах гидротермально-метасоматических процессов создавались условия для свободной кристаллизации берилла (аквамарина), топаза, кварца, флюорита. Все это определяет их значение в качестве источника декоративно-коллекционных минералов.
Типичным примером подобных образований является Шерловогорское грейзеновое месторождение ювелирных камней в Восточном Забайкалье, приуроченное к юрскому массиву лейкократовых гранитов. Грейзеновые тела залегают в порфиро-видных гранитах и гранит-аплитах, имеют четковидную или штокверкообразную форму и группируются в вытянутые зоны. Для многих тел характерно симметрично-зональное строение; в их пределах выделяются следующие зоны: 1) краевая интенсивно грейзенизированного гранита; 2) мелко-среднезернистого кварц-слюдистого или топаз-кварцевого грейзена; 3) осевая с прожилками берилл-топазового и берилл-кварцевого состава с вкраплениями флюорита, вольфрамита, висмутина, арсенопирита.
Среди материала жильного выполнения встречаются декоративные сростки шестоватых кристаллов берилла, ассоциирующею с кварцем, топазом и рудными минералами. Однако наиболее ценный коллекционный материал приурочен к гнездообразным пустотам в раздувах жил и секущих их прожилках. Форма полостей неправильная, субизометрическая, щелевидная. Объем их невелик, лишь изредка достигает 3 м 3. На стенках пустот
наблюдаются красивые друзы кристаллов дымчатого кварца, флюорита, аквамарина и других минералов. Прекрасный коллекционный материал — отдельные кристаллы кварца и аквамарина, встречающиеся в глинистой массе внутри полостей.
Широкую известность этому месторождению принесли главным образом безупречно ограненные и идеально прозрачные длипнопризматические кристаллы зеленовато-голубого аквамарина длиной от 2 до 20 см. Определенный интерес представляют и короткостолбчатые бесцветные, голубоватые и желтые топазы размером в основном до 5 см. Топаз и берилл в минерализованных полостях грейзенов кристаллизовались, по данным изучения газово-жидких включений, из высококонцентрированных растворов при температурах 360—400 °C, т. е, примерно в таких же условиях, что и в миароловых гранитных пегматитах.
Наиболее перспективными для выявления коллекционного сырья следует считать зональные слюдисто-кварцевые и кварц-топаз овые грейзены с многостадийной минерализацией. К косвенным признакам, указывающим на присутствие в жилах минерализованных пустот, кроме зонального строения грейзенов, относятся крупнокристаллическое строение жил и секущих прожилков в осевой части тел, наличие в них раздувов или участков разветвления.
Метасоматиты ультраосновных пород
Среди апоультрамафитовых метасоматитов наибольший интерес в качестве источников декоративного коллекционного материала представляют контактовые образования типа корундо- и изумру-доиосных слюдитовых плагиоклазитов, Они развиваются вдоль контакта ультрамафитов с внедрившимися в них телами кислых и основных пород. Характерная черта их строения — присутствие в центральной части метасоматитов десилицированных, обогащенных натрием и глиноземом пород (плагиоклазиты, корундовые плюмазиты и т. п.), окруженных слюдистой оторочкой. Для подобных метасоматитов характерно скрещивание геохимически разнородных компонентов, например, бериллия грапитоидов и хрома ультрабазитов, что приводит к кристаллизации в слюдистых зонах берилла, окрашенного хромом, т. е. изумруда. Здесь же при десиликации полевых шпатов система обогащается глиноземом, в результате чего может формироваться корунд.
Кроме контактовых метасоматитов источниками коллекцион
ного материала могут быть инфильтрационные образования, развивающиеся по трещинам в ультрамафитах. С ними, в частности, связаны щетки и кристаллические корки ярко-зеле ного граната демантоида, которые являются редким декоратив ным коллекционным материалом.
Корундсодержащие плагиоклазиты залегают в большинстве случаев в сильно измененных серпентинизированных и амфибо-лизированных ультрамафитах. Согласно представлениям Д. С. Коржинского [20] и Ю. Н. Колесника [19], подобные плагиоклазиты возникают в результате процессов биметасоматоза на границе химически неравновесных кремнекислых и ультраосновных пород. Благородный корунд — рубин — ветре чается лишь на некоторых месторождениях в виде мелких вкрапленников и редких прозрачных участков в крупных кристаллах обыкновенного корунда (США; Танзания). Чаще кристаллы корунда бывают непрозрачны, трещиноваты и представляют интерес только как коллекционный материал.
В СССР хорошо изучено проявление рубина подобного типа — Макар-Рузь на Полярном Урале. С. В. Щербаковой в его пределах выделяются пространственно разобщенные рубинсодержащие тела плагиоклазитового и слюдитового состава.
Характерной особенностью плагиоклазит-рубиновых тел является их симметрично-зональное строение. В центре расположено плагиоклазитовое ядро, которое окружено слюдитовой флогопит-биотитовой зоной с реликтовыми участками плагиокла-зита; далее к периферии следует амфиболовая зона с реликтами габброидной породы. Рубин встречается в плагиоклазитовом ядре андезит-олигоклазового состава, но основное его количество приурочено к слюдитовым зонам, а наиболее высокие концентрации — к мощным зонам. Цвет кристаллов рубина преимущественно темно-красный, форма — пластинчатая и бочонковидная, размеры в поперечнике от 1 до 15 см. Рубин полупрозрачен, содержит включения хромита и слюды и непригоден для огранки, однако штуфы биотит-плагиоклазовой породы с крупными вкрапленниками ярко-красного рубина служат эффектным коллекционным материалом.
В слюдит-рубиновых жилах наблюдаются в основном мелкие кристаллы рубина. Некоторые из них лишены дефектов и пригодны для ювелирных целей. Крупные коллекционные кристаллы рубина здесь практически не встречаются.
Изумрудоносные биотит-флогопитовые слюдиты представляют собой главный тип промышленных месторождений изумруда и известны во многих странах (Зимбабве, Индия, ЮАР
и др.). Типичным примером подобных образований являются месторождения Изумрудных копей на Среднем Урале. Они расположены в серпентинитах и серпентинизированных перидотитах, образующих сравнительно небольшие согласные тела среди девонских метаморфических пород. На месторождениях, помимо слюдитов, распространены дайки диоритов, гранит-аплиты и пегматиты. Концентрация слюдитовых жил неравномерная: в большинстве случаев слюдиты группируются в жильные зоны, положение которых контролируется крупными дайками диоритов или контактами серпентинитов с амфиболитами.
Продуктивные слюдиты представляют собой флогопитовую рассланцованную породу с линзами и желваками актинолитовых пород и олигоклаз-андезита, содержащую включения кристаллов и сростков белого и бледно-зеленого берилла, изумруда, апатита, сфена, хризоберилла и других минералов.
Горные породы таких слюдитовых комплексов обнаруживают геохимическое родство с ультрамафитами. По данным О. Е. Чижика, для тех и других характерны относительно высокие содержания магнезии и весьма низкие глинозема. В слюдитах отмечаются повышенные концентрации таких типоморфных элементов ультраосновных пород, как хром, никель, кобальт.
Коллекционным материалом в изумрудоносных слюдитах являются правильно ограненные крупные кристаллы и веерообразные сростки кристаллов зеленого берилла и изумруда в слюде, а также выделения хорошо образованных кристаллов фенакита, окрашенных в нежные желтовато-розовые тона. Совместно с ними встречаются хорошо ограненные октаэдрические кристаллы флюорита и великолепные столбчатые кристаллы апатита, окрашенные в слабо-голубовато-зеленые и розоватофиолетовые тона. Высоко ценятся штуфы с кристаллами хром-содержащего хризоберилла — александрита и двойниковые или тройниковые сростки хризоберилла, так называемые «пешки».
Анализ имеющихся фактических данных по месторождениям Изумрудных копей позволяет выделить основные типоморфные особенности минералов, представляющих интерес для коллекционных целей (рис. 8) и отметить закономерности их проявления.
К наиболее перспективным принадлежат метасоматические комплексы с мощной слюдитовой зоной. Со слюдитами связаны хорошо образованные кристаллы обыкновенного берилла, изумруда, фенакита, флюорита и апатита. В плагиоклазитовых ядрах встречаются лишь кристаллы бледноокрашенного берилла, 144
Минерал Тотоыорфыые особенности кристаллов Метасом эти-ческие зоны концентрации Температура гомогенизации,еС (поО.ЕЧижику)
Размер, см Окраска Морфологические особенности S § § ! ? 8 S 5 го го с 0Я1 огг лач
Берилл I 6-ю Светло-, желтовато-, серо* зеленая . Ровная, блестящая поверхность Плвгиоклезито-еое ядро
Берилл! 6-8 Светло-, эселтовато-зелеивя Зональное строение, присутствие включений слюды Слюдитоаая
Изумруд, До 8«4«4 ярко-зеленая Зональное строение с внутренней берилловой ЗОНОЙ
Хризоберилл Мелкие кристаллы Светло-желтая, грязно-зеленая —
Фенакит ДрЦ Одежно-белая, медово-желтая —
Апатит До 5 белая, желтая, голубая —
Флюрит До 4 Желтая, зеленея, голубоватая Октаэдрическая форма
Рис. 8. Типоморфные особенности коллекционных минералов иаумрудо-нОсных слюдитов
имеющие, как правило, ровную зеркальную поверхность. Бериллы слюдитовой зоны обычно зональны и содержат включения слюды.
Следует отметить, что ряд специалистов (А. И. Гинзбург, А. А. Беус, А. И. Шерстюк, О. Е. Чижик) относят изумрудоносные слюдиты к специфическим апоультрамафитовым грейзенам. Грейзеновый процесс считается постпегматитовым и многостадийным. Обычно выделяются следующие стадии: 1) высокотемпературная щелочная (формирование в ультрамафитах околотрещинных метасоматических зон — флогопитовой и актинолитовой); 2) среднетемпературная (кристаллизация плагиоклазитов); 3) сравнительно низкотемпературная (замещение ранних минералов альбит-олигоклазом, кварцем, флюоритом, мусковитом). Ранее считалось, что изумруд относится к самой высокотемпературной генерации берилла, синхронной флогопиту, однако в настоящее время появляются данные о связи его с низкотемпературной стадией минерализации, что подтверждается гомогенизацией газово-жидких включений в изумруде при 350—240 °C.
Рис. 9. Схема геологического строения Тамватнейского месторождения демантоида (Чукотка). По В. С. Чернавцеву:
1— габбро, габбродиабазы; 2— базальты, порфириты, туфы; 3— ссрпснтипизи-рованные перидотиты, дуниты, пироксениты; 4— зона серпентинизации; 3—проявления демантоида; 6— тектонические нарушения; а— установленные, б— предполагаемые
Месторождения и проявления хромсодержащего андрадита— демантоида, представленные инфильтрационно-метасоматическими зонами трещиноватости в гипербазитах, известны в СССР на Среднем Урале, в Армении и Азербайджане, а за рубежом — в Италии, Заире и других странах. Все эти объекты могут рассматриваться как источники коллекционного и ювелирного демантоида.
На Чукотке выявлено месторождение собственно коллекционного демантоида — Тамватнейское. Щетки тамватнейского демантоида пользуются большим спросом в качестве декоративного коллекционного материала. Месторождение находится в пределах одноименного гипербазитового массива, сложенного в основном лерцолитами; резко подчиненное значение имеют гарцбургиты, дуниты, пироксениты и габброиды.
Становление массива сопровождалось дроблением пород и их интенсивной серпентинизацией вдоль крупных субширотных разломов.
В результате более поздних тектонических подвижек были заложены системы секущих поперечных и косых нарушений, с которыми связывают проявления гидротермальной деятельности. К зонам серпентинизации приурочены гранат-хлорит-сер-пентинитовые образования с демантоидом.
Минерализация тяготеет к местам пересечения зоны серпентинизации поперечными субмеридиональными разломами (рис. 9). На этих участках серпентиниты разбиты системой крутопадающих трещин, к которым приурочены скопления демантоида. В системе гранатоносных прожилков обычно выделяются основной продуктивный прожилок, выполненный про-дольно-волокнистым хризотилом, и несколько сопряженных с ним более тонких ветвей. Последние сложены косо- или поперечно-волокнистым хризотилом и граната, как правило, не содержат. Длина прожилков по простиранию от 0,5 до 2,5 м, мощность от нескольких миллиметров до 10 см.
Продуктивные прожилки имеют четко выраженное зональное строение (рис. 10). По их периферии развит серпентин, а центральная часть сложена мелко- и среднекристаллическим черным, темно-зеленым и коричневато-черным хлоритом, на который нарастают сплошные мелкозернистые массы или отдельные хорошо
Рис. 10. Морфология и внутреннее строение гранатоносного серпентинитового прожилка на Тамватнеиском месторождении (Чукотка). По В. С. Чернавцеву:
I— перидотит; 2— серпентин; 5— хлорит-гранатовый прожилок; 4— хлорит; 5— I раиат
|-аИз |дпшпЦ» |дЗЭ|5
ЕЛЬ ^2
образованные кристаллы граната. Ярко-зеленые и медово-желтые гранаты представляют собой соответственно демантоид и топа-золит — редкие разновидности андрадита. Встречаются и отдельные хорошо образованные кристаллы, размер которых обычно варьирует от 1 до 5 мм, реже до 10 мм.
Для кристаллов демантоида характерен ромбододекаэдри-ческий и тетрагонтриоктаэдрический габитус, иногда наблюдаются комбинации этих форм; обычно кристаллы уплощены. Топ азолит чистого медово-желтого цвета образует преимущественно четкие ромбододекаэдры, разности, переходные по цвету к демантоиду, иногда имеют форму тетрагонтриоктаэдров. Цвет демантоида светло-зеленый и травяно-зеленый с различными оттенками. Цвет топазолита медово-желтый и зеленовато-желтый. Блеск сильный, стеклянный до алмазного.
Иногда в центральных частях гранат-хлорит-серпентиновых прожилков отмечаются мелкие (1—2 мм) кристаллы магнетита кубического габитуса (редкого для магнетита) и ромбоэдрические, реже скаленоэдрические кристаллы кальцита.
По мнению В. С. Чернавцева, гранат-хлорит-серпентинитовые прожилки связаны с аллометаморфической стадией серпентинизации гипербазитов и сформировались в результате гидротермально-метасоматических процессов. Эти процессы наиболее активно развивались в зонах тектонических нарушений.
К. числу аналогичных инфильтрационных образований в ультраосновных породах относятся и скопления изумруднозеленого кальций-хромового граната — уваровита, возникающие на стенках трещин, пересекающих хромитсодержащие серпенти-низированные дуниты и перидотиты.
В СССР проявления коллекционного уваровита известны на Сарановском хромитовом месторождении (Западный Урал), а за рубежом — в США, Канаде и других странах.
Скарны
Скарновые месторождения являются важным источником коллекционного материала. Наиболее интересны известковые скарны, содержащие пустоты карстового и гидротермального растворения. В сочетании с многостадийным характером минерализации на таких месторождениях создавались благоприятные условия для формирования друзовых комплексов, редких по декоративности и богатству минеральных ассоциаций.
Меньшее значение имеют магнезиальные скарны, которым вообще не свойственны минерализованные пустоты. В этом слу-148
чае используются хорошо ограненные кристаллы ряда минералов, сформировавшихся метасоматическим путем.
Появление друзовых комплексов в известковых скарнах связано с поздними тектоническими подвижками, открывавшим пути для циркуляции сравнительно низкотемпературных постмагматических растворов. Коллекционный материал известковых скарнов чаще всего представлен друзами поздних генераций скарнообразующих минералов или минералов низкотемпературной карбонатио-сульфидной стадии, которые накладываются иа известково-силикатную минеральную ассоциацию.
Примером образований первого типа служит высокодекоративный граиат — андрадит Синереченского месторождения (Приморский край), на котором прослежены две зоны скар-нирования с наложенной оловянной минерализацией (рис. 11). Скарны имеют жилообразную форму с раздувами и пережимами в соответствии с конфигурацией рудовмещающих трещин. Углы падения скарновых жил крутые, почти вертикальные. Внутреннее строение зон характеризуется чередованием участков существенно гранатового и актинолит-гранатового состава с эпидотом и магнетитом. Среди скарновых минералов резко преобла-
Рис. 11. Схема геологического строения Синереченского месторождения коллекционного андрадита (Приморье). По Ю. Л. Татаринову:
1— песчаники и алевролиты; 2— окремненный известняк; 3— липарит; 4— анде-знтоГ 1зальт; 5—i рапит-порфир; б -7— скарн: 6— гранатовый, 7—амфибол-грана j out 1й; 3- тектоническая зона дробления и милонитизации
дает гранат андрадитового ряда. В раздувах тел он слагает почти мономинеральные скопления длиной по простиранию 40— 50 м при мощности 5—7 м. Такие скопления контролируются системами сопряженных пересекающихся трещин.
На месторождении были выделены три разновидности граната, соответствующие трем его генерациям.
Гранат I генерации — мелко- и среднекристаллический медово-желтого, зеленого, бурого и коричневого цвета, полупрозрачный до прозрачного. Размер кристаллов от долей миллиметра до 2 см. Он встречается в виде сплошных масс, формирующих прожилки и небольшие линзы, и обычно неинтересен для коллекционирования.
Гранат II генерации представлен хорошо ограненными кристаллами коричневого, бурого, красновато-коричневого цвета, непрозрачными или полупрозрачными с сильным стеклянным блеском. Размер кристаллов от нескольких миллиметров до 5 см. Крупные кристаллы граната часто катаклазированы, в местах дробления наблюдаются формы регенерации. Гранат II образует друзы, щетки, корки с площадью основания от 3 см “ до 1,5 м2 и является прекрасным коллекционным материалом. Участки его концентрации связаны с минерализованными полостями и тектоническими брекчиями.
Гранат III генерации — мелкокристаллический желтоватозеленого, зеленого, реже коричневого цвета. Он встречается в виде сплошных масс или присыпок на кристаллах граната II. Эта разновидность описываемого минерала самостоятельного значения как коллекционный материал не имеет.
Минерализованные пустоты с друзами граната на стенках приурочены к монолитным крупно- и среднезернистым гранатовым скарнам. Происхождение этих пустот тектоно-карстовое (рис. 12). Размеры их варьируют от нескольких кубических сантиметров до нескольких кубических дециметров, изредка достигают 1 м3, форма преимущественно изометрическая. Пустоты заполнены глинистым материалом, изредка промежутки между кристаллами граната слагает кварц. В крупных пустотах друзовидные агрегаты граната облекаются коркой из хорошо образованных мелких кристаллов горного хрусталя, а иногда и аметиста. Максимальная концентрация минерализованных пустот отмечается в центральных частях скарновых тел. Здесь же наиболее интенсивно проявляются процессы окварцевания, суль-фидизации и ожелезнения пород.
Минерализованные брекчии контролируются тектоническими нарушениями и узлами пересечения трещин в краевых частях тел. Они состоят из крупных обломков мелко- и среднекристал-150
Рис. 12. Схема геологического строения одного из 1ранатоносных скарновых тел Синеречепского месторождения андрадита (план), По Ю. Л. Татаринову:
I—алевролит; 2—3— гранатовый скарн: 2—мслко-среднсзернистый, 3—круп* нозсрннстый; 4— минерализованная брекчия; 5— минерализованные полости; б— участки интенсивной сульфидизации, окварцсвания и ожслезпения; 7— границы зоны развития минерализованных полостей выщелачивания; И— пост-мннералпзационныс трещины и зоны дробления
лического скарна, покрытых кристаллами граната размером иногда 5—8 см.
На основании анализа взаимоотношения минералов скарнов намечена последовательность образования скарновых гранатовых тел (рис. 13). В первую—гранат-пироксеновую — стадию кристаллизовались относительно высокотемпературные минералы: гранат 1, магнетит, моноклинный пироксен, кварц I. Скарны этой стадии развиты практически повсеместно, за исключением экзо- и эндоконтактовых частей. Второй стадии минерализации предшествовало формирование многочисленных трещин отрыва и дробления скарнов, происходившее в результате поступления новых порций постмагматических растворов. В эту — актинолит-гранатовую — стадию кристаллизуются гранаты II и III, актинолит, кварц II, аксинит, полевой шпат, касситерит. Процесс образования коллекционного граната II был прерывистым. Об этом свидетельствует наблюдаемое в шлифах многократное чередование зон роста кристаллов с различной степенью изотропности, появление аномальных двупреломляющих разностей и следы неоднократного внутристадийного дробления и регенерации.
Минералы 1 Скарновый этап Гипергеи ный этап
Стадия
Гранат-пироксеновая Актинолит--гранатовая Сульфидная
Гранат Магнетит Пироксен Кварц Аксинит Калиевый полевей шпат Галеннт Сфалерит Пирит Кальцит Малахит Гидроксиды железа <ан»> • I 1 t f 1 1 1
Рис. 13. Последовательность минералообразования на Синеречснском месторождении андрадита. По А. А. Жаринову 152
Основными минералами третьей — кальцит-сульфидной — стадии являются пирит, сфалерит, галенит, кальцит; они кристаллизовались в условиях постепенного понижения температуры. Эта стадия минералообразования проявлена в гранатовых телах наиболее слабо.
Похожие коллекционные друзы, щетки и кристаллические корки андрадита известны и на месторождениях в Азербайджанской ССР (Дашкесан), Хакасии и Горной Шории. Изучение парагенетических ассоциаций минералов позволяет считать, что и в этих случаях коллекционные разновидности граната, так же как и на Синеречинском месторождении, сформировались после главной массы гранатового скарна.
Примером месторождений скарнового типа с низкотемпературной сульфидной друзовой минерализацией, наложенной на известково-силикатную ассоциацию, являются полиметаллические месторождения Дальнегорского рудного поля в Приморье (Верхнее, Первое и Второе Советское, Николаевское и др.). Все они сходны по геологическому положению, морфологии рудных тел и минеральному составу.
Сульфидно-скарновые тела располагаются в известняках верхнего триаса в зоне их тектонического контакта с вулканогенными и вулканогенно-осадочными образованиями верхнего мела — палеогена: кварцевыми порфирами, андезитами, туфами и туфобрекчиями риолитов. Рудные тела представлены трубо- и жилообразными ветвящимися залежами. Так, основная, ныне отработанная залежь месторождения Верхнего близ поверхности была расщеплена на три ветви длиной по простиранию до 400 м, которые с глубиной слились в одно мощное тело («Рудная Нога») с апофизами со стороны лежачего блока. По вертикали эта залежь была прослежена на 500 м [28J. В рудных полях развиты дайки порфиритов, наблюдаются многочисленные разрывные нарушения.
Скарны имеют существенно геденбергитовый состав и в разной степени замещены сфалеритом, галенитом, кварцем, кальцитом и другими минералами. Е. А. Радкевич и другими исследователями выделяется пять стадий минералообразования: ранняя (предрудная) скарновая, основная скарново(геденбергит)-сульфидная, поздняя сульфидная, поздняя гидротермальная и холодноводная (рис. 14).
Примечательной особенностью Дальнегорских полиметаллических месторождений является наличие в рудных телах и их зальбандах минерализованных открытых полостей, так называемых «продушин», содержащих весьма декоративные минеральные агрегаты и друзы рудных минералов, кальцита и 153
Минералы Стадия
Ранняя скарновая Геденбергит-сульфидная Поздняя сульфидная Поздняя гидротермальная Холодноводная
700°С 600-400°С 25О-15О°С 125-100°С 50-20’С
Волластонит Гранат Кальцит Геденбергит Гранат Аксинит Пренит Арсенопирит Сфалерит Галенит Халькопирит Пирит Пирротин Кварц и другие минералы кремнезема Кальцит Ильваит Апофиллит Флюорит Цеолиты „Горная кожа" Стильпномелан Гизингерит Марказит по алюмосиликат- i ным городам В • 1 '. ।1 ! 11 за счет разложения Hi 1 1 геденбергита я i Т ’ • 4 % 1 w поздние 'кальцит-флюориговье и кальцит-и£олнтовые 1 1 1 • 1 '* 1 1 ' . 1 • 1Ч1ГИЖ I I 1 С | |
Рис. 14. Последовательность минералообразованья на Дальнегорских месторождениях (Приморье). По Е. А. Радкевич и др.
флюорита. Различаются зияющие минерализованные трещины длиной до 20 м с раздувами шириной до 2 м и изометрические карстовые полости размером от 0,5 до 10 м в поперечнике. Наблюдаются и сравнительно небольшие «продушины» между гигантскими сфероидально-лучистыми агрегатами геденбергита. Происхождение большинства полостей первично тектоническое с последующим растворением, обусловившим дальнейшее расширение и усложнение их форм.
Минеральный состав агрегатов свободной кристаллизации зависит от породы субстрата: полости, находящиеся непосредственно в рудных телах, содержат кристаллы сульфидов с флюоритом и кальцитом, а во вмещающих известняках встречаются преимущественно кристаллы кальцита. По данным Б. А. Точи-лина и И. А. Михайлова, суммарный объем полостей на Втором Советском месторождении составляет в среднем 1,5% общего объема рудных тел.
Дальнегорские полиметаллические месторождения заслуженно считаются уникальными по богатству, разнообразию и красоте источниками коллекционного материала. Особенно ценятся друзы хорошо ограненных кристаллов сульфидов: сфалерита, галенита, халькопирита и пирротина (фото 51), а также кальцита (фото 52), флюорита (фото 53), кварца и некоторых других минералов.
Сфалерит представлен тетраэдрическими кристаллами размером до 10 см (по ребру), нередко сдвойникованными по «шпинелевому» закону. Цвет его черный, коричневый, иногда желтоватый (клейофан), просвечивающий. Блеск, особенно у мелких кристаллов, яркий до алмазного. Ассоциирует сфалерит с галенитом, халькопиритом и кальцитом.
Галенит образует кубические и кубооктаэдрические кристаллы со ступенями роста и фигурами травления, встречаются и скелетные формы. Грани кристаллов блестящие или покрыты корочками из мелких кристалликов кварца и флюорита. Очень интересен и коллекционный пирротин в редких сдвойникованных кристаллах гексагонально-пластинчатой формы.
Своеобразны и красивы дальнегорские кальцитовые друзы с размером кристаллов I—20 см и более. Кальцит в таких друзах белый, желтый, розовый, иногда полупрозрачный, самых разнообразных кристаллических форм, создает причудливые сростки в виде «цветов», «грибов» и т. п.
В Дальнегорском районе известны также и боросодержащие геденбергит-датолит-волластонитовые скарны, декоративные разности которых с концентрически-полосчатой текстурой сами по себе служат интересным поделочным и коллекционным кам-155
нем. Хорошо образованные кристаллы кальциевых силикобора-тов — датолита, данбурита, аксинита — интересны как редкий коллекционный материал. Эффектны друзы уплощенных (до пластинчатых) многогранных кристаллов светло-зеленого и голубого датолита (фото 54), клиновидного коричневато-серого аксинита, а также прозрачные бесцветные призматические кристаллы данбурита размером 10 см и более, головки которого пригодны и для огранки. Следует упомянуть и о друзах розового и бесцветного полупрозрачного апофиллита (фото 55).
Таким образом, заслуживающими наибольшего внимания в качестве источника коллекционного материала можно считать известковые скарны с многостадийной минерализацией (при полно проявленных средне- и низкотемпературных стадиях минералообразования) и широким развитием зон гидротермального выщелачивания.
Среди магнезиальных скарнов источником декоративных минералов могут служить некоторые месторождения флогопита, например Слюдянское в Прибайкалье. В этом районе метасоматические флогопит-диопсидовые тела и кальцит-флогопитовые жилы выполнения трещин залегают в интенсивно метаморфизованной доломит-гнейсовой толще пород култукской свиты докембрия, интрудированной гранит-пегматитами и монцонитами. Коллекционным материалом здесь являются в основном крупные кристаллы диопсида и апатита,
Хорошо ограненные короткостолбчатые кристаллы диопсида, известные под названием «байкалита», встречаются совместно с флогопитом в призальбандовых частях жил. Размеры таких кристаллов по наибольшему измерению могут составлять 20— 30 см. Цвет их зеленый, желтовато-зеленый, бурый. Реже отмечаются друзы кристаллов диопсида с кальцитом, скаполитом и хондродитом.
В центральных частях жил наблюдаются гнездовидные скопления апатита зеленого, голубовато- и темно-зеленого, иногда почти черного цвета. Его кристаллы имеют форму шестигранной призмы длиной от 1 до 70 см; размеры отдельных гигантских индивидов достигают 1,5 м.
Декоративный коллекционный материал может быть получен также и из магнезиальных форстерит-шпинелевых скарнов, которые развиваются по доломитам и магнезитам, содержащим прослои гнейсов, дайки гранитов и пегматитов. Зоны скарнирова-ния прослеживаются вдоль контактов магнезиально-карбонатных и алюмосиликатных пород. С ними связаны скопления ювелирных кристаллов шпинели и клиногумита, а в менее магнезиальных и недоломитизированных мраморах — рубина. Ценным 156
коллекционным материалом служат в основном штуфы белых кальцифиров с яркими вкрапленниками упомянутых минералов.
На хорошо изученном месторождении благородной шпинели Кухилал, расположенном на юго-западе Памира, магнезиальные скарны замещают магнезитовые мраморы горанской свиты докембрия. Снизу вверх светлые магнезиальные кальцифиры сменяются сначала шпинеленосными форстеритовыми скарнами, а затем энстатитовыми скарнами, иногда оталькованными и флогопитнзированными. В форстеритовых скарнах распространены маломощные (0,2—0,3 м) тонкополосчатые зоны мелкой вкрапленности шпинели с графитом. Практический интерес представляют участки крупнозернистого катаклазированного скарна, прослеживающиеся по простиранию на 15—20 м, в которых форстерит почти нацело замещен клиногумитом и серпентином.
Ювелирные шпинель и клиногумит извлекаются из рыхлых лизардит-хлоритовых агрегатов. Зерна шпинели и их сростки размером в поперечнике от 5 мм до нескольких сантиметров окружены келифитовой оторочкой и замещаются гидротальки-том (манассеитом).
На этом месторождении были обнаружены также десилици-рованные плагиоклазитовые жилы с кордиеритом, андалузитом и коллекционным магнезиальным турмалином — дравитом. Непрозрачные призматические и конусовидные кристаллы желтовато-коричневого дравита достигают 35 см в длину и 4 см в поперечнике.
Гидротермальные месторождения
Большую декоративно-художественную и минералогическую ценность на месторождениях гидротермального генезиса представляют друзы горного хрусталя, аметиста, кальцита, флюорита, пирита, антимонита и многих других минералов. Этот коллекционный материал встречается преимущественно в минерализованных пустотах и может извлекаться попутно с добычей плавикового шпата, барита, оловянных, полиметаллических и других РУД-
Источниками декоративных коллекционных минералов могут быть все три класса гидротермальных месторождений, выделяемых В. И. Смирновым,— плутоногенные, вулканогенные и теле-термальные.
Плутоногенные месторождения
Среди разнообразных месторождений этой группы коллекционный материал часто встречается в беэрудных хрусталеносных и рудоносных кварцевых жилах. В этом отношении интересными могут быть также некоторые баритовые и флюоритовые месторождения, ряд месторождений сульфидных руд, локализованных в карбонатных породах.
Безрудпые хрусталеносные жилы в СССР известны на Урале, в Якутии, на Памире и в Центральном Казахстане. Для них характерно наличие хрусталеносных полостей, содержащих кристаллы и коллекционные друзы кварца.
Условия образования и особенности строения безрудных хрусталеносных жил достаточно детально освещены в геологической литературе [15, 12 и др.]. Все они несут черты гидротермальных образований, имеющих парагенетическую связь с определенными магматическими и метаморфическими комплексами. Вмещающие породы обычно представлены кварцитами, кварцево-слюдистыми сланцами, метавулканитами. Отмечается разновременность формирования самой жилы (гидротермальная стадия — ранняя) и хрусталеносных гнезд (метаморфогенная «альпийская» стадия — поздняя). Хрусталеносные полости могут быть остаточными, тектоническими или возникшими в результате растворения. К наиболее распространенным и практически важным относятся полости тектонического происхождения, в той или иной мере расширенные за счет растворения. Размеры полостей достигают нескольких десятков, а иногда первых сотен кубических метров. Они обычно приурочены к участкам выклинивания и резкого увеличения мощности кварцевых жил, местам ответвления апофиз (рис. 15). В морфологическом отношении наиболее продуктивны кварцевые жилы неправильной формы и штокверки.
Своеобразным типом хрусталеносных полостей являются минерализованные трещины, представляющие собой уплощенные хрусталеносные полости, почти полностью лишенные жильного кварцц и пространственно часто не связанные с кварцевыми жилами. Минерализованные трещины можно рассматривать как самостоятельные проявления «альпийской» стадии минералообразования. Они так же, как и полости кварцевых жил, содержат хорошо ограненные кристаллы и друзы бесцветного горного хрусталя и дымчатого кварца, изредка цитрина и аметиста, ассоциирующих с рутилом, брукитом, анатазом, кальцитом, сидеритом, альбитом, адуляром, эпидотом, серицитом, хлоритом, каолинитом и другими минералами. 158
Рис. 15. Структурное положение хрусталеносных гнезд:
а — в лежачем на боку секущей кварцевой жилы, б — на ее выклинивании, в — в деформированной дайке диабаза, г — секущая минерализованная трещина в сланцах. По А. Е. Карякину и В. А. Смирновой:
J— кварцево-слюдистые сланцы; 2— кварцитовидный песчаник; 3— жильный кварц; 4— диабаз; 5— зона гидротермального изменения пород; 6— хлоритовая «сыпучка»; 7— хрусталеносные полости; S— зоны рассланцевания
Вблизи минерализованных полостей интенсивно проявлены процессы гидротермального изменения вмещающих пород, выражающиеся преимущественно в хлоритизации последних и выщелачивании кварца, реже в альбитизации, карбонатизации и эпидотизации. Температура кристаллизации горного хрусталя в минерализованных полостях, установленная по газово-жидким включениям, варьировала от 120 до 300°С (редко больше), давление в процессе минералообразования составляло первые десятки мегапаскалей.
Коллекционный материал безрудных хрусталеносных жил может быть представлен следующими минеральными образованиями:
1) кристаллами кварца, их сростками, щетками, друзами;
2) кристаллами горного хрусталя с включением других минералов;
3) кристаллами, друзами, щетками, сростками и агрегатами минералов — спутников кварца альпийского парагенезиса (адуляр, гематит, аксинит, кальцит и др.).
Первый вид коллекционного минерала отбирается как попутный компонент практически на всех месторождениях пьезооптического кварца. Эффектным коллекционным материалом являются кристаллы кварца с так называемыми «голубыми лучами». Большой интерес представляют уплощенно-изогнутые мозаичные кристаллы кварца с «белой полосой», с зеркальными радужными трещинами и скелетные кристаллы с хорошо развитыми допол-
нительными гранями. Интересны и редкие длинностолбчатые кристаллы горного хрусталя со скипетровидными ромбоэдрическими образованиями аметиста. Такие кристаллы появляются на заключительных этапах хрусталеобразования в условиях низких температур, при которых растворимость кремнезема в слабощелочных растворах минимальна.
Самым популярным и ценным коллекционным материалом хрустале нос ных жил, безусловно, являются друзы водяно-прозрачного и дымчатого горного хрусталя от небольших — «кабинетных» до уникальных — музейных с массой отдельных кристаллов в несколько десятков килограммов. Различаются друзы, состоящие из одинаково или разнообразно ориентированных кристаллов, относящихся к одной или нескольким генерациям и зарождениям. Однако каждой друзе присущи индивидуальные особенности, что важно для коллекционирования.
Коллекционный материал второго вида в зависимости от формы и характера распределения включений в кварце разделяют на следующие разновидности:
1. Кварц-«волосатик» — кристаллы горного хрусталя с игольчатыми и волокнистыми включениями рутила, турмалина, актинолита (так называемые «стрелы Амура» и «волосы Венеры»). Включения распределяются либо неравномерно, часто пучками, либо пронизывают весь объем кристалла.
2. «Пейзажный» кварц — горный хрусталь с неравномерно расположенными групповыми включениями серицита и хлорита, кристаллизовавшимися на стенках трещин в виде дендритоподобных агрегатов и затем захваченными растущим кристаллом кварца; при этом возникают объемные картины, напоминающие зимнюю тайгу, болотистую местность и т. п. Уплощенные кварцевые образования такого рода наиболее характерны для минерализованных трещин в зеленых сланцах и диабазах.
3. Зональный кварц (кристаллы фантомы), в котором по зонам роста наблюдаются присыпки пирита, серицита, парагонита, хлорита и других минералов, а также зоны развития газово-жидких включений.
4. Кристаллы кварца с крупными единичными включениями минералов-спутников — сфена, эпидота, пирита и др. Размеры подобных включений 0,5—1,5 см и более.
Некоторые месторождения кварца с минеральными включениями, особенно с иголками медно-красного и золотистого рутила, могут быть объектами специальной отработки, например Челн-Из на Приполярном Урале. По данным А. А. Кораго, на этом месторождении выделяется ряд минерализованных кварцево-жильных зон длиной 30—60 м при мощности 2—6 м, согласно
ных со сланцеватостью хлорит-кварцевых сланцев хобеинской свиты. Их ограничивают поперечные разломы, образующие вместе с согласными нарушениями систему ромбовидных блоков. Сланцы пересечены дайками габбродиабазов.
Хрусталеносные полости-гнезда встречаются как в кварцевых жилах, так и в минерализованных трещинах. Полости выполнены темно-зеленым хлоритом и кристаллами кварца. В их верхних частях кристаллы нарастают на жильный кварц. Здесь на кварцевом основании отмечаются наиболее крупные индивиды и друзы кварца. В средних и нижних частях полостей кристаллы кварца покрыты хлоритовой рубашкой и насыщены включениями золотисто-желтого, реже медно-красного рутила, слагающего обычно параллельно-шестоватые агрегаты. Окраска горного хрусталя меняется от бесцветной до светло-дымчатой. Кварц этого месторождения очень декоративен и представляет собой прекрасный коллекционный материал.
По мнению А. А. Кораго, титан, вошедший в состав рутила, высвобождался из силикатов боковых пород под воздействием существенно хлоридных растворов с невысоким содержанием щелочей. Вероятно, это является специфической особенностью формирования рутила, впоследствии захваченного кристаллами кварца.
Третий вид коллекционного материала — декоративные минералы-спутники кварца — наиболее характерен для минерализованных трещин. Особенно интересны крупные, хорошо образованные кристаллы и друзы адуляра, «железные розы» гематита, кристаллы, сростки и друзы аксинита, спутанно-волокнистые, игольчатые и столбчатые агрегаты актинолита. Минеральный состав хрусталеносных трещин зависит от химизма боковых пород. Так, в породах, бедных кремнеземом, но богатых цветными минералами (диориты, диабазы) спутниками горного хрусталя являются хлорит, сидерит, актинолит, аксинит и эпидот; в гранитах, кварцитах, песчаниках, кварцево-слюдистых сланцах — серицит, альбит, адуляр и каолинит, а в карбонатных породах — кальцит, сидерит и актинолит.
Всемирной известностью пользуются коллекции указанных минералов из Альп, главным образом из Швейцарии (отсюда и возникло само название — «альпийские жилы). В частности, такое происхождение имеют лучшие в мире образцы анатаза — желтовато-коричневые дипирамидальные кристаллы из долины Бипн в Швейцарии, а также великолепные кристаллы сфена, рутила, адуляра, гематита и других минералов, экспонирующиеся во всех крупных музеях.
С хрусталеносными кварцевыми жилами могут быть также
6-1313
связаны скопления ювелирного и друзового аметиста. Примером может служить месторождение Хасаварка на Приполярном Урале. По данным В. В. Буканова [4], аметист приурочен к протяженным зонам минерализованных трещин, пересекающих протерозойские кварц-хлоритовые и кварц-слюдистые сланцы и залегающие в них хрусталеносные кварцевые жилы. Скопления аметиста встречаются в щелевидных полостях-гнездах в местах пересечения трещин с пологими кварцевыми жилами. Кристаллы и друзы аметиста обычно располагаются на стенках полостей, иногда оторваны от них и заключены в глинистую массу, заполняющую полости. Наиболее декоративны скипетровидные кристаллы длиной 5—10 см и шириной 3—8 см. Многие кристаллы вследствие слабой и неравномерной окраски непригодны для ювелирных целей, но могут быть использованы как коллекционный материал.
Среди рудоносных кварцевых жил для добычи коллекционного материала наиболее перспективны жилы, возникшие при выполнении кварцем тектонических трещин и содержащие минерализованные остаточные пустоты (реже полости растворения) с друзами кварца, кальцита, анкерита и различных рудных минералов. Остаточные пустоты расположены преимущественно вдоль центрального шва жил, главным образом в их раздувах; размеры их, как правило, относительно невелики. Вокруг полостей наблюдается зона шестоватых кристаллов кварца, переходящих в зернистый материал жильного выполнения. Друзовые агрегаты в подобных жилах обычно значительно уступают аналогичным образованиям безрудных хрусталеноспых кварцевых жил по размерам, степени прозрачности и разнообразию облика кристаллов кварца. Значение их определяется в основном наличием и совершенством форм рудных минералов: пирита, гематита, магнетита, вольфрамита и др. Рудоносные кварцевые жилы с декоративными минералами могут относиться к различным рудным формациям.
На Березовском золоторудном месторождении на Урале пустоты с кристаллами кварца и пирита встречаются в жилах кварц-золото-колчеданной формации, залегающих в палеозойских зеленокаменных породах («красичные» жилы) и дайках гранит-порфиров (поперечные лестничные жилы). Рудные жилы сложены грубозернистым и шестоватым жильным кварцем с многочисленными, расположенными обычно в центре жил пустотами размером в поперечнике 30—40 см и более. Пустоты инкрустированы кристаллами горного хрусталя размером от 1 до 12 см и сульфидов, образующих друзы и щетки. Весьма декоративны сростки кристаллов кварца с рудными минералами.
Кристаллы пирита в пустотах встречаются в виде хорошо образованных кубов с характерной грубой комбинационной штриховкой на гранях. Размеры их в поперечнике варьируют от 1 мм до 6—7 см. Мелкие кристаллы нарастают на крупные, возникают скопления причудливой формы. Иногда такие друзы представлены только одними беспорядочно сросшимися кристаллами пирита, но чаще на кристаллы пирита нарастают агрегаты галенита и тетраэдрита.
Разнообразные коллекционные минералы характерны для кварц-касситерит-вольфрамитовых месторождений Иультинского рудного поля в Чукотском автономном округе. Рудные тела представлены крутыми кварцевыми жилами, содержащими главным образом мусковит, вольфрамит и касситерит. Жилы залегают в песчано-сланцевьгх породах пермо-триаса в кровле позднемелового Иультинского гранитного массива. Протяженность большинства жил не превышает 150 м. Выделяется несколько стадий минерализации: грейзеновая топаз-мусковитая, альбитовая, кварцеворудная и карбонатно-флюоритовая.
В рудных телах присутствуют друзовые полости размером от (1 — 3)Х5 см до (0,3—0,5)Х1,5 м, форма их обычно удлиненная, реже изометричная. Стенки полостей покрыты кристаллами кварца, шеелита, касситерита, пирита, флюорита и кальцита, изредка акцессорного берилла (фото 56) и топаза. Минерализованные полости локализованы обычно в раздувах жил и встречаются преимущественно на участках, обедненных рудными компонентами.
Кристаллы кварца в полостях имеют длину от 2 до 30 см и ширину от 1 до 10 см, часто они собраны в небольшие друзы. Флюорит представлен друзами кубических кристаллов размером 1 —1,5 см. Шеелит наблюдается в виде полупрозрачных дипи-рамидальных кристаллов размером 1—2 см, изредка отмечаются индивиды размером по длинной оси до 7 см. Касситерит в друзовых полостях встречается в виде одиночных кристаллов размером до 2X3 см (реже 4X6 см) или их сростков. Облик кристаллов призматический, короткостолбчатый, нередки коленчатые двойники. Коллекционным материалом могут также служить рудные штуфы — сростки крупных толстотаблитчатых кристаллов вольфрамита ранней генерации с крупнозернистым кварцем, образующих скопления размером в поперечнике до 80 см.
Друзовые полости с коллекционными минералами встречаются и на месторождениях плавикового шпата, представленных гидротермальными жилами флюорита. В этом случае интересны главным образом друзы и сростки кристаллов прозрачно
го и полупрозрачного флюорита и гораздо реже обособления его минералов-спутников: кальцита, сульфидов, барита. Однако следует отметить, что такие месторождения отнесены авторами к плутоногенным весьма условно, так как некоторые из них не имеют видимой связи с интрузивами и могут рассматриваться как вулканогенные или телетермальные образования.
Большой популярностью в нашей стране пользуется коллекционный материал флюоритовых месторождений Забайкалья, относящихся к кварц-флюоритовой формации. Одно из них — месторождение Абагатуй — представлено рядом флюоритовых жил северо-западного простирания, прорывающих верхнеюрские андезиты и андезитобазальты. Жилы имеют крутые утлы падения; наиболее крупные из них прослеживаются на расстояние до 1 км при мощности в раздувах до 4 м. Они обычно осложнены многочисленными разветвлениями и апофизами. По мнению А.А. Ивановой [13], характерной особенностью жил является симметрично-зональное строение и наличие в осевой части относительно крупных (иногда до 10 м по падению) щслсвидных полостей. В краевых частях жил, особенно в лежачем боку, наблюдается брекчия боковых пород, сцементированная флюоритом, далее к центру развита зона полосчатого крупнозернистого флюорита, иногда чередующегося с прослоями смешанною кварц-флюоритового или кальцит-флюоритового состава. Вдоль центрального шва жил расположены остаточные узкие полости с друзовыми агрегатами флюорита, кальцита и барита, а также с колломорфными выделениями фарфоровидного флюорита, манга-нокальцита и глинистыми минералами (рис. 16).
Друзовый флюорит представлен крупнокристаллическими щетками, в которых каждый индивид заканчивается тремя в равной мере развитыми гранями куба размером по ребру 2 -3 см. Цвет флюорита зеленый, фиолетовый, розовый, синий, дымчатобурый.» Из Сахалинской жилы этого месторождения получают красивые друзы призматических кристаллов и изредка сложные сростки таблитчатых и мелкопризматических кристаллов барита.
Более разнообразна друзовая минерализация на жильных месторождениях сульфидно-кварц-флюоритовой формации. Так, на месторождении Могов в Таджикистане из щелевидных полостей во флюоритовых жилах, залегающих в палеозойских порфировидных гранитах Южно-Варзобского комплекса, извлекались эффектные друзы флюорита с халькопиритом и пиритом. Объем крупных полостей на рудном теле Новом достигал 10 м3, в среднем составлял 3,5 м3. На месторождении нередко встречались друзы с площадью основания 0,5 — 1,0 м\ в которых кубические кристаллы бесцветного, зеленого и фиолетового флю-
Рис. 16. Схема зонального строения одной из флюоритовых жил месторождения Абагатуй (Восточное Забайкалье). По В. С. Кормилицыну: 1 — андезит; 2 — брекчия андезита с флюоритоиым цементом; 3 — полосчатый крупнокристаллический флюорит; 4— пластинчатый машаиокальцит; 5— мине-рализооанная остаточная полость
орита имели размеры по ребру от 2 до 20 см, а кристаллы пирита — 1 —3 см.
Хорошие коллекционные друзы сульфидов (галенит, сфалерит, арсенопирит и др.), а также сопровождающих их кальцита, флюорита и других минералов отмечаются на гидротермальных (гидротермально-метасоматических) полиметаллических месторождениях в карбонатных породах. Это обусловлено развитием на таких месторождениях минерализованных пустот в основном тектоно-карстового происхождения, вмещающих минералы как
главных рудных, так и заключительных, самых низкотемпературных стадий гидротермального процесса.
В качестве примера можно рассмотреть полиметаллические месторождения Нерчинской группы в Восточном Забайкалье.
на Благодатском месторождении оруденение локализовано среди доломитов и доломитовых известняков быстринской свиты нижнего кембрия, подстилающихся и перекрытых сланцами. Жило- и трубообразные тела сложены в основном галенитом, сфалеритом, пиритом, арсенопиритом и станнином, кварцем и доломитом. В качестве декоративного коллекционного материала используются звездчато-лучистые агрегаты антимонита и крупнокристаллический пирит. Кристаллы антимонита, характеризующиеся сильным металлическим блеском, покрывают поверхность доломитовых известняков, образуя красивые розетки диаметром от долей сантиметра до нескольких сантиметров. Пирит встречается в минерализованных пустотах в виде сростков хорошо ограненных кубических кристаллов размером по ребру до 3 см.
Широко проявлены минерализованные пустоты с коллекционными минералами и на однотипном Савинском месторождении. Здесь различают тектонические полости отслоения, возникавшие вдоль контакта известняков со сланцами и в складках волочения, а также полости гидротермального растворения в известняках, объем которых достигает десятков кубических метров. Кроме сульфидов в полостях присутствуют пострудные сравнительно низкотемпературные минералы: анкерит, сидерит, доломит, кальцит, флюорит и цеолиты (гейландит). Эти минералы, слагающие декоративные друзы и щетки, представляют наибольший интерес.
Отметим, что к рассматриваемому типу относится знаменитое у минералогов всего мира уникальное месторождение полиметаллических руд и коллекционных минералов Цумеб в Намибии. Рудная «труба», имеющая сложное внутреннее строение, пересекает доломитовую толщу позднедокембрийской системы Отави. В пределах рудного тела выделяются краевая зона массивных руд, минерализованные брекчии и внутреннее так называемое «псевдоаплитовое» тело с вкрапленным и прожилко-вым оруденением. Главными первичными рудными минералами являются сульфиды и мышьяковые тиосоли: галенит, сфалерит, теннантит, халькозин, борнит, энаргит и др. Всего на месторождении выявлено более 200 минералов, в том числе около 40 редких, характерных только для Цумеба.
Многие минералы, особенно кристаллизовавшиеся в пустотах среди руд и боковых пород, обладают совершенной огранкой,
большими для своего минерального вида размерами и относятся к раритетам лучших минералогических музейных коллекций. Таковы, например, образцы германита — Cue (Fe, Ge, Zn) (S, As)8, реньерита — CujFesfGe, Zn, Sn) (S, As)s, штромейерита — Cu Ag S, аламозита — Pb SiOj, меланотекита — PbaFeaSizOg, прозрачные кристаллы церуссита с игольчатыми включениями ярко-зеленого малахита и т. п.
Вулканогенные месторождения
Декоративные коллекционные минералы распространены главным образом на поствулканических месторождениях цеолит-халцедоновой формации.
Для эффузивов основного и умеренно основного состава весьма характерна низкотемпературная гидротермальная минерализация, представленная кальцитом, цеолитами, халцедоном (агатом), кварцем (аметистом) и рядом других минералов. Она формируется в хорошо проницаемых для гидротерм пористых витробазальтах, шаровых лавах, а также в зонах трещиноватости и дробления лав. Подобная поствулканическая минерализация относится к фации малых глубин и не встречается в современных или молодых четвертичных эффузивах, еще не погребенных под вулканогенно-осадочными отложениями.
Минерализация развивалась в полостях — трещинах и первичных пустотах эффузивных пород, в связи с чем основная масса выделившегося минерального вещества представлена минералами свободной кристаллизации. Это обстоятельство и определяет их значение в качестве коллекционного материала. Продуктивными в эффузивных породах могут быть контракционные трещины отдельности, первичные газовые пустоты и полости вытекания, межшаровые пространства лав и трещины коробления поверхности покровов. Протоэффузивные структуры часто осложнены наложенным дроблением и выщелачиванием пород. Размеры полостей в поперечнике варьируют от нескольких сантиметров до нескольких метров, форма их преимущественно овальная или караваеобразная. Участки с повышенной концентрацией минерализованных пустот наблюдаются в виде протяженных минерализованных зон, согласных с залеганием лавовых покровов. В эффузивах кислого состава важную роль играют горизонты развития своеобразных округлых пустот — литофиз. В субвулканических и туфогенных породах основными структурами, контролирующими размещение гидротермальной минерализации, являются зоны тектонической трещиноватости и разрывы кальдерного проседания.
К главным коллекционным материалам рассматриваемых поствулканических месторождений относятся кристаллы и друзы разнообразных цеолитов (натролит, гейландит, десмин, анальцим, шабазит, морденит и др.), апофиллита, пренита, селадонита, кальцита, халцедона (агата), аметиста.
Богатая цеолитовая минерализация связана с трапповой формацией Сибирской платформы. Великолепные образцы цеолитов — десмина, гейландита и анальцима — обнаружены в шаровых лавах у р. Нидым в бассейне среднего течения р. Нижней Тунгуски (Эвенкия). В эффузивной толще, принадлежащей к нидымской свите нижнего триаса, в основании первого и третьего базальтовых покровов наблюдаются необычайно мощные горизонты шаровых лав. У подошвы они состоят из уплощенных базальтовых «подушек», которые выше разделяются на многочисленные сфероиды, погруженные в минерализованную тахилитовую дресву (рис. 17).
Цеолиты, кальцит, халцедон цементируют тахилитовые обломки и образуют гнездовые скопления в пустотах на стыках сфероидов. На участках с особенно большой мощностью шаровых лав выявлена вертикальная зональность цеолитовой минерализации: преобладающий в основании покрова морденит постепенно сменяется вверх по разрезу десмином, а последний,
О 1 2 3 4м
I__1—1_____I——J
ЕЗ/ ЁИЦз ЕЗ*
Рис. 17. Строение горизонта минерализованной шаровой лавы (зарисовка забоя карьера). По Д. А. Золотареву:
1— базальт; 2— туфопесчаник; 3— мелкообломочный минерализованным тахилит; прожилки и оторочки цеолитов; 5— монтмориллонитовая глина; б— кристаллы кальцита
в свою очередь,— гейландитом и томсонитом, Кроме цеолитов, широко распространены кальцит, апофиллит, анальцим, ломонтит, голубоватый халцедон, а также глинистые минералы группы монтмориллонита и гидрослюд (сапонит, селадонит).
Как коллекционный материал наибольшую ценность представляют великолепные друзы снежно-белых, розоватых и оранжевых сноповидных агрегатов десмина. Очень красивы крупные (10—15 см) ромбовидно-таблитчатые кристаллы гейландита с блестящими перламутровыми гранями, молочно-белые, иногда полупрозрачные тетрагонтриоктаэдры анальцима размером в поперечнике до 10 см, почковидные жеоды зеленого пренита, хорошо ограненные ромбоэдрические и скаленоэдрические кристаллы исландского шпата. Оригинальным коллекционным материалом являются спайные ромбоэдры исландского шпата с тончайшими механическими двойниками по (0111), создающими радужную световую игру, а также с игольчатыми и спутанно-волокнистыми включениями морденита.
Коллекционные цеолиты и апофиллит известны и в меловых — палеогеновых вулканических формациях Малого Кавказа. Так, в Грузии в андезитобазальтовых шаровых лавах по р. Ура-вели встречаются красивые друзы таблитчатых кристаллов ярко-голубого апофиллита, собранных в розетки и ассоциирующих с розовым гейландитом и десмином. На этом месторождении отмечаются и необычные по форме выделения гигантокристаллического арагонита.
За рубежом аналогичные коллекционные образцы цеолитов и сопутствующих минералов (кальцит, халцедон, апофиллит, гиролит, пренит, бабингтонит и др.) в большом количестве добываются в траппах Декана вблизи Бомбея и Пуны (шт. Махараштра, Индия).
В массивных лавовых покровах доминирует кварцевая, преимущественно халцедоновая, поствулканическая минерализация; цеолиты и кальцит пользуются резко подчиненным распространением. Миндалекаменные горизонты базальтовых и андезитовых лав и связанные с ними россыпи служат источником технического, ювелирно-поделочного и коллекционного агата. Крупные агатовые миндалины могут иметь внутреннюю остаточную полость, покрытую щетками кристаллов бесцветного кварца или аметиста. Такие жеоды очень декоративны и высоко ценятся коллекционерами.
Прекрасный коллекционный материал добывался на Идже-ванском агатовом месторождении в Арменчи. Интенсивное развитие агатовой минерализации наблюдается в останцах покрова или силла черных стекловатых андезитобазальтов среди туфо-
песчаников верхнего мела и сильно измененных, превращенных в монтмориллонитовую глину вулканических пород (рис. 18). Агаты слагают сферические, несколько сплюснутые миндалины диаметром от 1 до 40 см и короткие прожилки мощностью от 2 до 20 см. Цвет агата синевато-серый, рисунок тонкополосчатый концентрический, очень четкий. Встречается декоративный моховой агат с причудливыми включениями зеленого хлорита и пестроцветными дендритами гидроксидов железа. Это месторождение знаменито великолепными жеодами, сложенными контрастно-полосчатым агатом и щетками густо окрашенных ромбоэдрических кристаллов аметиста с размером индивидов до 2 см. Иногда в таких жеодах присутствуют хорошо ограненные скаленоэдрические кристаллы кальцита.
Рис. 18. Схема геологического строения Иджеванского месторождения агата (Армения). По С. X. Мирояну и др.:
1— туфопесчаник; 2—3— порфирит: 2— серый андезитовый, 3— агатоносный черный: 4— монтмориллонитовые аргиллизиты; 5— контуры участков, обогащенных а:атом
На некоторых месторождениях Бразилии и Уругвая, приуро ценных к трапповой формации, встречаются агатовые жеоды, внутренняя часть которых заполнена жидкостью — остатком минералообразующего раствора. Такие обособления, которые имеют специальное название «энгидрос» и могут быть размером от горошины до куриного яйца, с полупрозрачными стенками, позволяющими видеть подвижный газовый пузырек, весьма оригинальны и высоко ценятся.
Как коллекционные и сувенирные образцы интересны приуроченные к кислым вулканическим породам своеобразные округлые агатовые стяжения, называемые за рубежом «громовыми яйцами». Подобные образования в нашей стране известны на Магнитогорском месторождении на Урале; они локализуются в миндалекаменных трахилипаритах кизильской свиты среднего карбона, вблизи их контакта с межпластовой дайкой (?) стекловатых риодацитов [11].
Агатовые обособления концентрируются в параллельных прослоях среди глинистой массы коры выветривания трахирио-лита, соответствующих зонам развития первичных газовых пустот в лавах (рис. 19). Внутреннее строение обособлений весьма своеобразно: они имеют довольно толстую (до 3 см) желтовато-серую корку из окремненного липарита, внутри которой находится жеода звездчатой формы, выполненная агатом. В центре иногда наблюдается полое пространство, частично или целиком заполненное молочно-белым кристаллическим кварцем. Образцы агата Магнитогорского месторождения, разрезанные поперек вместе с «рубашкой» окремненной породы, выглядят очень привлекательно благодаря необычной форме агатового ядра.
Гораздо реже халцедона на поствулканических гидротермальных месторождениях встречается опал, тем более его благородные разновидности. Последние вместе с обыкновенным опалом выполняют поры и мелкие трещинки в эффузивных породах разного состава и их туфах, иногда образуют псевдоморфозы по обломкам древесины. Вследствие небольших размеров выделений и трещиноватости гидротермальный опал почти не используется как ювелирное сырье, но представляет собой прекрасный коллекционный материал. Такие месторождения известны в мезо-кай-нозойских вулканических формациях Карпат — Либанка в Чехословакии,— а также в Австрии, Бразилии, Мексике и США [17].
С вулканогенными породами могут быть связаны месторождения аметиста, содержащие коллекционные кристаллы и друзы. На месторождении Кедон, находящемся на Северо-Востоке СССР, скопления аметиста обнаружены в девонской вулканоген-
Рис. 19. Строение агатоносной зоны в трахириолитах. Магнитогорское месторождение, Урал (развертка стенок шурфа). По В. А. Митрофанову: 1— глина; 2— щебеночно-песчаные делювиальные отложения; 3—4— риолиты: 3— миндалекамепные с флюидадьной текстурой, 4— интенсивно выветрелые; 5—6 —зоны развития: 5— небольших агатовых миндалин, обохремные, б— крупных миндалин d окремненной корке; 7— риодацит
ной толще, сложенной риолитовыми игнимбритами, туфами, сферолитовыми и пузырчатыми лавами прижерловой фации (рис. 20).
По данным А. X. Хакимова и Г. П. Пацкевича [33], аметистовая минерализация приурочена к участкам развития пологих тектонических трещин отрыва и оперяющих их полостей выщелачивания в потоках риолитов (рис. 21). Форма полостей — шеле-, линзовидная и трубообразная, размер их в наибольшем измерении от 0,3 до 2 м. Стенки полостей покрыты обособленными кристаллами, реже друзами горного хрусталя и аметиста. Длина кристаллов от 2—3 до 5—7 см. Большинство из них имеет скипетровидную форму, иногда отмечаются двуглавые кристаллы, 172
И? ^2 Qj £7^ EZ35” Е=3^
Рис, 20. Схема геологического строения района Кедонского месторо;
ния аметиста (Северо-Восток СССР). По Г. П. Пацкевичу:
I— аллювиальные отложения; 2—3— вулканические комплексы: 2— поздний — риолитовые игпимбриты, лавы и туфы, J— ранний — туфы, фельзиты, андезиты; 4- палеозойские субвулкапическис породы; 5— мезозойские интрузивные породы — граиит-порфиры. габбродиориты: 6 — разрывные нарушен» ; 7 аметисто-носные зоны
ESP |СТ]2 [233 1^1» В Р^]б |ё>
Рис. 21. Схема геологического строения аметистоносной зоны (а) иодной из минерализованных полостей (б) Кедонского месторождения. По Г. П. Пацкевичу:
1 — риолит флюидальной текстуры; 2—минерализованные полости растворения; 3 — зоны каолинизации и серицитизации риолита; 4 — гребенчатый бесцветный кварц; 5— кристаллы аметиста и кальцита; 6— гидроксиды железа, примазки гидрослюды и карбоната; 7— каолиновая 1липа
а также двойниковые (по японскому закону) сростки. Встречаются кристаллы уплощенного габитуса. Редкой разновидностью являются фантом-кристаллы, внутри которых по зеркальному блеску фиксируются ромбоэдры, параллельные внешним граням доросшего кристалла.
Следует упомянуть и о редких минеральных ассоциациях в эффузивах. Широкой известностью за рубежом у минералогов и коллекционеров пользуются, например, образцы уникального ярко-красного берилла и хорошо ограненные прозрачные кристаллы топаза из риолитов хребта Томас Рейндж на западе шт. Юта в США. Эти минералы кристаллизуются в крупных сферических пустотах-литофизах и трещинах риолитов вместе с гранатом (спессартином), биксбитом, псевдобрукитом, гематитом, кварцем, опалом — ассоциация, безусловно, весьма экзотическая для вулканических пород.
Телетермальные месторождения
Среди телетермальных месторождений источниками декоративного коллекционного материала могут являться аметистоносные минерализованные трещины и зоны выщелачивания в кварцитах и кварцитовидных песчаниках, а также низкотемпературные сульфидные месторождения, локализованные в карбонатных породах, для которых характерны внутри- и послерудные разрывные нарушения и интенсивные процессы растворения вмещающих пород.
К первому типу в СССР может быть отнесено месторождение поделочных и коллекционных аметистовых щеток Мыс Корабль на Кольском полуострове, в районе которого развиты палеозойские красноцветные песчаники и алевролиты. В зоне тектонического нарушения сбросового типа песчаники брекчи-рованы и содержат многочисленные прожилки кварца и пустоты выщелачивания. Форма прожилков и пустот неправильная, стенки пустот покрыты щетками кристаллов горного хрусталя и аметиста, иногда с баритом. Кристаллы аметиста в щетках имеют размеры от 1 до 5 мм, окраска их меняется от светло-сиреневой у основания до густо-фиолетовой с дымчатым оттенком к вершине (фото 57). В аметисте встречаются игольчатые включения гетита. Площадь щеток составляет оъ нескольких квадратных сантиметров до 2 дм2 (иногда и более).
Коллекционным материалом на телетермальных сульфидных месторождениях, приуроченных к карбонатным породам, служат как рудные, так и нерудные минералы, главным образом антимонит, киноварь, реальгар, аурипигмент и кальцит. Богаты декора-174
тивными минералами сурьмяно-ртутные и мышьяковые месторождения Средней Азии (Кадамжай, Хайдаркан, Джижикрут, Чаувай) и Закавказья (Лухумское).
На сурьмяном месторождении Кадамжай оруденение локализовано среди межформационных роговиково-джаспероидных брекчий, развитых вдоль контакта нижнекарбоновых известняков с надвинутыми на них девонскими сланцами. Брекчии состоят из угловатых обломков окремненных сланцев и известняков, сцементированных белым гребенчатым кварцем и антимонитом. Интерес в качестве коллекционного материала на месторождении представляют скопления кристаллов антимонита, отлаявшегося на стенках зияющих тектонических трещин и пустот в рудной брекчии. Наиболее крупные минерализованные пустоты отмечаются в участках пересечения трещин.
Антимонит в пустотах образует крупные столбчатые или тонкие игольчатые кристаллы. Наиболее ценным коллекционным материалом являются друзы призматических кристаллов антимонита длиной до 25 см, ассоциирующих с мелкокристаллическим кварцем, таблитчатым баритом, скаленоэдрическим кальцитом и кубическим флюоритом. Лучший материал, похожий на знаменитые образцы месторождения Ишинокава (о. Сикоку, Япония), находят в остаточных полостях в раздувах кварцевых жил, пересекающих брекчии.
На однотипном сурьмяно-ртутном месторождении Хайдаркан известняки нижнего карбона, вмещающие рудоносную джаспе-роидную брекчию, интенсивно закарстованы. Процесс карсто-образования в основном был связан с пострудными тектоническими нарушениями, вследствие чего в минерализации карстовых пустот участвуют преимущественно карбонаты — арагонит и кальцит. Наибольшим распространением пользуются щелевидные карстовые полости, иногда сменяющиеся пещерами длиной 50 м и более при ширине до 25 м и высоте 3—7 м. Полости, сформировавшиеся за счет растворения крупных обломков известняка, встречаются и в краевых частях джаспероидной брекчии (рис. 22).
Коллекционные минералы карстовых полостей представлены своеобразными натечными ветвистыми гроздевидными и тому подобными агрегатами кальцит-арагонитового состава, «каменными цветками»— антодитами и геликтитами. Особенно декоративны снежно-белые кораллоподобные выделения кальцита с ветвями, покрытыми искрящимися прозрачными кристалликами арагонита, а также гроздевидные агрегаты этих минералов (фото 58). В крупных карстовых пещерах известны скопления декоративного мраморного оникса в виде сталактитов, сталагмитов 175
Рис. 22. Размещение минерализованных карстовых пустот в рудоносной зоне. Месторождение ' Хайдаркап, Киргизия (геологический план горизонта квершлага). По 5. Л. Точилину.
I— массивный известняк; 2—джаспероидная брекчия с рудной минерализацией; J— карстовые пустоты с натечной арагонит-кальцитовой минерализацией; 4— тектонические нарушения t крутыми углами падения; 5— пологие трещины; б - подземная горная выработка
и придонных натеков мощностью 0,3—0,5 м. Мраморный оникс, судя по данным изучения газово-жидких включений, формировался из горячих бикарбонатных вод при температурах до 140“ С. Выявлены также обособления более поздней стадии каль-цитообразования, возникшие в результате раскристаллизации геля.
На Лухумском месторождении мышьяка в Грузии в качестве коллекционного материала могут рассматриваться поздние рудные минералы, кристаллизовавшиеся в приоткрытых тектонических трещинах и пустотах выщелачивания. Здесь встречаются друзы хорошо ограненных кристаллов аурипигмента длиной от 0,5 до 5 см. Красиво выглядят также отдельные кристаллы этого минерала, нарастающие на друзы кварца, реальгара и антимонита. Интересны штуфы с вкраплениями ярко-желтого аурипигмента в темно-серой известковистой породе. Отмечаются также крупные почковидные выделения аурипигмента радиально-лучистого строения.
Ярко-красный реальгар образует мелкозернистые присыпки, палеты, корки и сплошные зернистые агрегаты. Значительно 176
реже в пустотах наблюдаются крупные (1—2 см) призматические кристаллы и красивые друзы реальгара в ассоциации с аурипигментом, изредка с антимонитом, пиритом, кварцем и кальцитом.
Метаморфогенные образования
Декоративным коллекционным материалом в метаморфогенных образованиях чаще всего являются крупные, красиво окрашенные кристаллобласты альмандина, сапфировидного корунда, кианита, ставролита и других минералов. Эта группа минералов характерна для средне- и высокотемпературных фаций метаморфизма: эпидот-амфиболитовой, амфиболитовой и гранулитовой.
Альмандин — обычный минерал горных пород, претерпевших региональный метаморфизм амфиболитовой фации. Декоративный крупнозернистый альмандин встречается главным образом в кристаллических сланцах силлиманит-альмандин-мусковитовой и силлиманит-альмандин-ортоклазовой субфаций.
На месторождении Китель в Карелии протерозойские силли-мапит-кварц-биотитовые плагиослапцы ладожской серии альман-диноносны в районе их контакта с плагиомикроклиновыми гранитами, гнейсогранитами и мигматитами (рис. 23).
Наибольшая концентрация и наиболее крупные кристаллы альмандина отмечаются в полосе шириной от 0,3 до 2,5 км, сложенной порфиробластическими кварц-биотитовыми сланцами с полевым шпатом, гранатом, силлиманитом, реже мусковитом. Альмандин представлен ромбододекаэдрическими кристаллами и их сростками. Цвет минерала от светло-малинового до темно-вишневого. Максимальные скопления граната приурочены к участкам распространения сильноплойчатых сланцев, обогащенных биотитом и силлиманитом. Здесь же развиваются и наиболее крупные, размером в поперечнике 5—7 см индивиды граната, также использующиеся как коллекционное сырье.
В районе другого хорошо изученного месторождения альмандина — Шуерецкого в Карелии — обнажены крупнозернистые гранат-дистен-биотитовые гнейсы и сланцы с прослоями и линзами гранатовых амфиболитов. Гигантозернистые гранатовые породы залегают в виде прослоев и линз среди амфиболитов или вдоль контакта их с гранат-биотитовыми гнейсами и гранат-био-титовыми кварцевыми сланцами. В этих гранатовых породах встречаются индивиды альмандина с прекрасно выраженными гранями ромбододекаэдра, размеры которых достигают 25 см. Многие кристаллы зональны: имеют темно-красную и розовую 177
|xx—xj 2
tv~—vH EZk FPRg Ш7
Puc. 23. Схема геологического строения месторождения альмандина Китель (Карелия). По Г. В. Макаровой:
/— филлиты, кпарц-бпотитоиые слаицы; 2— слюдистые кварциты, кварциты, биотит-кварцевыс сланцы; 3— порфиробластические кварц-биотитовые сланцы и плагиослапцы с гранатом и силлиманитом; 4—амфиболиты: 3— граниты рапакиви; 6—гнейео: ракиты и мигматиты; 7—участки концентрации крупнозернистого граната
оболочку; при этом красная окраска характерна для более железистых, а розовая — для более магнезиальных разностей граната.
По мнению Г. М. Друговой и других исследователей, образование гранатовых пород Шуерецкого месторождения связано с процессами прогрессивного регионального метаморфизма. Зональность гранатов в этих условиях проявляется как результат меняющегося состава метаморфогенных растворов (то более, то менее железистых), что указывает на значительную роль метасоматоза в период регионального метаморфизма. Крупные индивиды граната возникали в тектонических, более проницаемых зонах, благоприятных для образования гигантозернистых пород.
Заслуженной мировой известностью пользуются прекрас
ные образцы гранатов месторождения Форт-Врангель на Аляске в США, на котором развиты кварц-биотитовые сланцы с повышенными концентрациями альмандина, контактирующие с кварцевыми диоритами. В состав кварц-биотитовых сланцев, кроме граната, входят мусковит, ортоклаз и графит.
Кристаллы альмандина имеют темно-красный цвет, полупрозрачны и прозрачны, хорошо огранены. Размеры крупных кристаллов составляют 3—4 см. По мнению С. Бресслера, месторождение сформировалось в два этапа. Первоначально в процессе регионального метаморфизма возникли альмандин-содержащие кварц-биотитовые сланцы, затем под воздействием интрузии кварцевых диоритов в результате контактового метаморфизма сланцы на отдельных участках были перекристаллизованы, что привело к укрупнению первоначально мелкого граната.
Скопления относительно крупных и хорошо образованных кристаллов корунда чаще всего встречаются в роговообманковых гнейсах. В СССР месторождение подобного типа — Хит-Остров — известно в Карелии.
Источником корунда являются ставролит-гранат-биотит-роговообманковые гнейсы, которые подстилаются гранат-био-титовыми и кианит-гранат-биотитовыми гнейсами и перекрываются гранатовыми амфиболитами (рис. 24). Характерен постепенный переход подстилающих гнейсов к корундсодер-жащим породам. Количество корунда резко возрастает вблизи прослоев, секущих прожилков и жил существенно плагиокла-зового состава. По данным В. В. Буканова [5], участки концентрации корунда или корундоносные зоны имеют длину по простиранию от 15 до 60 м при мощности от 5 до 20 м. Такие корундоносные зоны ограничены разломами и выделяются в рельефе в виде приподнятых блоков высотой до 5 м.
Скопления коллекционного корунда локализуются в гнейсах на контакте с плагиоклазитами и реже в самих плагио-клазитах. Отмечается тесная ассоциация корунда с гранатом — родолитом, ставролитом, роговой обманкой, флогопитом и кианитом. Основная масса корунда представлена призматическими кристаллами размерами в длину 1—5 см и в поперечнике 0,5—3 см. Цвет минерала розовый различных оттенков. Заметно выражен дихроизм с изменением окраски от серовато-розовой до ярко-розовой и малиновой, В основном корунд непрозрачен и его чистые просвечивающие разности очень редки.
Коллекционному корунду с Хит-Острова присущи высокие декоративные качества. Достоинствами его считаются хорошая
Рис. 24. Схема геологического строения месторождения коллекционного корунда Хит-Остров (Карелия). По Ю. О. Липов-скому:
1- рыхлые отложения; 2- 5— гнейсы: 2— биотитоиыс, 3— инъекционные корунд-ставролит-гранат-биоют рогоаообманковые, 4 гранат-био-титооые, 5— кианит-гранат-биоти-товыс; б— амфиболиты: 7— кварц-гюлеиошпатовыс жилы и плаыю-клазиты; 8 корундоносные эоны;
9 тектонические нарушения: а — установленные, б —предполагаемые
форма и крупные размеры кристаллов, приятный розовый и фиолетовый цвет, а также заметно проявленный дихроизм. Наиболее декоративны образцы, где корунд заключен в белой массе плагиоклазита.
Эффектным и редким коллекционным материалом являются агрегаты сноповидных и лучистых кристаллов синего кианита, встречающиеся в оторочках кварцевых жил. Такие образова
ния, в частности, известны на месторождении кианита Кейвы на Кольском полуострове. По данным В. П. Якимова, кианитсодержащие кварцевые жилы залегают среди кианитовых, кианит-ставролитовых и биотит-ставролитовых сланцев верхнего архея. Образование жил связано с процессами кварцевого метасоматоза, происходившего под воздействием интрузий щелочных гранитов и сиенитов. Кварцевые жилы мощностью от 0,1 до 1,0 м прослеживаются по простиранию на расстояние до 50 м.
Жилы будинированы (рис. 25). Центральная часть будин
сложена дымчатым полупрозрачным катаклазированным зернистым кварцем с редкими включениями пластин и тонкочешуйчатых агрегатов биотита и светло-зеленого мусковита. Ближе к краевым частям будин в кварце появляются беспорядочно ориентированные вростки кристаллов кианита.
Рис. 25. Будинированная кианитсодержащая кварцевая жила месторождения Кейвы (Кольский полуостров). По В. П. Якимову.
/— двуслюдяиыс сланцы; 2— жильный ката клазирован ный кварц; .?— оторочки кианита
В призальбандовой зоне скопления кианита в виде парал-лельно-шестоватых, реже радиально-лучистых агрегатов образуют прерывистые оторочки мощностью от 5 до 20 см.
Кианит представлен идиобластическими удлиненными таблитчатыми, реже клиновидными кристаллами размером от 3 до 20 см по длинной оси при толщине от 2 мм до 1 см. Цвет кианита серовато- и небесно-голубой, васильково-синий, изредка темно-синий. Наиболее интересен материал из оторочек крупных будин — сноповидные, лучистые и параллель-но-шестоватые агрегаты кристаллов кианита с крупными зернами кварца, альбита и мелкими чешуйками биотита. Этот высокодекоративный материал легко отделяется от кварцевого субстрата.
Осадочные (эпигенетические) образования
Декоративный коллекционный материал наиболее часто встречается в осадочных залежах хемогенного и биохимического происхождения с интенсивно развитыми вторичными изменениями и новообразованиями минералов под влиянием гипергенных факторов. Он чаще всего представлен своеобразными друзами перекристаллизации в свободном пространстве. Пространство для формирования таких друз могло создаваться в результате тектонических подвижек или за счет растворения горных пород.
Друзы перекристаллизации известны в залежах самородной серы, целестина, каменной соли, гипса, железных руд и некоторых других полезных ископаемых. Они возникали в результате эпигенетических перегруппировок минерального 181
вещества, происходивших уже после отложения осадков. Кроме друз, щеток и отдельных кристаллов, наблюдаемых на стенках пустот и трещин, интерес представляют различные стяжения, желваки и особенно секреции, внутренние части которых выполнены хорошо ограненными кристаллами ряда минералов.
На Раздольском месторождении самородной серы в Львовской области коллекционный материал сконцентрирован в прослое известняков, залегающих среди гипсов и ангидритов. Известняки кавернозны, трещиноваты и закарстованы. Выделения серы в известняках представлены двумя разновидностями: 1) тонковкрапленной, рассеянной в виде мельчайших зерен в породе; 2) массивной скрытокристаллической, локализованной в виде гнезд, миндалевидных и округлых включений. Значительно реже встречается крупнокристаллическая сера, слагающая в ассоциации с крупнозернистым кальцитом и пластинчатым гипсом щетки на стенках трещин и полостей в известняке. Размеры отдельных кристаллов серы в таких друзах достигают 7 см. Эта разновидность серы является вторичной — перекристаллизованной. Образцы с ярко-желтыми кристаллами и гнездовидными скоплениями серы в сочетании с агрегатами прозрачных кристаллов гипса и кальцита очень декоративны и служат хорошим коллекционным материалом.
Аналогичны условия образования и локализации коллекционной серы на месторождении Шор-Су в Узбекистане. Серная минерализация развита в трещинах и пустотах осадочных пород, в разрезе которых прослеживаются известняки, мергели, глины и гипсы. Коллекционный материал представлен щетками мелких кристаллов желтой пластичной серы на стенках трещин в мергелях. Кроме мелкокристаллической серы, в полостях выщелачивания мергелей и известняков отмечаются небольшие (до 10 см в поперечнике) пустоты с тонкоигольчатым арагонитом и ромбоэдрическими кристаллами серы желтого, желтовато-бурого и даже черного — за счет примеси битумов — цвета. Размер кристаллов серы варьирует от нескольких миллиметров до 1,5 см.
