ГИДРОТЕРМАЛЬНЫЕ МЕСТОРОЖДЕНИЯ

ЮВЕЛИРНЫХ КАМНЕЙ

Гидротермальные месторождения образуются за счет горячих минерализованных растворов и газов, связанных с магмой и периодически отделяющихся от нее.

Гидротермы отделялись от магмы первоначально в виде газа, который затем конденсировался в жидкость, содержащую в себе целый ряд соединений металлов. Отделяясь от магматического очага, гидротермы движутся по трещинам. Причина движения гидротерм – разность давлений. Растворы движутся в сторону наименьшего давления по различным тектоническим нарушениям, зонам контактов. В этом случае, в отличие от метасоматического процесса, когда идет изменение вмещающих пород, гидротермы могут заимствовать различные вещества из боковых пород, но без их изменений. По мере удаления растворов от магматического очага температура их падает. В результате этого кристаллизуются минералы из водных растворов.

Форма большинства гидротермальных минеральных тел жильная. Главнейший жильный минерал – кварц, поэтому очень часто встречаются именно кварцевые жилы.

Гидротермальные месторождения могут залегать как в самой интрузии, так и в породах кровли. Нахождение гидротермальных месторождений в самом интрузивном теле объясняется неравномерным остыванием крупных геологических тел. В то время как центральная часть интрузии находится еще в расплавленном состоянии и может служить источником гидротерм, краевые ее части успевают значительно остыть.

Гидротермальное происхождение имеет большинство руд цветных металлов, редких и радиоактивных элементов, золото, серебро. Среди ювелирного сырья это крупнейшие месторождения аметиста, горного хрусталя, халцедонов (агатов), опала; уникальное месторождение высококачественного изумруда; декоративных материалов, таких как мраморный оникс и гематит-кровавик.

Гидротермальные месторождения ювелирного сырья представлены тремя основными формационно-генетическими типами:

 

· Плутоногенный

· Поствулканический

· Телетермальный

 

1. Плутоногенные минеральные ассоциации связаны с кислыми магматическими породами. Они располагаются в кровле интрузивов или на незначительном расстоянии от них в осадочно-метаморфических породах. Многочисленные месторождения руд металлов, входящие в эту формацию, практически не содержат скоплений цветных камней. В этом плане интересны только безрудные хрусталеносные жилы, широко распространенные на Урале, в Восточной Сибири (Россия), за рубежом – в Казахстане, Бразилии и на о.Мадагаскар.

Хрусталеносные кварцевые жилы залегают в кварцитах, гранитоидах, скарнированных известняках. Они контролируются постскладчатыми разломами. Форма и размеры кварцевых тел разнообразны: это линзы, плиты и сложные ветвящиеся жилы, штокверки. Хрусталеносные тела сложены крупно- и гигантозернистым и друзовидным кварцем. Главной их особенностью являются минерализованные полости с хорошо оформленными кристаллами горного хрусталя.

Хрусталеносные кварцевые жилы образуются в два этапа. В первый этап из перенасыщенных кремнеземом растворов кристаллизуется жильный кварц, а во второй, после более или менее длительного перерыва сформировались хрусталеносные полости. Щелочные растворы активно взаимодействовали с боковыми породами и жильным кварцем, извлекая из них кремнезем и другие компоненты, необходимые для образования горного хрусталя.

Иногда бывает проявлен только второй этап минерализации, и тогда возникают хрусталеносные жилы, так называемого альпийского типа – минерализованные трещины, почти не содержащие жильного кварца.

Кристаллы горного хрусталя имеют разную величину от самой небольшой до гигантской с массой в несколько сотен килограммов. Альпийские жилы содержат великолепные друзы. На некоторых месторождениях распространены дымчатые кристаллы.

Цитрин и аметист в типичных хрусталеносных жилах сравнительно редки. При этом аметист относится к последней генерации кварца, встречаясь в протяженных зонах, пересекающих кварцевые жилы. Горный хрусталь кристаллизуется при температурах 350 – 200⁰, аметист при более низких температурах 180 – 60⁰. Такие аметистоносные зоны без кварцевых жил, сосредоточенные на площади до нескольких квадратных километров, известны на месторождениях аметиста в Зимбабве, Замбии и др.

 

2. Поствулканические месторождения служат практически единственным источником ювелирно-поделочного агата. С ними также бывает связаны крупные месторождения аметиста (в Бразилии) и сравнительно небольшие скопления благородного опала (в Мексике, США, Чехии) и яшмы. Гидротермальное минералообразование особенно интенсивно проявлено в областях развития базальтового и андезит-базальтового вулканизма.

Месторождения агата размещаются в лавовых покровах. Агатоносные зоны в эффузивных толщах основного и среднего состава тяготеют к пористым (миндалекаменным) частям лавовых покровов и к участкам дробления лав. В базальтах и андезитах наблюдаются многочисленные прожилки и гнездообразные скопления халцедона и опала.

Агатовые миндалины-секреции достигают 0.5 – 0.8 м в поперечнике и массы 500 кг и более (месторождения в Бразилии). Некоторые их них имеют свободную центральную полость, стенки которых покрыты кристаллами бесцветного кварца и аметиста, иногда кальцита. Такие жеоды представляют собой ценный коллекционный материал. В жеодах большого размера, а также в минерализованных трещинах могут находиться крупные кристаллы аметиста.