В связи с процессами перекристаллизации в осадочных терригенно-карбонатных отложениях могут формироваться красивые коллекционные друзы и жеоды прозрачных кристаллов целестина. Большой популярностью пользуется коллекционный материал месторождения Бийнеу-Кыр, расположенного в Красноводской области Туркмении. По данным А. А. Сун-цева и Б. А. Точилина, продуктивная минерализация связана 182
Рис. 26. Схема геологического строения месторождения коллекционного целестина Бийнеу-Кыр (Туркмения). По А. А. Сунцеву и Б, А. То-чилину'.
1 — мергель; 2 — алевролит; 3 — песчаник; 4 — глины; 5 — известняк; 6 — целс-стннсодержащий пласт; 7— участки пласта с коллекционным целестином; д’— канавы, траншеи
Рис. 27. Строение прослоев целестина на месторождении Бипнеу-Кыр: J делювий; 2 — глины, песчанистые глины; 5 — мергель; 4 — алевролит; 5 — прослой целестина; 6 — секреции (жеоды) целестина
с песчано-глинистыми пестроцветными и карбонатными отложениями нижнего мела (рис. 26).
В нижней пестроцветной пачке преобладают отложения лагунных фаций. Разрез начинается с малиновых песчано-алевролитовых глин, содержащих гипс. Выше наблюдается частое переслаивание бурых и лиловых глин с прослоями серо-зеленых алевролитов и серых мелкозернистых песчаников с мергелями и доломитами, к которым приурочена целестиновая минерализация. Вторая — карбонатная — пачка целестина не содержит, в ее разрезе преобладают известняки и доломиты.
Пестроцветная пачка включает от одного до восьми прослоев целестина мощностью от 0,5 до 1,5 м; коллекционный целестин известен в двух из них (рис. 27). Верхний продуктивный прослой, прослеживающийся в плотном мергеле, сложен мономинеральным целестином. На отдельных участках в нем встречаются относительно крупные (длина 10—15 см и более) щелевидные пустоты, согласные с напластованием. Пустоты заполнены спутанно-кристаллическими массами целестина или коллекционными друзами, кристаллизовавшимися на их внутренних стенках. Цвет целестина меняется от белого непрозрачного у основания кристаллов до голубого и синего полупрозрачного или прозрачного у вершин.
Нижний продуктивный пласт представлен скоплениями секреций целестина среди мергеля и глинистых алевролитов. Форма секреций-жеод округлая, в разной степени уплощенная. Размеры их варьируют от нескольких сантиметров до 0,5 м в поперечнике. На стенках жеод внутри полостей крис-
таллы целестина свободного роста образуют красивые коллекционные друзы (фото 59). Размеры кристаллов в таких друзах в основном следующие: длина 0,5—1,5 см, ширина 0,1 — 0,3 см. Форма кристаллов длиннопризматическая, игольчатая, клиновидная, редко короткопризматическая, бипирамидаль-ная. Цвет целестина белый, оранжевый, ярко-красный, голубой. Внутренняя полость некоторых жеод бывает выполнена крупными (до 20 см в длину) пластинчатыми кристаллами прозрачного гипса.
Коллекционный материал, представленный друзами перекристаллизации, отбирают и на осадочных месторождениях каменной соли и гипса. На первых интересны различные по размерам друзы галита, встречающиеся в рапе соленосных толщ. Подобные друзы сросшихся полупрозрачных кубических кристаллов белого и желтоватого цвета размером по ребру 0,1 —10 см выглядят весьма привлекательно.
На осадочных месторождениях гипса роль коллекционного материала могут играть так называемые гипсовые розы. Подобные округлые агрегаты, состоящие из лепестковидных и столбчатых прозрачных и полупрозрачных кристаллов, окрашенных в серые, розовые, медово-желтые и чайные тона, развиты в пустотах выщелачивания гипсовых толщ или перекрывающих их пород. Они относятся к эпигенетическим образованиям, возникшим в результате частичного растворения и перекристаллизации сульфатных пород. Такие агрегаты известны на многих осадочных месторождениях гипса (Гайское на Среднем Урале, Пташкинское на Украине и др.).
Коры выветривания
Разнообразный коллекционный материал связан с зонами окисления сульфидных месторождений. Это в основном вторичные минералы, выделившиеся из просачивающихся гипергенных растворов в трещинах, порах и пустотах горных пород. Очень характерны натечные скрытокристаллические или радиально-лучистые минеральные образования, а также щетки мелких кристаллов. Наиболее декоративны благодаря яркой голубой, синей и зеленой окраске минералы меди: малахит, азурит, хризоколла (фото 60), бирюза (фото 61), диоптаз и др.
В коллекционном малахите прежде всего ценятся хорошо выраженные корки сферокристаллов с шелковистым блеском, а также почковидные агрегаты зонально-концентрического строе-185
ния. Особенно эффектны почки так называемого азур-малахита с чередованием ярко-зеленых малахитовых и густо-синих азуритовых слоев. Такие почки встречаются в зонах окисления стра-тиформных месторождений Медного пояса Катанги в Центральной Африке (Заир, Замбия).
Некоторые мелкие непромышленные скарновые месторождения меди могут представлять интерес как источники поделочного и в значительной мере коллекционного малахита. Таково, например, месторождение Чокпак в Центральном Казахстане, где малахит развит в зоне окисления силурийских скарнированных известняков с медно-сульфидной минерализацией. Он слагает кристаллические корки, небольшие прожилки, а также почки и гроздевидные агрегаты, выполняющие пустоты в кремнистых породах среди минеральных образований железной шляпы. Цвет малахита травяно- и изумрудно-зеленый. В качестве коллекционного материала используются также переотложенные мелкие кристаллы малахита, наблюдаемые на стенках трещин и пустот в кремнистых породах. Призматические или игольчатые кристаллы часто собраны в розетковидные агрегаты или пучки. Такой кристаллический малахит формируется в результате растворения землистого малахита и последующего переотложения его в пустотах и трещинах. Красивым коллекционным материалом являются инкрустации кристаллов малахита на голубом халцедоне и кварце.
Красивые кристаллы и друзы азурита известны на Урале (Турьинская и Высокогорская группы месторождений), в Казахстане (месторождения Джезказган, Беркара и др.), а также на многих месторождениях в США, Франции, Чили.
Очень декоративна хризоколла, сла> ающая скрытокристаллические плотные агрегаты приятного голубого и голубоватозеленого цвета. Необычайно красиво выглядят ее опаловидные массы, развитые в виде корочек с натечной и пузырчатой поверхностью на месторождении Чорух-Дайрон в Таджикистане.
Прекрасным коллекционным материалом считаются выделения самородной меди. Иногда их находят на медно-висмутовом месторождении Каптар-Хана в Таджикской ССР. Самородная медь приурочена здесь к верхним окисленным горизонтам месторождения и тяготеет к участкам интенсивно перемятых и трещиноватых альбитофиров. Она наблюдается в виде дендритов длиной до 6 см, проволочных выделений, тонких пластинок и сплошных масс. Кроме того, коллекционным материалом могут служить октаэдрические и кубические кристаллы куприта размером до 4 мм, выполняющие пустоты в кварцевых альбитофирах.
1S6
Замечательные двойниковые сростки и дендритовые, пластинчатые и волосовидные выделения самородной меди возникают и в зоне окисления медно-скарновых месторождений Турьинской группы (Урал). Особый интерес здесь представляют прекрасно образованные крупные дендриты, в которых каждая ветвь состоит из двойниковых кристаллических индивидов, сросшихся параллельно гранями ромбического додекаэдра. Аналогичный коллекционный материал встречается и на других уральских месторождениях меди.
К довольно редким минералам зон окисления медных месторождений относится изумрудно-зеленый диоптаз (аширит), пользующийся большим спросом у коллекционеров. В СССР он известен на месторождении Алтын-Тюбе в Центральном Казахстане, где медное прожилково-вкрапленное оруденение локализовано в перекристаллизованных известняках. На этом месторождении глубина зоны окисления достигает 200 м.
Диоптаз отмечается в кавернозных пустотах известняков в виде небольших друз или отдельных кристаллов ромбоэдрического облика, а иногда образует также прожилки. Кристаллы диоптаза размером до 1 см полупрозрачны, окрашены в яркий изумрудно-зеленый цвет, ассоциируют с хризоколлой и малахитом.
Прекрасный коллекционный материал можно обнаружить в зонах окисления не только медно-сульфидных, но и полиметаллических, железорудных и некоторых других месторождений. В трещинах и пустотах выщелачивания окисленных свинцовоцинковых руд, локализованных в карбонатных породах, формируются крупные водяно-прозрачные кристаллы и небольшие друзы церуссита и англезита, а также хорошо ограненные ромбоэдрические кристаллы смитсонита, окрашенные в белые и зеленовато-желтые тона. Довольно эффектно выглядят псевдоморфозы этих минералов по галениту, кальциту, флюориту.
Постоянный интерес у коллекционеров вызывает и вульфенит, развитый в окисленных рудах и предствленный небольшими удлиненно-пластинчатыми кристаллами медово-желтого, оранжевого и красного цвета. Красиво выглядят кристаллические корки вульфенита на стенках пустот выщелачивания и псевдоморфозы его по церусситу и другим вторичным минералам зоны окисления.
В СССР перечисленные коллекционные минералы встречаются на полиметаллических месторождениях Нерчинской группы в Забайкалье, хребта Каратау в Южном Казахстане и на ряде полиметаллических месторождений Алтая.
Геолого-генетические типы месторождений
Как уже отмечалось, геолого-генетическая классификация месторождений может иметь большое значение для определения рационального направления поисков декоративных коллекционных камней. Под месторождениями в данном случае понимаются геологические образования, содержащие коллекционные минералы в таких количествах и такого качества, что они могут быть объектами специальной добычи или систематического попутного (с другими полезными ископаемыми) сбора в промышленных целях. При разработке такой классификации следует иметь в виду, что коллекционные минералы используются в своей природной форме без какой-либо переработки и поэтому в первую очередь необходимо учитывать особенности онтогенеза, определяющие внешний вид и структуру минералов и минеральных агрегатов. Важнейшим классификационным признаком, как и у любого минерального образования, является также общий характер процесса формирования минералов, и, в частности, агрегатное состояние минералообразующей среды (расплав, газ, водный раствор).
Выделяются четыре главных морфо-онтогенических типа декоративных коллекционных камней:
1) кристаллы и друзы свободной кристаллизации;
2) натечные образования пустот;
3) метакристаллы (порфиробласты);
4) порфировые вкрапленники магматических пород.
Обобщение геологических данных, приведенных в предыдущих разделах, позволяет систематизировать основные условия проявления коллекционных камней каждого из перечисленных типов.
Для образования самых эффектных образцов минералов с совершенной огранкой, прозрачных и с различными сочетаниями индивидов разного размера — от гигантских друз до мелкокристаллических щеток — наиболее благоприятны условия свободной кристаллизации в полостях горных пород (первый морфо-онтогенический тип). Существенное значение при этом имеет природа минерализованных пустот, среди которых следует различать первичные остаточные полости (протомагматические в эффузивных покровах, миаролы гранитных пегматитов и др.), тектонические (зияющие трещины и пустоты брекчий) и полости растворения (эндогенного и гипергенного карста). К наиболее продуктивным относятся, как правило, комбинированные полости, 188
возникающие в результате растворения пород в участках тектонической трещиноватости или за счет расширения первичных пустот. Процессы формирования и минерализации пустот протекают на умеренных и малых глубинах в обстановке сравнительно невысокого гидростатического давления. По времени образования полости могут предшествовать минерализации (иногда весьма значительно) или быть сингенетичными с ней.
Кристаллы и друзы свободной кристаллизации чаще всего отлагаются из гидротермальных растворов в условиях относительно небольшой концентрации вещества и при сравнительно невысоких температурах. Таким условиям кристаллизации отвечают конечные стадии становления гранитных пегматитов, апогранитных грейзенов, известковых скарнов, безрудных и рудоносных кварцевых жил. При наличии в таких телах достаточно крупных пустот они становятся перспективными для выявления друзового коллекционного материала.
Развитие друзовой минерализации ограничивается контурами самих тел и генетически связано с определенными этапами их образования. Большое практическое значение могут иметь и друзовые минеральные комплексы, возникшие в результате наложения низкотемпературных гидротермальных процессов на ранее сформированные и содержащие пустоты геологические тела (гидротермально минерализованные базальты с протоэффузивными пустотами и т. п.). Появление продуктивной минерализации в этом случае контролируется структурно-тектоническими факторами, сочетающимися с прото-магматическими и др.
Определенным своеобразием обладают гидрогенные друзы перекристаллизации минералов в пустотах растворения и трещинах осадочных пород. Перекристаллизация в данном случае понимается, по Д. П. Григорьеву, как рост в агрегате индивидов за счет других того же вида без привноса вещества со стороны. Процессы перекристаллизации наиболее активно выражены в осадочных породах хемогенного и биохимического происхождения, где широко распространена эпигенетическая перегруппировка вещества. Минеральный состав таких друзовых обособлений наследует, как правило, состав вмещающих пород.
Натечные агрегаты, использующиеся в качестве декоративных коллекционных камней (второй морфо-онтогенический тип), известны как среди эндогенных, так и среди экзогенных образований. К первым относятся натечные агрегаты халцедона, кальцита, арагонита, гипса, гематита-кровавика и других минералов, формирующихся из телетермальных вод в порах и открытых полостях эффузивов, в карстовых пустотах и тек
тонических трещинах. Благоприятными факторами для их появления следует считать поствулканическое изменение эффу-зивов в условиях цеолитовой фации метаморфизма, а также широкое развитие карста в зонах тектонических нарушений карбонатных пород. Аналогичные образования иногда могут иметь и экзогенное происхождение. Безусловно экзогенными являются натечные образования малахита, азурита, хризоколлы и других минералов, возникающие в зонах окисления сульфидных месторождений. Важным условием для их формирования служит присутствие в разрезе карбонатных пород, изменение первичных руд в линейных корах выветривания, наличие карстовых полостей и зон трещиноватости в карбонатных породах, подстилающих лежачий бок первичных рудных тел.
Идиоморфные кристаллы, интересные как коллекционные камни (третий морфо-онтогенический тип), встречаются в метасоматически измененных гранитных или щелочных пегматитах, а также в метасоматитах разного состава, возникающих на контактах алюмосиликатных пород с ультраосновными или карбонатными (скарны, апогипербазитовые метасоматиты). В пегматитах развитию идиоморфных метакристаллов в наибольшей степени способствовали процессы натриевого и натриево-литиевого метасоматоза, воздействие которых фиксируется по наличию зон альбитизации, лепидолитизации, натролитиза-ции, эвдиалитизации пород и которые наиболее интересно проявляются на заключительных этапах процессов пегматито-образования. С натриевым метасоматозом и лепидолитовыми грейзенами связаны, в частности, проявления хорошо образованных кристаллов берилла, полихромного турмалина, спессартина, клевеландита и других минералов в редкометальных пегматитах.
В другом случае контактово-метасоматические процессы приводили к формированию десилицированных пород, обогащенных щелочами и глиноземом, тела кдторых окаймлены обычно реакционными, в основном флогопитовыми, оторочками. В таких условиях могли кристаллизоваться крупные выделения благородного корунда, шпинели, скаполита, дравита, изумруда, хризоберилла и ряда других редких минералов.
Крупные идиобластовые обособления минералов типичны прежде всего для кристаллических сланцев. В них встречаются альмандин, кианит, ставролит и другие минералы с высокой кристаллизационной способностью. Участки концентрации таких образований наиболее характерны для пород глубинных фаций регионального метаморфизма — эпидот-амфиболитовой, амфиболитовой, гранулитовой. Они имеют локальное распростране-190
ние, во многих случаях пространственно связаны с гранитоид-ными массивами или приурочены к тектоническим нарушениям. Исходя из этого можно предположить, что появление крупных идиобластов обусловлено собирательной перекристаллизацией и укрупнением первоначально мелких минеральных индивидов под воздействием гранитных интрузий или регрессивного метаморфизма в тектонически ослабленных зонах.
Хорошо ограненные кристаллы — порфировые вкрапленники некоторых минералов, особенно камней-самоцветов, встречаются в магматических (эффузивных) породах. Они выделяются из магматического расплава еще в условиях больших глубин или в пределах промежуточного вулканического очага. Примером могут быть кимберлиты, в которых наряду с алмазом присутствуют достаточно крупные кристаллы пиропа и хризолита. Наибольший интерес в качестве декоративного коллекционного камня представляют магматические породы, не затронутые поствулканическими изменениями и метаморфизмом,
Учитывая тесную генетическую связь декоративных коллекционных камней с вмещающими их определенными геологическими телами, дальнейшее подразделение в пределах каждого морфо-онтогенического типа целесообразно проводить по общепринятому для других полезных ископаемых, в том числе и цветных камней, генетическому принципу [30, 16]. Разработанная на указанной основе геолого-генетическая классификация (табл. 4) охватывает наиболее важные в практическом отношении типы месторождений с декоративными коллекционными камнями. Она в концентрированном виде отражает специфические условия образования декоративных минералов в различных геологических объектах и может использоваться при поисках и перспективной оценке месторождений.
Таблица 4
ГЕОЛОГО-ГЕНЕТИЧЕСКАЯ КЛАССИФИКАЦИЯ ДЕКОРАТИВНЫХ КОЛЛЕКЦИОННЫХ КАМНЕЙ
Морфо-онтоге- Процесс ми- формационный тип ничсский тип нералообра- месторождений зования Характеристика продч’ктив- Типичные коллекцион- Примеры месторож-ных минеральных тел ные минералы дспий
Кристаллы и Пегматите- Миароловые гра- друзы свобод- вый нитные пегматиты ной кристаллизации Камерные штоковые и за- Морион, топаз, берилл, Мокруша (СССР), норышевые жильные аль- турмалин (эльбаит), Пала (Калифорния, бит-микроклиновые и ми- микроклин, клевелан- США) кроклин-альбитовые (с дит лепидолитом) пегматиты с горным хрусталем и драгоценными камнями
П невмато- Алограни тные литово-гид- грейзены ротермаль-ный Жилы слюдисто-кварце- Берилл (аквамарин), Шерловогорское (За-вого и кварц-топаз-берил- вольфрамит (фербе- байкалье) лового состава с остаточ- рит), касситерит, горными полостями и высо- ный хрусталь котемпературной олово-вольфрамовой минерализацией
Известковые скарны Жилы, жило- и трубо- Гранаты (андрадит Синереченское, Даль- образные залежи пироксе- гроссуляр), галенит, негорское (Приморье) новых и пироксен-грана- сфалерит, халькопирит, товых скарнов с минера- пирротин, магнетит лизованными трещина- (мушкетовит), данбу- ми, пустотами растворе- рит, датолит, кальцит иия, наложенной рудной (сульфидно-полиметаллическая, магнетитовая) и борной минерализацией
Метасоматиты ультраосновных пород Серии мелких минерализованных трещин в сер-пентинизироваиных и хромитоносных перидотитах и дунитах Гранаты (уваровит, Тамватнейское (Чукот-андрадит-топазолит и ка), Сарановское демантоид), оливин (Урал) (хризолит)
Гидротермальный X ру сталеносные кварцевые жилы Безрудные кварцевые жилы, жильные зоны и штокверки с хрусталеносными полостями, жилы альпийского типа и минерализованные трещины Горный хрусталь (бес- Приполярный Урал цветный и дымчатый), (СССР), Бинн (Швей-аметист, адуляр, ру- царские Альпы) тил, сфен, гематит
3 олотоносные кварцевые жилы Золото-кварцевые и золо-то-сул ьфидно-кварцевые жилы с остаточными полостями Горный хрусталь, пи- Березовское (Урал) рит
Флюоритовые жилы Жилы кварц-флюорито-вого и кварц-сул ьфидно-флюоритового состава с минерализованными остаточными полостями Флюорит, барит Абагатуй (Забай- калье), Могов (Таджикистан)
Полиметаллические и сурьмяно-ртутные рудные тела в карбонатных породах Пластовые, жило- и трубообразные залежи оруденелых карбонатных пород и джаспероидных брекчии с минерализованными полостями растворения и пострудным карстом Антимонит, пирит, ти- Благодатское (Забай-осоли, аурипигмент, калье, СССР), Хай-реальгар, кальцит, ара- даркан, Кадамжай гони г, сидерит (Киргизия, СССР), Цумеб (Намибия)
S Продолжение табл. 4
М орфо-онтоге-нический тип Процесс ми- формационный тип нералообра- мест0р0ждений зования Характеристика продуктив- Типичные коллекцион- Примеры месторож- ных минеральных тел ные минералы дений
Кристаллы и друзы свободной кристаллизации Гидротер- Алоэффузивиые мальный кварц-цеолитовые образования Миндалекаменные гори- Цеолиты (анальцим, Нидымжое, (Восточная зонты базальтов, ацдези- десмин, гейландит, Сибирь), Иджеван-тов и риолитов, линзы шабазит и др.), пре- ское (Армения), Кедон шаровых лав и зоны дроб- нит, апофиллит, ис- (Северо-Восток СССР) ления туфов с кварц- ландский шпат, аме-кальцит-цеолитовой ми- тист нерализацией
Гидроген- Осадочные хемо-ный генные и биохими- ческие отложения Участки эпигенетическо- Самородная сера, Раздольское (Украи- го (инфильтрационного) гипс, целестин, галит, на), Шор-Су (Узбеки-растворения и перекрис- сильвин, карналлит стан), Бийнеу-Кыр таллизации пластов и за- (Туркмения) лежей сероносных, гипсоносных, соляных и тому подобных пород
Натечные образования в пустотах То же Коры химического выветрива ния сульфидных месторождений в карбонатных породах Участки развития поздне- Малахит, азурит, хри- Джезказган, Чокпак, го карста в зоне окисле- зоколла, диоптаз, це- Алтын-Тюбе (Казах-ния рудоносных пород с руссит, самородная стан), Чорух-Дайрон вторичной натечной ми- медь, гематит, гетит (Таджикистан), Турь-иерализацией инская группа (Урал)
Гипергенный карст карбонатных пород Карстовые пещеры с на- Кальцит, арагонит, Карлюк (Туркмения) течной минерализацией гипс
Метакристаллы, порфир область! Пегматито- Редкоземельные и вый редкометальные Жилы олигоклаз-амазо- Амазонит, мусковит, Гора Парусная (Коль-нитовых, микроклиновых, берилл, турмалин ский полуостров,
гранитные пегматиты микроклин-альбитовых и (шерл, эльбаит), спо- СССР), Липовское других пегматитов с думен, колумбит, спе- (Урал, СССР), Кьтрк- редкоземельной и редко- ссартин Булак (Киргизия, метальной минерализа- СССР), месторожде- цией ния Мадагаскара,
Щелочные (сиенитовые) пегматиты Бразилии Жилы сиенитовых — аг- Астрофиллит, натро- Хибинское, Ловозер-паитовых и миаскитовых лит, эвдиалит, рамза- ское (Кольский полупегматитов с разнообраз- ит, сфен, циркон, ко- остров), Ильменское ной акцессорной минера- рунд (Урал) лизацией
Пневматоли- Десилицированные Жилы корундоносных Рубин, изумруд, хри- Макар-Рузь, Изумруд-
тово-гидро- пегматиты и грей-термальныи зены в ультраосновных породах плагиоклазитов (плюма- зоберилл, фенакит ные Копи (Урал) Зиты и марундиты) и биотит-флогопитового изумрудоносиого грейзена в серпентинизирован-иых дунитах и перидотитах
Магнезиальные скарны Жило- и пластообразные Шпинель, рубин, кли- Кухилал (Памир), тела форстерит-шпинеле- иогумит, турмалин Слюдянское (Прибай- вого, диопсид-флогопито- (дравит), диопсид, калье) вого скарна и ллагиокла- апатит зитов в кальцит-доломи-товых и магнезитовых мраморах с прослоями гнейсов
Метаморфо- Кристаллические генный сланцы и гнейсы Участки метасоматичес- Гранаты (альмандин. Китель, Хит-Остров кой перекристаллизации родолит), корунд, киа- (Карелия, СССР),
5 Продолжение табл. 4
М орф о- онтоге-нический тип Процесс минерал ©образования Формационный тип месторож дени й Характеристика продуктивных минеральных тел Типичные коллекционные минералы Примеры месторождений
альмандин-, кианит- и ко-рундсодержащих кристаллических сланцев и гнейсов, региональио-мета-морфизованных в условиях зпидот-амфиболито-вой, амфиболитовой и гранулитовой фаций нит Кейвы (Кольский полуостров, СССР), Форт-Врангель (Аляска, США).
Порфировые вкраплен пики Магматический Кимберлиты Трубообразные тела брекчиевидных кимберлитов (с родственными включениями пироповых перидотитов), а также базаль-тоидных хризолитоносных кимберлитов Алмаз, пироп, оливин (хризолит) Мир, Удачная (Якутия, СССР), Премьер (ЮАР)
Щелочные и высокоглиноземистые базальты Покровы и трубки щелочных оливииовых базальтов (с вкрапленниками оливина и нодулями оливинита и перидотитов), а также высокоглиноземистых сапфироиосиых базальтов Оливин (хризолит), пироп, сапфир Токское (Сибирь, СССР), Лингорка (Чехословакия), Ин-верелл, Аиаки (Австралия)
Особенности поисков и оценки месторождений
Специфические особенности декоративных коллекционных камней как полезного ископаемого оказывают существенное влияние на методику геологоразведочных работ, в первую очередь на стадийность геологоразведочного процесса. Определенную роль играют следующие факторы: 1) относительно небольшая (даже по сравнению с камнесамоцветным сырьем) потребность в коллекционных камнях при весьма непостоянной конъюнктуре потребления; 2) возможность широкого практического использования главным образом только высокосортных коллекционных камней с хорошо выраженной декоративностью и не имеющих грубых повреждений; 3) сильная изменчивость качества коллекционных минералов на месторождениях, требующая при их оценке большого объема валового опробования. Все это обусловливает важность оценки промышленных перспектив месторождений уже на стадии поисковых работ с обязательным учетом качества коллекционных камней и выяснением в каждом конкретном случае существующей потребности в данном материале. Целесообразность дальнейшего изучения месторождений и подсчета запасов коллекционных камней зависит от этой потребности и возможности организации рентабельных добычных работ.
Среди ранее выделенных промышленных групп (см. табл. 1) наиболее сложными для поисков и оценки являются месторождения собственно коллекционных камней.
Месторождения собственно коллекционных камней
Эта группа включает месторождения наиболее ценных декоративных коллекционных камней, пользующихся сравнительно постоянным спросом и экономически рентабельных для самостоятельной отработки. Как правило, они имеют сложное геологическое строение и представлены жило- и линзообразными телами с резко неравномерным гнездовым распределением минерализации, Следует отметить, что большинство из них — непромышленные проявления других полезных ископаемых, на которых было зафиксировано наличие декоративных минералов.
В связи с этим очевидна целесообразность выявления месторождений собственно коллекционных камней путем ревизионного обследования уже известных объектов и лишь в особо благоприятных случаях — с помощью детальных поисковых работ на площадях с многочисленными находками дефицитных декоративных минералов. Такие проявления могут быть выделены по результатам специальных тематических исследований, включающих обобщение материалов геологоразведочных работ, проведенных ранее на различные полезные ископаемые, просмотр минералогических коллекций, а также по данным попутных поисков. Попутные поиски декоративных коллекционных камней в настоящее время обязательны для всех организаций Министерства геологии СССР, занимающихся геологической съемкой и геологоразведочными работами на твердые полезные ископаемые.
Перспективная (предварительная) оценка проявлений при ревизионно-оценочных работах базируется на следующих критериях: 1) принадлежности проявления к известному Геолого-промышленному типу; 2) масштабах развития продуктивной минерализации; 3) наличии кондиционного камня. Обязательным критерием перспективности следует считать наличие коллекционного материала с высокими декоративно-художественными качествами, поскольку он имеет основную практическую ценность и обеспечивает рентабельность добычных работ. В ходе ревизионного обследования проявления вскрываются на выходах редкими горными выработками (расчистками, канавами, шурфами), из которых отбираются штуфные и единичные валовые пробы, предназначенные для определения качества коллекционного камня. На проявлениях, получивших положительную оценку, рекомендуется постановка поисково-оценочных работ.
Специальные поиски коллекционного камня целесообразно проводить на перспективных площадях, примыкающих к уже известным месторождениям или интересным проявлениям этого материала и обладающих благоприятными предпосылками для обнаружения новых объектов. В основе поисковых работ лежит прослеживание геологических структур, контролирующих искомую минерализацию, с использованием имеющихся геологических карт и составлением схематических геолого-литологических и геолого-структурных планов в масштабе от 1 : 25 000 до 1 : 5000.
При недостаточной обнаженности поисковые маршруты должны сочетаться с проходкой картировочно-поисковых горных выработок: расчисток, копушей, неглубоких шурфов, канав (в том числе магистральных). Поскольку поисковые работы обычно ориентированы на выявление объектов определенного геолого-генетического типа, при их проведении следует широко 198
использовать не только прямые, но и все известные косвенные поисковые признаки минерализации. Для поисков коллекционных гранатов и корунда полезно применять шлиховое опробование делювиальных и аллювиальных отложений. Обнаруженные проявления декоративных камней подлежат перспективной оценке по тем же критериям, что и при ревизионных работах.
Дальнейшая задача геологоразведочных работ заключается в уточнении предварительной оценки перспективных проявлений и в определении их промышленного значения. При этом необходимо иметь в виду, что непостоянная конъюнктура потребления коллекционных камней, наряду со сложным геологическим строением месторождений, делают трудоемкие разведочные работы экономически неоправданными. Рентабельной является обычно лишь частичная отработка месторождений в основном открытым способом при небольшом коэффициенте вскрыши. В связи с этим ведущую роль приобретает поисково-оценочная стадия, содержащая элементы разведочных работ и фактически завершающая оценку месторождений. По результатам работ этой стадии подсчитываются запасы коллекционных камней и обосновывается возможность их добычи, т. е. эта стадия работ, по существу, совмещается с разведкой.
Поисково-оценочные работы проводятся только на перспективных проявлениях, содержащих дефицитные коллекционные камни. По итогам работ на поверхности должны быть установлены форма, размеры и условия залегания продуктивных минеральных тел, особенности распределения коллекционных минералов в минеральных телах и, главное, доказано наличие высокосортного коллекционного камня, определено его содержание в продуктивной породе. В этих целях по развалам и ореолам рассеяния обнаруживают, а затем прослеживают и оконтуривают выходящие на поверхность и неглубоко залегающие минеральные тела, что осуществляется с помощью проходки расчисток и канав, ориентированных вкрест простирания тел. Расстояние между выработками зависит в основном от размеров и сложности формы минеральных тел и изменяется обычно от 10 до 50 м. В начале работ целесообразна проходка нескольких магистральных канав для поисков новых, скрытых под наносами минеральных тел. На основе данных, полученных при документации поисковых выработок, составляются геологические (геолого-структурные) карты и планы в масштабах 1:2000—1:500 (в зависимости от размеров объекта и плотности поисковых сетей). В необходимых случаях проходятся и дополнительные картировоч-ные выработки.
Для выяснения степени развития минерализации на глубину
иногда применяется проходка шурфов глубиной 5—10 м. Общий вертикальный размах минерализации оценивается исходя из представлений о геолого-генетическом типе проявления.
Важнейшей операцией поисково-оценочных работ является опробование, с помощью которого определяется качество коллекционного камня и его содержание в минеральных телах. Из естественных обнажений и горных выработок отбираются штуф-ные пробы — образцы коллекционного материала, характеризующие все его минералогические и декоративные разновидности. Горные выработки (канавы, расчистки, шурфы) опробуются валовым способом, для чего из вынутой продуктивной породы выбирается весь без исключения коллекционный камень. Валовые пробы объемом 1—2 м3 и более учитываются раздельно по каждой выработке; крупные горные выработки (траншеи, карьеры, а также шурфы) опробуются частями-секциями по интервалам проходки.
Среднее содержание коллекционных камней рассчитывается сначала по каждой частной валовой пробе, а затем по разведочному сечению и минеральному телу (блоку) в целом. Средняя сортность коллекционного материала (соотношение сортов) определяется суммарно по всему телу.
Необходимый объем валового опробования зависит от распределения коллекционного камня в минеральных телах. По степени неравномерности минерализации различаются две группы месторождений: 1) с резко неравномерным и прерывистым распределением скоплений коллекционных минералов по изолированным полостям-гнездам; 2) с неравномерной вкрапленной и прожилковой минерализацией, иногда с участками концентрации.
Месторождения первой группы представлены миароловыми гранитными пегматитами, апогранитными грейзенами, безрудны-ми хрусталеносными кварцевыми жилами, закарстованными скарнами и другими подобными образованиями. На таких месторождениях во многих из оконтуривающих горных выработок кондиционные камни не встречаются и, как правило, бывает необходима проходка специальных выработок, отрабатывающих десятки или даже первые сотни кубических метров продуктивных пород. Как показывает практика, для получения достаточно надежных данных опробования целесообразна проходка нескольких карьеров-врезов или траншей, пересекающих минеральные тела, а при малой мощности этих тел — ориентированных по их простиранию. Траншеи и карьеры помимо опробования позволяют более точно оконтурить минеральные тела и изучить закономерности локализации минерализованных полостей.
Ко второй группе относятся штокверки и линейные зоны развития минерализованных трещин и прожилков граната в ультраосновных породах, аметиста в кварцитах и гранитах, горизонты цеолит-кальцит-халцедоновых миндалин в базальтовых лавах, линзообразные залежи метаморфических пород с пор-фиробластами граната и корунда и многочисленные иные минеральные тела, разнообразные по морфологии и составу. Для таких месторождений очень характерно наличие участков, обогащенных вкрапленниками и прожилками,— интенсивно минерализованных «столбов» или шлиров, которые в основном и представляют практический интерес. Благодаря обильной минерализации подобные участки обычно можно обнаружить, оконтурить и опробовать с помощью сравнительно небольших горных выработок — поперечных канав и шурфов.
На заключительном этапе поисково-оценочных работ проводится опытно-промышленная отработка положительно оцененной части минерального тела. Как правило, для этого проходится карьер или крупная траншея, финансируемые за счет добываемой товарной продукции — кондиционного коллекционного камня. Опытно-промышленная отработка позволяет уточнить содержание коллекционного камня в минеральных телах, подтвердить его качество и выход высокосортного материала, а также определить горнотехнические условия эксплуатации, выбрав рациональную технологию извлечения коллекционных минералов из вмещающих пород.
Поисково-оценочные работы завершаются подсчетом запасов коллекционного камня. В связи с неравномерным распределением полезного ископаемого и небольшим числом представительных валовых проб бортовое содержание для оконтуривания запасов не применяется. В подсчетные блоки включаются целиком минеральные тела или их части с прямыми или косвенными признаками наличия коллекционных минералов, зафиксированными в горных выработках. Запасы коллекционного камня обычно подсчитываются широко известным методом геологических блоков. При этом, учитывая неравномерный характер распределения полезного ископаемого и непостоянство его качества, целесообразно выделять укрупненные геологические блоки. Могут применяться и геолого-статистические методы подсчета запасов, в частности, методы частичной или полной геологической аналогии, рекомендуемые Е. Я. Киевленко для оценки месторождений цветных камней [16]. В этом случае средняя продуктивность минеральных тел, определенная по данным отработки типичных объектов, распространяется на минеральное тело в целом или на другие минеральные тела аналогичного строения.
Таблица 5
РАЦИОНАЛЬНАЯ ПОСЛЕДОВАТЕЛЬНОСТЬ ГЕОЛОГОРАЗВЕДОЧНЫХ РАБОТ НА МЕСТОРОЖДЕНИЯХ СОБСТВЕННО КОЛЛЕКЦИОННЫХ КАМНЕЙ
Стадия Целевое назначение Основное содержание и виды Результаты
Поисковая Обнаружение проявлений коллекционного камня, оценка их перспективности Анализ результатов попутных поисков. Ревизионное обследование проявлений. Поиски на перспективных площадях с проходкой легких горных выработок для вскрытия выходов. Штуфное опробование. Единичные валовые пробы Схематические геологические карты и планы масштабов 1:25 000 — 1:5000 и крупнее с выделением перспективных объектов для проведения поисково-оценочных работ. Предварительная оценка качества камня, масштабов минерализации. Выяснение возможности практического использования данного коллекционного камня
Поисково- ОЦеика промышленного Выявление и оконтуривание про- Геолого-структурные карты и планы
оценочная значения месторождения. Обоснование целесообразности проведения добычных работ дуктивных минеральных тел с проведением горных (горно-буровых) работ. Систематическое валовое опробование и опытно-промышленная отработка с определением среднего содержания и сортности коллекционного камня масштабов 1:2000 — 1:500 с подсчетом запасов коллекционного камня по категориям С! + С2. Составление технико-экономических расчетов и выделение участков для отработки
Самостоятельные месторождения коллекционного камня принадлежат, как правило, к 4-й группе по классификации месторождений твердых полезных ископаемых ГКЗ СССР. Запасы коллекционного камня в основном относятся к категории С2 и частично, с учетом данных опытно-промышленной отработки — к категории Сг Они обычно заключены в минеральных телах, опробованных только на поверхности, и подсчитываются на глубину, прослеженную горными выработками. Для минеральных тел сравнительно простого строения с вкрапленно-прожилковой минерализацией допускается ограниченная экстраполяция запасов на геологически обоснованную глубину, но не более одной четверти прослеженной длины тела по простиранию.
По результатам проведенных работ и подсчета запасов коллекционного камня осуществляется геолого-экономическая оценка месторождения с обоснованием целесообразности его эксплуатации. При этом составляется специальный технико-экономический доклад (ТЭД), подтверждающий возможность отработки месторождения без значительных (более 1 млн. руб.) капитальных затрат, и выделяются участки с балансовыми запасами коллекционного камня для постановки добычных работ. К балансовым относятся запасы, отработка которых будет экономически оправданной.
Таким образом, по сравнению с другими полезными ископаемыми изучение месторождений собственно коллекционных камней осуществляется по сокращенной схеме стадийности геологоразведочных работ (табл. 5). Проявления декоративных минералов обнаруживают в основном попутно при поисках и разведке месторождений других полезных ископаемых. Важную роль приобретает ревизионное обследование проявлений, а главной стадией геологоразведочного процесса становятся поисково-оценочные работы с элементами разведки, определяющие целесообразность добычи коллекционного камня.
Комплексные месторождения камнесамоцветного сырья и коллекционных камней. Месторождения других полезных ископаемых с коллекционными камнями
На месторождениях этих двух групп декоративные коллекционные камни выявляются попутно при проведении геологоразведочных работ на основное полезное ископаемое.
Требования, предъявляемые к оценке ресурсов коллекционных камней, различаются в зависимости от их экономического значения по отношению к основному компоненту.
На комплексных месторождениях камнесамоцветного сырья коллекционный материал обычно рассматривается в качестве особой сортовой разновидности самоцветов, представленной хорошо ограненными кристаллами и друзами, некондиционными, но достаточно декоративными ювелирными камнями и тому подобными образованиями. Эта разновидность выделяется в процессе рудоразборки добытой продуктивной горной массы и качественной сортировки камнесамоцветного сырья. 'Вследствие этого запасы коллекционного камня и самоцветов подсчитываются совместно в единых контурах. При опробовании комплексных месторождений определяется среднее содержание цветного камня-сырца в продуктивной породе. При этом под сырцом понимается все минеральное сырье (за исключением заведомо негодного), заслуживающее обогащения в целях получения кондиционного материала. В результате разбраковки сырца определяется выход (в процентах) цветных и коллекционных камней, отвечающих требованиям стандартов. Должна быть также охарактеризована и сортность кондиционного камня.
Содержание сырца рассчитывается сначала по каждой валовой пробе, затем по разведочному сечению и по всему блоку методом среднеарифметического или средневзвешенного. Средний выход кондиционного цветного камня и коллекционных минералов из сырца вычисляется сразу же для блока по соотношению между количеством добытого сырца и полученного из него кондиционного материала. Средняя сортность цветного и коллекционного камня устанавливается для месторождения в целом по данным разведочных и эксплуатационных работ.
Запасы комплексных месторождений целесообразно подсчи
тывать в камне-сырце с указанием выхода кондиционного 204
материала разных сортов (в процентах). При изменении технических условий и отраслевых стандартов на цветные или коллекционные камни в этом случае основной подсчет не изменяется и приходится пересчитывать только выход кондиционных камней. Для этого могут использоваться переводные коэффициенты, определяемые по результатам разбраковки крупных партий сырца по новым и старым кондициям и сопоставления полученных данных.
Декоративные коллекционные камни на месторождениях различных металлических и неметаллических полезных ископаемых изучаются согласно официальным требованиям ГКЗ СССР к подсчету запасов попутных полезных компонентов в рудах и других видах минерального сырья. Попутные полезные компоненты в зависимости от их пространственного распределения, формы нахождения, связи с основными полезными ископаемыми и с учетом требований, предъявляемых промышленностью для их разработки, раделяются на три группы. Коллекционные камни следует относить к попутным полезным компонентам второй группы, образующим в промышленных рудах собственные минералы и извлекаемым в селективные концентраты.
Прежде всего на месторождениях необходимо выявить минеральные виды и образования, представляющие интерес для коллекционных целей, и оценить принципиальную возможность их использования с учетом качества (обязательно наличие высокосортных разностей), дефицитности камня и существующего спроса. С этой целью отбираются представительные штуфные пробы, характеризующие минералогические и декоративные разновидности камня, которые передаются на заключение в специализированные организации. Для новых нетрадиционных камней целесообразен отбор одной-двух укрупненных проб для изучения спроса, возможного уровня цен и пробной реализации. При положительной оценке коллекционные камни подлежат дальнейшему изучению в качестве попутного компонента. При этом следует иметь в виду ряд особенностей, определяемых спецификой коллекционного материала и условиями его добычи.
Попутная добыча коллекционного камня на месторождениях рассматриваемой промышленной группы требует, как правило, изменения технологического процесса добычных работ (например, отказа от массового применения взрывчатых веществ при проходке горных выработок) во избежание значительных потерь хрупкого материала. Как показывает опыт работ, выход кондиционных коллекционных камней при взрывных работах составляет не более — 20—30% запасов в недрах, а основная
масса коллекционных, минералов представлена низкими сортами вследствие значительных механических повреждений.
Необходимо, однако, учитывать, что коллекционные камни на месторождениях встречаются гораздо реже основного полезного ископаемого и дополнительный экономический эффект, получаемый от их добычи, существенно не влияет на общую рентабельность эксплуатации. По этой причине систематическая попутная добыча коллекционных материалов с усложнением технологии добычных работ экономически не оправдана, и для добычи коллекционного камня с обеспечением его сохранности следует выделять отдельные, наиболее обогащенные участки или минеральные тела. Такие участки могут быть выбраны при проведении предварительной и детальной разведки месторождений на основное полезное ископаемое или их доразведки.
Для организации попутной добычи коллекционных минералов необходимо выяснить условия их размещения в рудных телах, качество (сортность), а также среднее содержание в рудах, что позволит определить возможные запасы коллекционного камня в перспективной части месторождения. Для получения достаточно надежных данных о содержании коллекционного материала и его качестве на участках, выделяемых для целенаправленной добычи, отбирается укрупненная валовая проба с полным извлечением и сортировкой коллекционного камня. Запасы коллекционных камней в пределах таких участков проще всего подсчитать одним из геолого-статистических методов, используя корреляционные зависимости между содержаниями основного и попутного компонента с учетом влияния мощности, размеров и формы рудных тел, степени насыщенности их пустотами и других факторов. Целесообразность промышленной добычи коллекционных камней должна подтверждаться специальными технико-экономическими расчетами, учитывающими качество и стоимость извлекаемого материала, а также существующую потребность в нем.
Следует еще раз подчеркнуть главные особенности изучения и оценки запасов декоративного коллекционного камня на комплексных месторождениях камнесамоцветного сырья и на месторождениях других твердых полезных ископаемых; они заключаются в том, что на комплексных месторождениях запасы коллекционного камня изучаются и подсчитываются в контурах всех блоков запасов самоцветов, а на месторождениях металлических и неметаллических полезных ископаемых их целесообразно подсчитывать лишь на участках, выделяемых для целенаправленной добычи.
Отбор и обработка проб коллекционных камней
Отбор коллекционных минералов
Отбор проб коллекционных минералов — важная часть геологоразведочных работ, от конечного результата которой во многом зависит оценка месторождений. На комплексных месторождениях и на объектах, где декоративный коллекционный камень является попутным компонентом, отбор производится теми же методами и способами, что и на месторождениях собственно коллекционных минералов. Процесс отбора коллекционных камней весьма ответственен и требует от исполнителей не только умения и специальных навыков, но и знания минералогических особенностей конкретного месторождения. Необходимо тщательно отобрать, не повреждая, все минеральные образования, имеющие минералогическую и декоративную ценность. Для этого с самого начала работ необходимо четко обозначить тот минералогический материал, который представляет основной интерес на данном месторождении.
Для того чтобы отбор производился наиболее полно и во избежание засорения пробы некондиционными камнями, следует руководствоваться слудующими критериями:
1) в образце должны быть представлены те минералы, ради которых он взят;
2) образец должен обладать достаточной декоративностью;
3) минералогические и декоративные достоинства образца должны быть четко выражены на его главной (лицевой) поверхности;
4) образец должен иметь достаточную механическую прочность и необходимые размеры — не менее установленных стандартом.
Коллекционные минералы встречаются на месторождениях любых генетических типов и, следовательно, геологическое строение участков отбора проб может отличаться весьма значительно, Объектами отбора коллекционных минералов могут быть естественные геологические обнажения, россыпи, старательские копи, разведочные и эксплуатационные открытые и подземные 207
горные выработки, рудные склады и отвалы как действующих, так и отработанных или законсервированных месторождений. Этот перечень ясно показывает, что отбор коллекционных минералов осуществляется в самых разнообразных геологических и горнотехнических условиях, что накладывает отпечаток на методы и способы отбора. Можно выделить три основных метода отбора коллекционных минералов:
1) выкалывание из минерализованных полостей;
2) отработка и рудоразборка минерализованных горных пород;
3) сбор в россыпях и отвалах.
Выкалывание — метод отбора коллекционного камня из минерализованных полостей, стенки которых покрыты хорошо сформированными кристаллами или кристаллическими агрегатами различных минералов. Процесс выкалывания заключается в отборе образцов минералов со стенок и сводов полостей преимущественно вручную. Так отбирается коллекционный материал на многих пегматитовых, пневматитово-гидротермальных и гидротермальных месторождениях, Образцы, получаемые методом выкалывания, представлены в основном друзами, кристаллами свободного роста и натечными образованиями.
Рудоразборка — метод отбора коллекционного камня из отработанных пород — гнездовых масс минерализованных полостей, зон скарнирования и оруденения, глинистых продуктов коры выветривания, магматических и метаморфических пород, содержащих декоративные метакристаллы и порфировые вкрапленники. При рудоразборке коллекционные образцы отбираются из общей массы разрушенных пород ручными и механическими методами. Рудоразборка обеспечивает получение коллекционного камня всех морфогенетических типов, в том числе штуфов горных пород с минералами-вкрапленниками.
Сбор — метод отбора коллекционных камней на дневной поверхности из рыхлых отложений — россыпей и развалов, в пляжевой зоне озер и морей, в аллювии рек, на рудных складах и отвалах эксплуатирующихся, законсервированных или отработанных месторождений. Этот метод наименее трудоемок, но в отличие от двух предыдущих может использоваться только сезонно.
Для получения материала лучщей сохранности с минимальным количеством механических повреждений важны не только методы, но и способы отбора коллекционного камня. В практике работ используются ручные и механические способы, при этом ведущая роль принадлежит ручным, а механические обычно являются вспомогательными. При систематических добычных 208
работах со значительными объемами отбора коллекционного камня, значение механизации возрастает.
При ручном способе коллекционный материал отбирается с применением простейшего ручного инструмента — молотков, зубил, клиньев, кувалд, лопат и т. д. Как уже отмечалось, этот способ важен по целому ряду причин. Одна из главных — хрупкость коллекционного материала и его нестойкость к механическим повреждениям. К положительным факторам относится и возможность регулирования размеров и формы отбираемых вручную образцов, так как можно приблизительно наметить их границы и получить камни оптимальных размеров и хорошего декоративного облика. Применение ручных способов снижает потери материала и значительно уменьшает отходы в связи с возможностью использования естественной трещиноватости, отдельности горных пород и спайности минералов. Подробное описание необходимого инструмента и технология ручного отбора коллекционного материала приводится в книгах В. И. Соболевского [31], Б. 3. Кантора [14] и других работах.
Механические способы заключаются в применении средств малой механизации. В настоящее время при отборе коллекционного камня практикуется использование отбойных молотков, мотопомп, бутар. В ^ограниченных масштабах применяются взрывчатые вещества. Хорошие результаты дают и специальные механические средства, например, гидроклин и некоторые другие. Механические способы в сочетании с ручным отбором значительно повышают эффективность труда.
Для извлечения коллекционных минералов из твердых пород целесообразно применять отбойные молотки с набором специальных наконечников. Использование гидропомп с направленной мощной водяной струей дает положительный эффект при разработке минерализованных полостей, содержащих глинистые гнездовые массы. Вода, не нанося нежелательных механических повреждений, не только размывает вмещающую породу, но и очищает (промывает) образцы. Силой водяной струи можно осуществить разборку отвалов.
При высокой твердости и монолитности горных пород допускается ограниченное применение малобризантных взрывчатых веществ в зарядах, рассчитанных на сотрясение породы без выброса, в результате чего становится возможным отбор коллекционного камня ранее описанными средствами. Перспективны также новые методы электровзрывания с использованием электро-гидравлического эффекта. Отбор мелкого коллекционного камня из россыпей (янтарь, гранат) успешно проводят с помощью бутар и других промывочных устройств. В открытых горных
выработках и отвалах весьма эффективны бульдозеры и небольшие экскаваторы.
Большое ранообразие объектов отбора коллекционных минералов вызывает необходимость рассмотреть особенности работ на естественных обнажениях, в заброшенных старательских копях, открытых и подземных горных выработках и отвалах горнодобывающих предприятий.
Перед началом работ на естественных обнажениях и в старательских копях необходимо провести общий осмотр и постараться обнаружить признаки наличия коллекционного камня. Желательно расчистить поверхность обнажений в наиболее интересных местах: у контактов горных пород, на осветленных или различно измененных, особенно аргиллизированных участках, так как именно к ним бывают приурочены минерализованные полости.
Следует обратить также внимание на зоны развития тектонических нарушений и трещиноватости горных пород. Обнаруженные минеральные скопления опробуются наиболее подходящим для этого способом в зависимости от конкретных условий и имеющихся средств отбора.
Необходимо подчеркнуть, что заброшенные старательские копи и другие старые горные выработки требуют большой осторожности при проведении работ в связи с опасностью обрушения пород.
Опробование открытых горно-эксплуатационных карьеров производится в работающих забоях из отбитой горной массы или с помощью углубки в минерализованных местах на стенках уступов. Предварительно осматриваются забой, стенки и высыпки горных пород на уступах карьера, фиксируются косвенные и прямые признаки наличия коллекционных минералов. Осматриваются также и отвалы, что помогает составить представление О наличии и формах выделения декоративных минералов.
В подземных горных выработках на эксплуатирующихся месторождениях пробы коллекционных минералов отбираются на рабочих горизонтах или в местах, где горные работы временно приостановлены. Более результативен отбор, сопровождающий проходку разведочных или нарезных выработок. Очистные работы с массовыми методами отработки руды, как правило, приводят к значительным потерям коллекционного камня. Поэтому еще раз следует подчеркнуть, что в процессе эксплуатации месторождений должны выделяться отдельные участки рудных тел с высоким содержанием декоративного коллекционного материала для целенаправленного его отбора. Временный отказ от принятой технологии отработки таких участков обычно 210
оправдывается ценностью получаемых коллекционных минералов.
При работах на отвалах крупных горных выработок необходимо изучить их строение в целях выявления участков размещения горных масс, содержащих коллекционные камни. Любой отвал состоит из обломков горных пород, извлекаемых при проходке от поверхности к рудной залежи и уложенных в обратной последовательности. Осматривать отвалы лучше после дождя, когда их поверхность промыта, освобождена от пыли и мелких наносов. В местах, где отмечаются находки декоративных минералов, сначала проводится сбор материала с поверхности, а затем разборка отвала. Следует начинать работы с флангов выделенного участка отвала, разбирая отвальные массы на глубину продуктивной зоны. Разборку отвалов значительно облегчает размыв породы мотопомпами и использование бульдозеров, особенно в местах скопления крупных глыб или сильной спрессованности отвальных масс.
Обработка коллекционных минералов
Коллекционные камни, полученные при опробовании или в результате добычных работ, обычно нуждаются в дальнейшей обработке.
Природные первозданные образцы, как правило, содержат излишнюю вмещающую породу, сильно загрязнены, бывают покрыты всевозможными корочками и примазками. В таком виде они малодекоративны, и необходимо приложить определенные усилия, чтобы улучшить их внешний вид. Для этого приходится прибегать к обработке образцов — обогащению (удаление ненужного материала), очистке и облагораживанию (повышение декоративности). Процесс обработки коллекционных камней осуществляется в два этапа: 1) полевое (предварительное) обогащение в местах отбора образцов и 2) лабораторное обогащение и облагораживание в стационарных условиях.
Полевое обогащение материала происходит вслед за его отбором. Проведение полевого обогащения желательно по целому ряду причин: оно позволяет в результате сравнительно незначительных по объему работ сразу же отбраковать дефектный или малодекоративный материал. Этим снижаются транспортные расходы и облегчается окончательное лабораторное обогащение.
В процесс полевого обогащения входят промывка, очистка,
удаление выветрелых участков и пустой породы, а также подготовка к транспортировке коллекционного камня к месту лабораторной обработки. Эта работа осуществляется исключительно вручную с применением самых простых инструментов (молоток, зубило, кернокол) и моющих средств (мыло, стиральный порошок, щетки, кисти).
Промывка предусматривает удаление следов гари, возникающей при использовании взрывчатки, а также пыли, мелкой крошки минералов и вмещающих пород, гнездовой глинки и т. д. Такие загрязнения обычно легко удаляются с поверхности образцов промывкой в чистой воде и с добавлением стиральных порошков или других чистящих препаратов. Наиболее удобно промывать образцы в естественных водоемах (реки, озера, пруды и т. д.), а при отсутствии такой возможности следует использовать специально приспособленные емкости; необходимо чаще менять воду для промывки, в противном случае по мере высыхания на поверхностях образцов могут появиться глинистые или мыльные разводы. Затем материал просушивается, тщательно просматривается и обогащается путем обкалывания молотком и кувалдой трещиноватых или недекоративных участков. При этом необходимо бережно обращаться с коллекционным материалом, ограничиваясь скалыванием только явно дефектных частей образцов. На данном этапе не рекомендуется заниматься декоративным формированием образцов или стремиться к значительному уменьшению их объема и массы. Неосмотрительное обогащение может привести к гибели образца или к возникновению мелкой трещиноватости, снижающей его механическую прочность, что при транспортировке или при дальнейшем лабораторном обогащении скажется на качестве коллекционного материала.
При полевом обогащении так же, как и при добычных работах, следует избегать разделения крупногабаритных обособлений, стараясь сохранить представительные образцы для музеев и выставочных экспозиций. Часто только по одному этому признаку — размерам — определяется уникальность коллекционного камня. В условиях лабораторного обогащения могут быть использованы более совершенные технические методы (например, распиловка), уменьшены потери, неизбежные при полевом обогащении.
Коллекционный материал, прошедший полевую обработку, подготавливается к отправке в стационарную лабораторию. Для этого образцы сортируются по морфогенетическим типам и размерам (эта стадия может выпадать), взвешиваются и укладываются в ящики. При упаковке необходимо учитывать хруп-212
кость и неоднородность образцов. Каждый из них, как правило, заворачивается в бумагу и укладывается в ящики с различными наполнителями (вата, опилки, стружки, мох, сено и т. д.). Ящики желательно использовать деревянные, хорошо сколоченные и не очень больших объемов. После заполнения ящики окантовываются и маркируются.
Предварительно обогащенный материал поступает на лабораторную обработку. Промывка — первая стадия процесса, предусматривающая удаление с образцов пыли и грязи, появившихся при транспортировке. Промывают образцы напорной водяной струей с применением щеток, кистей и других подручных приспособлений. Для очистки сильно загрязненного и'химически инертного материала можно использовать некоторые препараты бытовой химии (стиральные порошки, жидкости, снимающие ржавчину, жировые пятна и т. д.). После применения таких препаратов необходима тщательная повторная промывка образцов.
Минералогическое исследование коллекционного материала — следующая и весьма ответственная стадия процесса, в которую входит точная диагностика всех минералов, составляющих образцы. Определению подлежат не только основные минералы, но и покрывающие их корки, налеты и пленки, которые в дальнейшем придется удалить с декоративной поверхности образца. Для исследования отбираются типичные образцы, содержащие все минеральные виды и разновидности обогащаемого коллекционного камня. По результатам определения составляется обобщенное минералогическое описание изученных образцов, необходимое для характеристики пробы и для выбора методов дальнейшей обработки коллекционного камня.
Следующую стадию лабораторной обработки можно назвать тонким обогащением^ или препарированием коллекционных минералов. Она заключается в максимальном освобождении образцов от лишних участков вмещающей породы, вскрытии секреций (жеод и миндалин), уменьшении субстрата— «подушки» друз, удалении трещиноватых и дефектных частей образцов. Цель всех этих операций — улучшить декоративность и повысить коллекционную ценность материала. Прежде всего следует тщательно осмотреть полученный образец, определив необходимые виды работ. Препарируют образцы в основном вручную, что требует самого внимательного отношения и неторопливости в работе.
Рекомендуется использовать следующий инструмент и приспособления: подушку с песком или толстый пористый резиновый коврик, разноразмерные зубила, долота, молотки, кувалды,
кусачки и слесарные пилы. Для определенных операций можно приспособить и другие инструменты, например ножи и заостренные отвертки. Для уменьшения субстрата и ненужных боковых выступов вмещающей породы лучше всего применять обрезные алмазные пилы. Ими же при необходимости создается опорная площадка для установки образца.
Лабораторное обогащение завершается декоративным формированием образца, которому желательно придать композиционную законченность, проявляющуюся в гармоничном сочетании крупных и мелких кристаллов, объемных и площадных пропорций, размера и формы штуфа. Эта операция требует от обогатителя опыта и художественного вкуса, она должна проводиться с большой осторожностью и по правилу — изменять только самое необходимое.
После препарирования следует приступить к очистке коллекционных минералов от тонких пленок, минеральных присыпок и примазок, снижающих декоративный облик образцов.
Очистка — очень сложная и трудоемкая стадия, в результате которой максимально раскрываются декоративные качества коллекционного камня.
Хорошей иллюстрацией необходимости такого процесса могут служить коллекционные образцы галенита из полиметаллических месторождений Приморского края, многие из которых частично или полностью покрыты корками серого мелкозернистого кальцита. После очистки перед глазами вместо серых и бесформенных образований предстают совершенные по форме с ярким зеркальным блеском кристаллы.
Основными методами очистки являются механический и химический, которые в ряде случаев применяются совместно.
Химический метод основан на растворении ненужных минералов в химических средах, не корродирующих демонстрируемый минерал. Например, кальцит легко растворяется в соляной кислоте, и с ее помощью можно освободить кристаллы сульфидов от кальцитовых корочек и присыпок. Наряду с полным растворением предусматривается также разрыхление нежелательных минералов или замещение их такими химическими соединениями, которые затем можно легко удалить.
Как правило, состав химических реактивов, их концентрация, температура, продолжительность и последовательность обработки образцов подбираются и экспериментально проверяются для конкретных минеральных ассоциаций. Нередко возникает необходимость проводить обработку последовательно в нескольких различных химических реактивах или повторять ее в одной и той же среде. На основании экспериментальных данных, полу-214
ценных на отдельных пробных образцах, проводится очистка всей партии коллекционного камня.
В настоящее время в практике химического облагораживания используются соляная, серная, плавиковая, азотная, щавелевая и муравьиная кислоты. Кроме них применяются щелочи, нашатырный спирт и сложные по химическому составу препараты бытовой химии. Пользоваться химическими реактивами следует осторожно, соблюдая все правила техники безопасности. Химическое обогащение должно проводиться в специально оборудованном для этого помещении с вытяжными шкафами, вентиляцией и т. п. При очистке используются кислоты небольшой концентрации, а начинать работу необходимо с реактивами минимальной концентрации, постепенно ее повышая. По мере необходимости отработанные нейтрализованные кислоты заменяют свежим раствором.
Коллекционные образцы после обработки кислотами или другими химическими реактивами необходимо тщательно промыть. Промывка должна быть достаточно длительной, желательно теплой водой, так как холодная вода, как и любые резкие колебания температуры, может вызвать растрескивание кристаллов или даже привести к полному разрушению образцов. Для промывки желательно оборудовать ванны с проточной водой. При последней промывке для полной нейтрализации кислот в воду можно добавить немного нашатырного спирта.
Иногда нет необходимости в химической обработке всего образца и достаточно только локального воздействия на минералы кислот или других химических реактивов. В таких случаях реактив нужной концентрации наносится на обрабатываемый материал кисточками или щетками, которые должны быть сделаны из натурального волоса или щетины. Для точного нанесения реактива fea нужное место можно использовать трафареты, вырезанные из плотной бумаги. Если после первого нанесения реактива желаемый эффект не достигнут, операция повторяется несколько раз до получения оптимального результата. Затем образцы промываются, как описано выше.
В некоторых случаях химическим способом невозможно полностью удалить нежелательные минеральные образования с поверхности образцов, Тогда следует попробовать разрыхлить такие корки, а потом уже механическим путем добиться необходимого результата.
Химическая обработка малоэффективна для удаления инертных минералов (например, некоторых силикатов) и вообще неприменима для очистки легкорастворимых коллекционных минералов или при сходстве химических свойств последних и
минералов-примесей. В указанных случаях приходится прибегать к механической обработке — скалыванию, соскребыванию, обдирке корок и иных минеральных образований, ухудшающих облик коллекционного материала. Механическая обработка универсальна, она может заменять химическое облагораживание или применяться в сочетании с ним.
Для работы используются те же инструменты, что и для препарирования, а также более мелкие: лезвия для бритья, отвертки, пинцеты, надфили и т. п. Все они должны быть с тонкими острыми краями и изготовлены из твердых сортов стали и сплавов.
Наиболее часто при механической очистке приходится иметь дело с двумя операциями: 1) скалыванием с граней кристаллов минеральных корочек и наростов; 2) удалением минеральных образований из углублений между кристаллами.
Работа по удалению минеральных корочек довольно простая, но требует внимания, терпения и осторожности. Тонкий острый край инструмента (заточенная отвертка и т. п.) приставляется к границе между кристаллом и удаляемой коркой; следует использовать и естественные трещинки, выходящие на поверхность корок. Инструмент по возможности располагают параллельно грани очищаемого кристалла, затем не сильными, но резкими ударами по торцевой части инструмента стараются отколоть корку, не повредив очищаемый кристалл. Образовавшуюся щель между коркой и кристаллом используют для работы с более тонкими и плоскими инструментами с тем, чтобы продолжить очистку. Так можно полностью счищать корки или обнажать только необходимые участки кристаллов.
При удалении минеральных образований из углублений между кристаллами сначала очищают центральную часть углубления, а затем постепенно переходят к самим кристаллам. При этом следует избегать ударов, а ограничиваться «расшевеливанием» корки, расширяя возникающие трещины. На этих примерах можно видеть, насколько кропотлива эта работа и как важен индивидуальный подход к каждому образцу.
Существенно ускорить работу может применение дрелей, зубоврачебных бормашин, ультразвуковых установок. С помощью бормашины, например, удается производить самую тонкую расчистку пространства между кристаллами. Обработанные таким способом поверхности обычно затем тщательно дочищаются («доводятся») вручную.
После препарирования и обогащения часто остаются мелкие дефекты, несколько снижающие эстетическое восприятие и ценность коллекционных образцов: царапины, неглубокие бороз-216
ды, беловатые следы ударов, потускневшие и потерявшие естественный природный блеск грани кристаллов. Устранение таких дефектов путем тонкой обработки называется облагораживанием. В задачи облагораживания входит также восстановление или усиление окраски и степени прозрачности минералов и профилактические мероприятия, направленные на повышение прочности — укрепление образца. Облагораживанию подвергается весь образец или — у крупных друз и штуфов — только лицевая поверхность. Такая поверхность у штуфов выбирается визуально как самая декоративная и наиболее представительная для данных коллекционных минералов.
Удаление следов механических повреждений и выветривания достигается преимущественно химическим путем с применением кислот, в основном соляной и плавиковой, реже щавелевой или лимонной. В местах поколов и царапин кристаллы обрабатываются кислотой, наносимой при помощи кистей и тампонов. Обработку можно производить несколько раз, но при этом необходимо внимательно следить, чтобы не произошло растворение граней. С помощью соляной кислоты устраняются дефекты карбонатов, гетита, гематита и других минералов, растворимых в этой кислоте. Гораздо сильнее и универсальнее действие плавиковой кислоты, но ее использование требует большой осторожности. В минералогической литературе указывается на возможность применения вместо плавиковой кислоты раствора бифторида аммония (NH4HF2), однако этот реактив действует медленно. После химической обработки образцы тщательно промываются и высушиваются.
Кроме царапин и поколов, на образцах встречаются незначительные трещины, которые особенно хорошо видны у прозрачных минералов. Их можно сделать менее заметными, иногда практически невидимыми, заполняя глицерином.
Непрочное трещиноватое основание образцов укрепляется путем пропитки клеем. При этом необходимо следить за тем, чтобы не было заметно следов клея и образец выглядел естественно. Удаление следов поверхностного выветривания (побежалости, окисления и др.) также проводится химическим способом, главным образом, с помощью соляной кислоты.
Для восстановления природного блеска и улучшения внешнего вида многих минералов можно использовать соляную и плавиковую кислоты. Например, потускневшим кристаллам пирита, марказита, халькопирита, гематита и магнетита можно придать яркий блеск, обработав их концентрированной соляной кислотой. Усиливает блеск кристаллов кварца, данбурита и датолита кратковременная обработка их плавиковой кислотой.
С этой же целью можно применить концентрированную плавиковую кислоту для окончательной обработки минералов, ранее протравленных соляной кислотой. Это особенно эффективно для минералов, не растворяющихся в плавиковой кислоте (галенит, сфалерит, барит, целестин, флюорит, ильваит и др.). Следует иметь в виду, что применение плавиковой кислоты может давать и нежелательные результаты, выявляя несовершенство и кор-родированность граней некоторых кристаллов. Сразу же после обработки кислотами необходимо тщательно (щеткой) промыть образцы, причем в воду желательно добавить аммиак для нейтрализации остатков кислоты.
Для радикального улучшения декоративных качеств коллекционных минералов (регенерация поврежденных кристаллов, усиление или изменение окраски) применяется глубокое искусственное облагораживание.
Среди коллекционных минералов, особенно представленных отдельными кристаллами или их сростками, нередко встречаются слабоокрашенные или бесцветные экземпляры. Кроме того, многие окрашенные минералы под влиянием света (особенно прямых солнечных лучей) со временем бледнеют и даже становятся бесцветными. Это отосится к флюориту, аметисту, топазу, апатиту, кальциту, целестину, мурманиту и многим другим минералам. Термической обработкой или ионизирующим облучением иногда удается вернуть или улучшить окраску этих минералов, а в отдельных случаях изменить ее, что повышает декоративность и стоимость образцов.
Термическая обработка издавна использовалась для изменения окраски минералов. Например, еще в XVIII в. уральские горщики запекали кристаллы дымчатого кварца в тесте, получая более ценные золотистые цитрины. Осторожным нагревом в муфельных печках можно значительно улучшить или изменить цвет многих коллекционных минералов; так, дымчатый кварц превращается после отжига в желтый или бесцветный, фиолетовый аметист — в желто-оранжевый цитрин, желто-зеленые бериллы становятся голубыми аквамаринами, голубой лазурит приобретает яркую синюю окраску. В основе этого явления лежит термическое разрушение одних и проявление других центров окраски. Температурный интервал и длительность отжига устанавливаются экспериментально и различаются в зависимости от природы центров окраски [25]. Следует иметь в виду, что недостаточная температура нагрева неэффективна, а перегрев может вызвать обесцвечивание либо нежелательное необратимое изменение цвета минерала. Например, аметист при нагревании до 300—500 °C сначала полностью обесцвечи-218
вается (окраска может быть восстановлена под воздействием радиоактивного облучения), затем при 500—550 СС возникает устойчивая желто-оранжевая окраска — аметист превращается в железистый цитрин. При прокаливании выше 550 °C аметист становится мутным молочно-белым [17].
При современном уровне развития кристаллофизики стало возможным изменение окраски минералов и с помощью ионизирующего облучения. Этот метод нашел широкое применение для усиления и улучшения окраски драгоценных камней, а в последние годы он используется и для глубокого облагораживания коллекционных минералов. Облучение проявляет электронно-дырочные (радиационные) центры окраски, приводя к валентным изменениям ионов переходных металлов. Применяются различные виды ионизирующего облучения: электронное и нейтронное, гамма-лучи. В результате облучения у бесцветных кристаллов кварца возникает дымчатая, цитриновая или аметистовая окраска. Некоторые зеленоватые бериллы после облучения приобретают голубую и синюю окраску, а бесцветные или желтоватые топазы становятся винно-желтыми, коричневыми или голубыми. При облучении усиливается также окраска турмалинов, целестина, кальцита, арагонита и др.
Метод регенерации коллекционных минералов основан на возможности восстанавливать в определенных условиях обломанные или частично растворенные кристаллы идеальной плоскогранной и прямореберной кристаллографической формы. Практически этот метод применим в настоящее время только для минералов, которые можно выращивать из водно-солевых растворов на затравках. Положительные результаты получены по облагораживанию друз горного хрусталя с обломанными и поврежденными головками кристаллов. Регенерация друз производится при высоких давлениях и температурах в специальных кристаллизаторах — автоклавах.
В последние годы проводились работы по изменению цвета наращиваемой части кристаллов кварца (фото 62), для чего в минералообразующий раствор вводили различные хромоформные добавки. В этом случае коллекционный материал не имеет природных аналогов и уже не может рассматриваться как природный камень. Известны также опыты по синтезу аметистовых щеток и друз, а также кварцевых друз различных окрасок. Затравками обычно служат мелкокристаллические природные друзы и щетки кварца или пластины кварцевого песчаника. В результате получается достаточно декоративный материал, но о его коллекционной ценности пока трудно сказать что-либо определенное.
Список литературы
1. Андерсон. Определение драгоценных камней. М., Мир, 1983.
2. Бельков И. В. Амазонит.— В кн.: Драгоценные и цветные камни. М„ Наука, 1980, с. 110—117.
3. Бетехтин А. Г. Минералогия. М., Госгеолиздат, 1950.
4. Буканов В. В, Условия образования драгоценных разновидностей кварца в хрусталеносных жилах Приполярного Урала.— В кн.: Ежегодник— 1972. Сыктывкар, 1973, с. 155—161. (Ин-т геол. Коми фил. АН СССР. Труды).
5. Буканов В. В., Липовский Ю. О. Новые находки благородного корунда в восточной части Балтийского щита.— В кн.: Самоцветы. Л., Наука, 1980, с. 110—116.
6. Геологическое строение месторождения самоцветов Мокруша на Среднем Урале/В. М. Смертенко, Г. А. Корендясев, В. И. Канторович, Е. С. Ворожев.— В кн.: Драгоцешпяе и цветные камни. М., Наука, 1980, с. 117—135.
7. Гинзбург А. И., Родионов Г. Г. О глубинах образования гранитных пегматитов.— Геол. рудн. месторожд., 1960, № 1, с. 45—54.
8. Гинзбург А. И., Тимофеев И. И., Фельдман Л. Г. Основы геологии гранитных пегматитов. М., Недра, 1981.
9. Годовиков А. А. Минералогия, М., Недра, 1983.
10. Григорьев Д. П. Онтогения минералов. Львов, Изд-во ЛГУ, 1961.
11. Гумеров Л. Г., Митрофанов В. А. Новое месторождение ювелирных и технических агатов на Урале.— В кн.: Драгоценные и цветные камни как полезное ископаемое. М., Наука, 1973, с. 88—94.
12. Дроздов В. П., Евстропов А. А., Шатнов Ю. А. Геологические особенности и принципы предварительной оценки месторождений кварцевого сырья: Обзор. М., 1984. (ОНТИ ВИЭМС).
13. Иванова А. А. Флюоритовые месторождения Восточного Забайкалья. М., Недра, 1974.
14. Кантор Б. 3. Коллекционирование минералов. М., Недра, 1982.
15. Карякин А. Е., Смирнов В. А. Структуры хрусталеносных полей. М., Недра, 1967.
16. Киевленко Е. Я. Поиски и оценка месторождений драгоценных и поделочных камней. М., Недра, 1980.
17. Киевленко Е. Я., Сенкевич И. И., Гаврилов А. П. Геология месторождений драгоценных камней. М., Недра, 1982.
18. Киевленко Е. Я., Сенкевич Н. Н. Геология месторождений поделочных камней. М., Недра, 1984.
19. Колесник Ю. Н. Высокотемпературный метасоматоз в ультраосновных породах. Новосибирск, Наука, 1976. (Ин-т геологии и геофизики СО АН СССР. Труды, вып. 261).
20. Коржинский Д. С. Очерк метасоматических процессов — В кн.: Основные проблемы в учении о магматогенных рудных месторождениях. М., изд-во АН СССР, 1953, с. 332—452.
21. Корнетова В. А. О классификации минералов группы турмалина.— Записки Всес. минерал, о-ва, 1975, ч. 104, вып. 3, с. 332—336.
22. Костов И. Минералогия. М., Мир, 1971.
23. Лазько Е. Е. Минералы — спутники алмаза и генезис кимберлитовых пород. М., Недра, 1979.
24. Минералогия и генезис камерных пегматитов Волыпин/Е. К. Лазаренко, В. И. Павлишин, В. Т. Латыш, Ю. Г. Сорокин. Львов, Изд-во ЛГУ, 1973.
25. Платонов А. Н., Таран М. Н., Балицкий В. С. Природа окраски самоцветов. М., Недра, 1984.
26. Радкевич Е. А. Геология свинцово-цинковых месторождений Приморья.— М., Наука, 1960.
27. Розинов М. И. Классификация базальтовых вулканических серий.— Сов. геология, 1974, № 7, с. 31—46.
28. Рудные месторождения СССР/Под ред. В. И. Смирнова. М., Недра, 1974.
29. Смертенко В. М., Канторович В, И., Пальмова Н. И. Пегматиты с драгоценными камнями Мурзинско-Адуйского района Урала.— В кн.: Драгоценные и цветные камни. М., Наука, 1980, с. 135—145.
30. Смирнов В. И. Геология полезных ископаемых. 4-е изд. М., Недра, 1982.
31. Соболевский В. И. Замечательные минералы. 2-е изд. М., Просвещение, 1983.
32. Ферсман А. Е. Драгоценные и цветные камни СССР. М., Изд-во АН СССР, 1962.
33. Хакимов А. X., Пацкевич Г. П. Особенности формирования Кедонского месторождения аметиста.— В кн.: Драгоценные и цветные камни. М., Наука, 1980, с. 247—253.
34. Чижик О. Е., Лекух 3. В. О генезисе изумрудов в месторождениях слюдитового типа.— В кн.: Драгоценные и цветные камни. М., Наука, 1980, с. 158—174.
35. Чупров В. И. Декоративный коллекционный материал как разновидность камнесамоцветного сырья.— Изв. вузов. Сер. Геология и разведка, 1980, № 11, с. 88—96.
36. Чупров В. И. Выявление и основные принципы оценки месторождений и проявлений с декоративным коллекционным материалом.— Изв. вузов. Сер. Геология и разведка, 1981, № 4, с. 156.
37. Чупров В. И. Показатели качества и особенности качественной оценки декоративного коллекционного материала по пробам.— Изв. вузов. Сер. Геология и разведка, 1981, № 7, с. 100.
38. Щербакова С. В. О двух типах рубиновой минерализации в ультраосновном массиве Рай-Из на Полярном Урале.— Тр. ВСЕГЕИ, 1976, т. 210, с. Ill —119.
Содержание
Предисловие 3
ДЕКОРАТИВНЫЕ МИНЕРАЛЫ КАК ПОЛЕЗНОЕ ИСКОПАЕ-
МОЕ 5
Общие сведения о коллекционных камнях 5
Требования к качеству декоративных коллекционных камней 10
Определение качества коллекционных камней 30
Основные показатели 30
Методика оценки 37
ОСНОВНЫЕ КОЛЛЕКЦИОННЫЕ МИНЕРАЛЫ 40
I класс. Самородные элементы 40
II класс. Сульфиды 43
III класс. Галогениды 53
IV класс. Оксиды и гидроксиды 55
V класс. Силикаты 70
VI класс. Бораты 103
VII класс. Фосфаты 108
VIII класс. Вольфраматы НО
IX класс. Сульфаты 112
X класс. Хроматы 115
XI класс. Карбонаты 116
МЕСТОРОЖДЕНИЯ ДЕКОРАТИВНЫХ МИНЕРАЛОВ 120
Магматические образования 120
Пироп- и хризолитсодержащие кимберлиты 121
Основные эффузивы с сапфиром, цирковом или хризолитом 124
Гранитные пегматиты 126
Миароловые пегматиты 126
Редкометальные пегматиты 135
Мусковитовые и редкоземельные пегматиты 136
Щелочные (сиенитовые) пегматиты 138
Гидротермально-метасоматические образования 141
Апогранитные грейзены 141
Метасоматиты ультраосновных пород 142
Скарны 148
Гидротермальные месторождения 157
Плутоногенные месторождения 158
Вулканогенные месторождения 167
Телетермальные месторождения 174
Метаморфогеиные образования 177
Осадочные (эпигенетические) образования 181
Коры выветривания 185
Геолого-генетические типы месторождений 188
ОСОБЕННОСТИ ПОИСКОВ И ОЦЕНКИ МЕСТОРОЖДЕНИЙ 197
Месторождения собственно коллекционных камней 197
Комплексные месторождения камнесамоцветного сырья и коллек- 204 ционных камней. Месторождения других полезных ископаемых с коллекционными камнями
ОТБОР И ОБРАБОТКА ПРОБ КОЛЛЕКЦИОННЫХ КАМНЕЙ 207
Отбор коллекционных минералов 207
Обработка коллекционных минералов 211
Список литературы 220