 

2.6. МЕТАМОРФИЧЕСКИЕ МЕСТОРОЖДЕНИЯ

 

В результате регионального и контактового метаморфизма горных пород возникают месторождения рубина и сапфира, альмандина, лунного камня, родонита, яшмы и окаменелого дерева. Они образованы в основном при средних давлениях, а по температурам формирования могут быть подразделены на низко-, средне- и высокотемпературные соответствующие зеленосланцевой, эпидот-амфиболитовой, амфиболитовой и гранулитовой фациям.

Месторождения средне- и высокотемпературных фаций метаморфизма. Эта группа включает метаморфические образования эпидот-амфиболитовой, амфиболитовой и гранулитовой фаций, ориентировочно отвечающие температурному интервалу 450 – 650 – 850⁰ С. С ними связаны главным образом месторождения ювелирного альмандина (Карелия, Аляска, Индия, Шри-Ланка и др.), а также рубина и сапфира (Северная Каролина, Шри-Ланка и др.) и лунного камня (Шри-Ланка). Метаморфогенные месторождения ювелирных камней, как правило, сами не имеют практического значения, но могут служить источником богатых россыпей.

Альмандин очень характерен для данных фация и является индекс-минералом для большинства минеральных ассоциаций этого генезиса. При этом с повышением температуры и давления минералообразующей среды в альмандине увеличивается содержание пиропового компонента, а в гнейсах гранулитовой фации метаморфизма гранат бывает представлен родолитом. Крупнозернистый прозрачный альмандин, пригодный для огранки, встречается редко, главным образом среди кристаллических сланцев амфиболитовой фации.

В Карелии на Кительском месторождении встречается до 2% малинового и вишнево-красного альмандина диаметром до 3-5 см. Особенно много граната в перемятых – плойчатых сланцах, обогащенных биотитом и силлиманитом.

На Аляске месторождение абразивного, ювелирного и коллекционного альмандина называется Форт Врангель. Существенно увеличивается количество и размеры кристаллов альмандина в сланцах у контакта с крупным гранитным массивом. Это позволяет предположить, что контактовый метаморфизм привел к собирательной перекристаллизации и укрупнению первоначально мелкого граната.

В Северной Каролине известно россыпное месторождение низкокачественного рубина и родолита Кови-Крик. Эти россыпи образовались за счет разрушения древних гнейсов докембрия.

В сходной геологической ситуации в глубокометаморфизованных гнейсах и гранулитах в Шри-Ланка отмечается мелкая вкрапленность рубина и сапфира. Эти породы также стали коренным источником аллювиальных россыпей ювелирных камней.

В некоторых кварц-полевошпатовых гнейсах встречаются порфиробласты ортоклаза с серебристой иризацией лунного камня. К этому типу относятся месторождения лунного камня в Шри-Ланка. Для этих пород характерна очковая текстура, где крупные выделения ортоклаза длиной 10-12 см сцементированы мелкозернистой кварц-полевошпатовой массой.

Месторождения низкотемпературных фаций метаморфизма. Сюда входят месторождения, образовавшиеся при температурах порядка 120 – 450⁰ С в зеленосланцевую фацию регионального метаморфизма.

С самыми низкотемпературными стадиями метаморфизма связано образование окаменелого дерева, скопления которого известны в США (штаты Аризона и Монтана), на Малом Кавказе, в Казахстане, на Дальнем Востоке и во многих других местах. Обломки древних стволов, замещенные опалом, халцедоном и мелкозернистым кварцем находятся в туфогенных отложениях или в осадочных породах – алевритах и аргиллитах. Образованию коренных месторождений этого поделочного камня предшествовало катастрофически быстрое захоронение древнего леса вулканическими туфами, наступающими дюнными песками и ледниковой мореной, что исключало гниение и углификацию древесины.

Важнейшим источником лучшей яшмы служат кремнистые вулканогенно-осадочные породы, метаморфизованные в фацию зеленых сланцев. В составе таких зеленокаменных толщ распространены протяженные пласты железистых сургучных яшма. Произошли они преимущественно в результате метаморфизма кремнистых морских осадков.

Поделочные яшмы, особенно красивые пестроцветные и брекчиевидные, образуются в результате перекристаллизации и окварцевания первичных сургучных и других однотонных яшм в зонах трещиноватости и у контактов с магматическими породами. Великолепные пестроцветные и рисунчатые яшмы наблюдаются на месторождении Гора Полковник в Оренбургской области в виде глыб-ксенолитов. Ксенолиты были захвачены магмой из пластов региональных сургучных яшм и интенсивно метаморфизованы.

Известны крупные месторождения Среднего и Южного Урала, где в туффитах, кремнистых сланцах развиты многочисленные линзы яшмы, обычно залегающие вдоль контактов пород. Обычная длина линз – от 10 до 70 м, изредка до 200 м. Мощность – от 1, 5 до 7 м. Яшмы сложены тонкозернистым кварцем (80-90%) с примесью глинистых частиц, окислов железа, хлорита, эпидота, андрадита и других минералов. Они однотонные сургучно-красные, вишневые и зеленые; полосчатые или пятнистые.

В процессе зеленосланцевого метаморфизма при замещении марганценосных осадочных отложений образуется поделочный родонит. Месторождения родонита этого типа известны на Среднем Урале, в Средней Азии, в Австралии и в США. Родонитовые тела залегают в кварцитах, которые переслаиваются с хлоритовыми и углистыми сланцами. Они имеют форму линз или выклинивающихся будин. Длина их по простиранию невелика, обычно не превышает 20-25 м, мощность составляет от 1 до 6 м.

 

⇐ Предыдущая234567891011Следующая ⇒

Поделиться: