Берилл и Топаз

I. ОБЩИЕ СВЕДЕНИЯ

1. Свойства берилла и топаза

Берилл – кольцевой алюмосиликат, химическая формула которого Be₃Al₂(Si₆О₁₈). В качестве примесей могут присутствовать: 1) катионы двух- и трехвалентного железа, хрома, скандия и магния, изоморфно замещающие алюминий; 2) щелочные и щелочноземельные ионы калия, натрия, лития, цезия, рубидия, кальция, бария и вода, заполняющие трубчатые каналы в структуре минерала. Для некоторых бериллов типичны примеси гелия и, иногда, аргона (Беус, 1956).

По содержанию примесных щелочей ювелирный берилл можно разделить на следующие типы: а) бесщелочные – собственно берилл, аквамарин; б) слабо щелочные (0,5-1,0% щелочей) – гелиодор; в) щелочные (1-2% щелочей); г) сильно щелочные с литием, рубидием и цезием (от 2 до 7% щелочей) – ростерит, воробьевит. Наиболее распространены бесщелочные разности берилла.

Берилл кристаллизуется в гексагональной сингонии дипирамидального вида симметрии. Габитус кристаллов в значительной степени определяется условиями образования и характером элементов-примесей. Для бесщелочных и слабо щелочных бериллов характерны вытянутые призматические формы, для сильно щелочных разностей – короткостолбчатые и таблитчатые. Кристаллы, образовавшиеся в миароловых пустотах в условиях свободного роста, обладают наиболее полным набором граней простых форм симметрии и имеют, помимо гексагональных призм, хорошо выраженные пинакоидные головки, дипирамиды и другие простые формы. В условиях стесненного роста концевые грани как правило не развиваются.

Удельный вес берилла 2,6-2,9. Причем бесщелочные и слабо щелочные разности имеют наименьший удельный вес 2,6-2,67, щелочные – 2,67-2,73 и сильно щелочные бериллы – 2,9. Показатель преломления также зависит от щелочности берилла, возрастая с увеличением последней (от 1,568 до 1,602 по No и от 1,564 до 1,595 по Ne). Твердость минерала непостоянна и варьирует от 7,5 до 8. Блеск стеклянный, жирный, спайность неясная. Минерал одноосный, оптически отрицательный.

К ювелирным разностям относятся разноокрашенные (и бесцветные) прозрачные и бездефектные кристаллы берилла; интенсивность окраски повышает ценность камня. Окраска бериллов обусловлена присутствием примесей различных элементов-красителей. Зеленую окраску кристаллов вызывает присутствие в них окисного и закисного железа, голубую и синюю – только окисного трехвалентного железа, а золотистую – только закисного железа. Розовые и фиолетово-красные тона сильно щелочных бериллов связаны с присутствием в их составе редких щелочей – лития, цезия, рубидия.

Топаз – минерал с химической формулой Al₂[F,OH]₂SiO₄. В качестве примесей в незначительных количествах могут присутствовать калий, натрий, кальций, магний, железо, хром, титан.

Топаз кристаллизуется в ромбодипирамидальном виде симметрии ромбической сингонии. Форма кристаллов короткостолбчатая, реже длиннопризматическая, для них обычно обилие простых форм. По кристаллографическим особенностям топазы подразделяются на следующие габитусные типы:

1) мурзинский – кристаллы имеют почти изометричный габитус с хорошо развитыми призмой и пинакоидом, характерны также грани дипирамиды и диэдра;

2) ильменский – кристаллы обладают бочонкообразным габитусом; пинакоид сильно сужен рядами дипирамид; призма (НО) придает кристаллам гексагональный облик;

3) коростеньский – для кристаллов характерны хорошо развитые грани призмы и отсутствие пинакоида;

4) шерловогорский тип (как и борщовочный) – кристаллы имеют удлиненный габитус, относительно равномерно развитую призму и отчетливо выраженный диэдр.

Топазу свойственна высокая твердость (8 по шкале Мооса) и совершенная спайность в одном направлении. Удельный вес его также достаточно высок и составляет - 3,52-3,57. Блеск минерала стеклянный, на плоскостях спайности – перламутровый.

Природная окраска топазов весьма разнообразна: нежно-голубая, синяя, синевато-зеленая, винно-желтая, чайно-желтая, бурая, розовая, красновато-фиолетовая. Широко распространены также бесцветные водяно-прозрачные разности. Встречаются полихромные кристаллы топаза, содержащие зоны разного цвета или одного цвета, но разной интенсивности.

Окраска топазов обусловлена присутствием различных примесных элементов красителей (Киевленко и др., 1974). Так, голубая окраска вызвана наличием в минерале одновременно окисного и закисного железа, а розовая – примесью лишь одного окисного железа. Весьма устойчивые розовая и красно-фиолетовая окраски кочкарских топазов со Среднего Урала обуславливаются примесью трехвалентного хрома, изоморфно замещающего алюминий. Окраска топазов, как правило, неустойчивая: под длительным воздействием солнечного света топазы обесцвечиваются. Восстановить, изменить или усилить окраску можно искусственно – с помощью термического воздействия или радиоактивного облучения. Так, облучение бесцветных топазов рентгеновскими лучами вызывает появление коричнево-оранжевой или янтарной окраски, которую объясняют наличием дефектов кристаллической решетки минерала и потерей кислородом электронов, переходящих в свободное состояние. Такая окраска еще более неустойчива и при длительном пребывании минерала на солнце или при нагревании его до 300°С исчезает. Бурые и желтые бразильские топазы при нагревании приобретают розовый и красный цвета.

2. Область применения и технические требования к качеству сырья

И берилл, и топаз из-за большой твердости, разнообразной (часто яркой) окраски, высокого показателя преломления и сильного блеска в ювелирных разностях представляют собой прекрасный ограночный материал. Из этих самоцветов изготавливаются ограненные фасетной огранкой вставки в кольца, перстни, серьги, броши, кулоны, ожерелья. Значительно менее ценны вставки – кабошоны из дефектных (с трещинами и включениями) бериллов и топазов, которые также используются в ювелирных изделиях.

Берилл очень хорошо гранится и полируется. Основными формами его огранки являются: бриллиантовая, роза, ступенчатая, шахматная и смешанная. Наиболее ценятся на мировом рынке разновидности берилла редкой окраски: розовые и красные воробьевиты (морганиты) и темно-синие бериллы. Также высоко ценятся аквамарины, особенно ярко-голубые камни цвета небесной лазури. Достаточно редкими, а потому и ценными, являются желтые гелиодоры с четко выраженным астеризмом. Наиболее обычны желтые, желто-зеленые и зеленые разности.

Топаз, обладая совершенной спайностью, представляет собой значительно более трудный для огранки материал. Из него получают красивые камни, наиболее распространенной формой огранки которых является ступенчатая; реке применяются бриллиантовая и комбинированная формы огранки.

Наиболее ценными на мировом рынке являются топазы розовой окраски; далее идут интенсивно окрашенные винно-желтые топазы, затем топазы густо-чайного цвета и голубые разности. Топазы бесцветные или бледно-окрашенные ценятся значительно ниже.

Следует отметить, что в последнее время большую ценность приобрели ювелирные бериллы и топазы в друзах – штуфах. Это вызвано все возрастающим во всей мире интересом к коллекционированию.

Технические требования к ювелирным бериллу и топазу в сырье, действующие в СССР, представлены в табл.1.

Таблица 1

Технические требования на ювелирные берилл и топаз

А. Аквамарин

1. Аквамарин для изготовления граненых вставок

Примечание: аквамарин голубовато-зеленого и голубого цвета интенсивно и равномерно окрашенный, чистый, прозрачный.

2. Аквамарин для изготовления кабошонов

Б. Берилл

Примечание: минимальный вес кристалла берилла 5 г, минимальные линейные размеры б мм в любом из направлений.

В. Топаз

Примечание: минимальный вес кристалла топаза 10 г, минимальные линейные размеры – 10 мм в любом из направлений.

Цены на мировом рынке на ювелирные берилл и топаз можно видеть на примере розничных цен, действующих в США. В этой стране, являющейся крупнейшим потребителем драгоценных камней, стоимость граненых бериллов колеблется от 1-2 до 75 долларов за карат в зависимости от характера и интенсивности окраски и величины камня; стоимость граненых топазов составляет от 2-4 до 60 долларов за карат, достигая 100 долларов за карат камня интенсивной розовой окраски. В Европе и Южной Америке цены на топаз и берилл примерно такие же (в долларах за карат): аквамарин – 1-100, топаз – 10-100 (Киевленко и др., 1974).

3. Размещение месторождений ювелирных берилла и топаза и сведения об их добыче

Все основные месторождения берилла и топаза показаны на рис. 1. Естественно, что данные приведены в обобщенной форме, так что часто под одним номером объединены многочисленные и довольно крупные месторождения. Например, месторождения о.Мадагаскар, месторождения самоцветной полосы Урала и т.д. Наиболее крупные месторождения, которые обеспечивают (или обеспечивали) большую часть мировой добычи интересующих нас самоцветов, находятся в Бразилии и на Мадагаскаре. В США также имеются относительно мелкие, но многочисленные месторождения, которые позволяют занимать этой стране одно из ведущих мест по добыче ювелирного берилла. Некоторое количество самоцветов, главным образом берилла, добывается из россыпных и пегматитовых месторождений Южной Родезии. Месторождения остальных зарубежных стран по объему добычи топаза и берилла значительно уступают перечисленным выше районам. Следует оговориться, что сколько-нибудь удовлетворительная систематическая информация о добыче топаза и берилла по странам мира отсутствует. Имеются сведения, что в Бразилии, занимающей ведущее место в мире по добыче и экспорту этих

Рис. 1. Схема размещения основных месторождений ювелирных берилла и топаза на карте пира

А. Крупные месторождения: 1, 2 – месторождения шт.Минас-Херайс, Бразилия; 3 – месторождения Малагасийской республики; 4 – месторождения Украины, СССР. Б. Средние и мелкие месторождения: СССР – 5 – месторождения Урала; 6 – месторождения Забайкалья. Африка: 7 – Митваба (Конго); 8 – Миами (Южная Родезия); 9 – Солсбери и Бикита (Южная Родезия). Бразилия: 10 – месторождение шт.Параиба. США: 11 – месторождения шт.Калифорния; 12 – Фремонт, шт.Колорадо; 13 – месторождение шт.Уэн; 14 – месторождение шт.Северная Каролина, индия: 15 – месторождения шт.Раджастан. Бирма: 16 – Могок; 17 – Саканча. Шри-Ланка: 18 – Нувара, Эмея, Хартен, Бадулла. Австралия: 19 – Пуна.

ювелирных камней, на период 1941-1956 гг. ежегодно извлекалось в среднем 3-5 s берилла и топаза. С месторождений Малагасийской республики (о. Мадагаскар) в наиболее удачные годы добывалось по 500-600 кг ювелирного берилла. В США в 40-е – 50-е годы добывалось ежегодно по 500-600 кг берилла и аквамарина, добыча топаза была незначительная и составляла первые десятки килограмм.

В нашей стране в настоящее время имеется лишь одно действующее месторождение на Украине, дающее в основном ювелирный топаз. В свое время достаточно известными были месторождения самоцветной полосы на Урале (перспективы их далеко не исчерпаны и сейчас) и Восточного Забайкалья. Так, по ориентировочной оценке А.Е. Ферсмана, в дореволюционной России стоимость ежегодно добываемых из этих месторождений аквамаринов и бериллов составляла 20 тысяч золотых рублей.

II. ПРОМЫШЛЕННО-ГЕНЕТИЧЕСКИЕ ТИПЫ МЕСТОРОЖДЕНИЙ ЮВЕЛИРНЫХ БЕРИЛЛА И ТОПАЗА

Берилл и топаз достаточно широко развиты в эндогенных геологических образованиях - магматических породах кислого и щелочного ряда, в гранитных пегматитах и в продуктах постмагматической деятельности кислых и щелочных интрузий. Достаточно сказать, что берилл и топаз выступают не только в качестве акцессорных минералов. В некоторых магматических и постмагматических образованиях они являются породообразующими минералами с содержанием до 5-10% и более.

Несмотря на то, что берилл и топаз широко распространены в геологических формациях, ювелирные разности этих минералов встречаются редко и еще более редко они образуют промышленные концентрации. Это связано, главным образом, с тем, что в природе редко

Таблица 2

Промышленно-генетические типы месторождений ювелирного топаза и берилла

создаются весьма специфичные условия для роста крупных совершенных кристаллов. Таким условиям отвечают природные автоклавы – миароловые пустоты, в которых происходит свободный рост кристаллов на последних стадиях формирования эндогенных геологических объектов. Поэтому большинство эндогенных месторождений ювелирных берилла и топаза (в том числе самые крупные и богатые месторождения) представлено миаролоносными геологическими объектами. Последние служат также основным источником для образования россыпных месторождений.

Все коренные месторождения ювелирных топаза и берилла по условиям образования связаны с гранитогдньш магматизмом и относятся к двум генетическим типам: I) пегматитовому и 2) постмагматическому пневматолито-гидротермальному (грейзеновому). Грейзеновый генетический тип представлен единственным известным пока месторождением в Забайкалье. Пегматитовые же месторождения многочисленны и далеко не одинаковы по особенностям состава, строения и своей геологической позиции. Именно по этим особенностям они сгруппированы в четыре промышленно-генетических типа. Экзогенные месторождения интересующих нас самоцветов представлены элювиальными, элювиально-делювиальными и аллювиальными россыпями, которые образуются при разрушении коренных месторождений самоцветов (в основном пегматитов). Источником берилла и топаза для промышленных россыпей могут служить и пегматиты с непромышленным содержанием минералов-самоцветов.

В табл.2 представлены все промышленно-генетические типы месторождений ювелирного топаза и берилла. Основой для этой таблицы послужила классификация месторождений, приведенная в монографии Е.Я. Киевленко, Н.Н. Сенкевича и А.П. Гаврилова, (Киевленко и др., 1974). Формационная принадлежность месторождений пегматитового типа определялась в соответствии с формациями и субформациями (или подформациями) пегматитов по глубинам их образования, выделенными А.И.Гинзбургом и Г.Г.Родионовым (Гинзбург, Родионов, 1961; Архангельская и др., 1964).

Заметные концентрации кристаллов ювелирных топаза и берилла, не достигающие, однако, масштабов промышленных месторождений, установлены и для геологических объектов других генетических типов, не указанных в табл.2. Кристаллы берилла ювелирного качества встречаются в высокотемпературных гидротермальных жилах. Такого рода проявление известно в округе Чиф штата Калорадо, США, где в берилл-молебденит-кварцевой жиле заключены мелкие полости с кристаллами аквамарина и желто-зеленого берилла. Прозрачные кристаллы бесцветного, слабо винно-желтого и голубого топаза гидротермального поствулканического генезиса обнаружены в газовых пустотах и минерализованных трещинах среди риолитов и кварцевых порфиров на месторождении Томас-Рейнче штат Юта, США (Ives , 1947). Наконец, у нас в стране на Среднем Урале известно очень интересное проявление розовых и темно-розовых топазов гидротермального генезиса в зонах силицификации известняков (Кочкарское месторождение). Кристаллы топаза здесь приурочены к небольшим пустоткам и трещинам в мелкозернистом слабо сцементированном кварце, имеют мелкие размеры и низкий выход кондиционного материала. Поэтому разработка этого проявления является нерентабельной.

Ниже приводится описание промышленно-генетических типов месторождений ювелирных топаза и берилла.

1. Полнодифференцированные альбит-микроклиновые камерные пегматиты

К этому типу относится в СССР месторождения топаза и берилла на Украине, а также мелкие месторождения топаза и берилла на юге Восточного Забайкалья , Антеро и Байт в США ( Adams , 1953). Возможно, соде же следует относить и некоторые некрупные месторождения Бразилии, расположенные в восточной части штата Минас-Жерайс в полосе развития пьезокварцевых месторождений. Для всех них характерна четкая пространственная приуроченность к материнским гранитам, которая является главнейшей особенностью геологической позиции пегматитов хрусталеносной формации. Недаром продуктивные на пьезокварцевое сырье пегматиты называет внутригранитными .

Месторождения первого промышленно-генетического типа в региональном плане размещается в пределах складчатых геосинклинальных систем, в истории развития которых хорошо был проявлен орогенный этап, или в зонах активизации областей завершенной складчатости. Поля камерных пегматитов локализуется в апикальной части интрузивов материнских лейкократовых и биотитовых гранитов, за пределами которых продуктивные пегматиты не встречается.

На украинском месторождении пегматиты развиты полосой в зоне восточного и юго-восточного эндоконтактов докембрийского посторогенного плутона биотитовых и амфибол-биотитовых рапакививидных овоидных гранитов. Состав гранитов плутона характеризуется резким преобладанием микроклина (52-60%) над плагиоклазом (7-14%) и содержанием темноцветных минералов (биотит и роговая обманка) порядка 5%. Петрохинические особенности гранитов определяется содержанием кремнезема (10% и более), высоким содержанием щелочей (8,4-9,2%), при преобладании калия над натрием и соответственно высокими значениями коэффициента агпаитности – 0,8-0,91 (Лазаренко и др., 1973). Размещение пегматитов месторождения связано с площадями развития мелкоовоидных гранитов разности γ₂, к зоне контакта которых с гибридной разностью среднезернистых гранитов γ₁, эти пегматиты приурочены. В гранитах γ₁ содержится заметное количество (до 2%) пироксена и оливина, в мелкоовоидных пегматитовмещающих гранитах γ₂ эти минералы составляют не более 0,5% (Лазаренко и др., 1973).

На площади месторождения пегматитовые тела распределены неравномерно, выделяются участки их повышенной концентрации, а в пределах последних групп сближенных пегматитов. Наиболее крупные с хорошо проявленной зональностью камерные пегматитовые тела локализуются на расстоянии около 1 км от картируемого контакта гранитов с основными породами. В зоне непосредственного эндоконтакта гранитного плутона пегматиты мелкие, часто имеют вытянутую или жилообразную форму и не несут полостей с кристаллосырьем. Объекты с топазом и бериллом сосредоточены главным образом в центральной части месторождения.

Продуктивные камерные пегматиты имеют, как правило, "объемную" форму – это или грубоизометрические тела, резко преобладающие на украинском месторождении, или штокообразные и трубообразные тела, характерные для месторождений Южного Забайкалья, Антеро и Байт (США, штат Колорадо). Размеры тел обычно невелики: от первых метров до первых десятков метров в поперечнике. Экзоконтактовые изменения вмещающих пород интенсивно развиты под продуктивными пегматитами и выражены в резком обогащении гранитов биотитом (до 15% и более) при сокращении содержания кварца и покраснении полевого шпата породы.

Строение камерных пегматитов достаточно характерно и в главных своих чертах одинаково на всех месторождениях. Различаются продуктивные тела лишь в нюансах состава. Поэтому достаточно полное представление о строении пегматитов описываемого типа можно составить на примере камерных пегматитов месторождений Украины.

Пегматитовые тела, в которых находятся полости с кристаллами кварца, топаза, берилла, отличаются идеально развитой зональностью (рис.2). От периферии к центру тела в строго определенной последовательности сменяют друг друга следующие зоны.

Рис.2. Строение типичного камерного пегматита

1 – биотитовые овоидные граниты; 2 – биотитизация гранитов; 3 – графический пегматит; 4 – апографический пегматит; 5 – пегматоидный пегматит; 6 – блоковый микроклин; 7 – кварцевое ядро; 8 – зона замещения и выщелачивания; 9 – кристаллы кварца; 10 – кристаллы топаза; 11 – глинистое выполнение полостей

1. Зона графического пегматита, структура которого по направлению к центру тела изменяется от микро- и тонкографической до средне- и крупнографической. В нижней части мощность зоны обычно возрастает. Графическая зона всегда слагает существенную часть объема продуктивного пегматитового тела и образует выдержанную внешнюю оболочку его.

2. Зона (или подзона) апографичеекой породы, в которой представлены субграфические, ельчатые, перистые, венчиковые и т.д. структуры перекристаллизации графического пегматита. Обычно апографическая порода достаточно интенсивно альбитизирована. Зона развита в нижней половине пегматитового тела.

3. Центральную часть тела занимает кварц-микроклиновая зона пегматоидной и блоковой структуры. Блоковый пегматит обычно смещен в верхнюю половину пегматитового тела. Почти всегда размеры слагающих зону минеральных индивидов возрастают от периферии к центру тела. В этом же направлении уменьшается содержание кварца в породе и она переходит в монополевошпатовый блоковый пегматит, который может целиком облекать кварцевое ядро.

4. Кварцевое ядро. Верхняя граница зоны выпуклая, а нижняя – или уплощенная, или даже вогнутая. Книзу кварц ядра становится льдистым, все более темным, морионовидным. В ядре хорошо проявлена сводовая трещиноватость, особенно интенсивная (до плитчатой отдельности) в нижней надзанорышевой части ядра. В продуктивных телах кварцевое ядро относительно невелико и слагает всегда менее 50% их объема.

5. Зона свободного роста кристаллов (полость, камера) располагается всегда под кварцевым ядром в центральной части тела. Нижняя часть зоны граничит с пегматоидным пегматитом или породой смешанной графико-пегматоидной структуры. Форма полостей грубо повторяет форму всего пегматитового тела и кварцевого ядра. Размеры их также зависят от размера пегматитового тела: в крупных телах, как правило, обнаруживаются и крупные полости, объем которых достигает 100-250 м³.

В пегматитах описываемого типа, как правило, бывает лишь одна крупная полость с кристаллами свободного роста, остальные полости, встречающиеся вблизи кварцевого ядра в пегматоидной и блоковой зонах, а также в графической зоне, не сопоставимы по размерам и количеству кристаллосырья с этой "главной" полостью. Как исключение встречаются пегматитовые тела с двумя – тремя примерно равновеликими полостями.

В верхней части полостей располагаются крупные кристаллы кварца, нарастающие на нижнюю поверхность кварцевого ядра головками вниз. Полость выполнена дробленым материалом, в основном ядерным кварцем, а также обломками полевого шпата и кристаллов кварца. Кристаллы топаза и берилла располагаются в боковых и, в меньшей степени, в донных частях полостей. Для полостей, содержащих топаз, характерно развитие в донных частях друз крупных кристаллов микроклина, буровато-серебристых литийсодержащих слюд и относительно маломощных (5-20 см), но выдержанных почти по всей длине полости, зон белого клевеландита радиально-лучистой структуры. На наличие берилла в полости может указывать зеленая окраска обломков микроклина в средней ее части и кристаллов микроклина донных друз, вызванная замещением микроклина зеленый слюдоподобным минералом. Породы боковых и донных стенок камер-полостей интенсивно изменены. Здесь развиваются процессы выщелачивания и метасоматического замещения.

6. Зона выщелачивания, перекристаллизации и замещения всегда присутствует в продуктивных пегматитах, располагаясь под полостью с кристаллами свободного роста. Размер зоны в поперечнике грубо соответствует размеру полости, а мощность по вертикали изменяется от 0,1 м до нескольких метров (Лазаренко и др., 1973).

Изменения первичных подзанорышевых пород, которые представлены обычно пегматитом графической, пегматоидной и смешанной структур, выражены в выщелачивании кварца с образованием пористой породы, в которой поры соответствуют форме выщелоченных кварцевых выделений. Из процессов замещения развита главным образом альбитизация, часто проходящая до полного замещения микроклина агрегатами зернистого или таблитчатого альбита. Во многих телах после альбитизации происходит образование гидрослюд, флюорита, сидерита, которые метасоматически замещают более ранние минералы зоны или кристаллизуются в пустотах выщелачивания. Следует отметить, что в продуктивных на берилл и топаз пегматитах, по нашим данным, в описываемой зоне никогда не происходит полного замещения альбитом микроклина, количество последнего на дне полости и в зоне выщелачивания и замещения всегда заметное. В таких телах состав породы этой зоны можно определить как микроклин-альбитовый, в том или ином количестве всегда присутствуют мелко-среднечешуйчатые слюды.

В целом состав камерных пегматитов с бериллом и топазом является альбит-микроклиновым, так как микроклин преобладает. Слюды представлены членами изоморфного ряда лепидомелан-лепидолит (Лазаренко и др., 1973), причем от периферии к центру пегматитов сменят друг друга разности, все более обогащенные литием. Во внешних зонах пегматита развит лепидомелан в виде лейст и чешуи, а вблизи кварцевого ядра и полости ухе развит протолитионит. Циннвальдит характерен для центральной занорышевой часта пегматита и зоны выщелачивания. Криофиллит и лепидолит редки, встречаются в занорышах и зонах выщелачивания отдельных пегматитовых тел. Мусковит встречается редко; описаны лишь мелкочешуйчатые его разности желто-зеленого цвета, замещающие микроклин и кристаллы берилла. Следует отметить, что и в пегматитах хрусталеносной формации темные слюды резко преобладают над мусковитом.

Из акцессорных минералов камерных пегматитов наиболее типичны топаз, флюорит, колумбит, ильменит, циркон, анатаз, берилл. Весьма характерно малое количество шерла, столь широко распространенного в пегматитах редкометальной формации (типы 2-4).

Топазы с месторождений Украины характеризуются большими размерами (до десятков кг.), красивым небесно-голубым и винно-желтым цветом. Правда интенсивно окрашенных кристаллов немного по сравнению с общей массой добываемого сырья. Бериллы месторождения отличаются длиннопризматическим габитусом, причем грани кристаллов обычно сглажены поздним травлением и часто разъедены. Цвет их светло-зеленый, оливково-зеленый с желтоватым оттенком. Аквамарины чрезвычайно редки. Распределены берилл и топаз в камерных пегматитах месторождения весьма неравномерно. Кристаллы топаза ювелирного качества встречаются примерно в каждом третьем, а берилла – в каждом десятом камерном пегматите. Отдельные пегматитовые тела могут содержать очень много ювелирного сырья – до 1 т топаза и до 0,5 т берилла.

Пегматиты с бериллами и топазами известных месторождений I типа – в Южном Забайкалье, Антеро и Байт (США, штат Колорадо) также локализованы в материнских лейкократовых гранитах и имеют совершенно аналогичные с пегматитами украинских месторождений черты строения и состава. Однако размеры продуктивных жил и масштабы самоцветной минерализации этих месторождений значительно меньшие.

Таким образом, главными особенностями месторождений ювелирного топаза и берилла первого типа являются:

а. локализация пегматитов в апикальных частях интрузивов материнских гранитов, отсутствие тектонического контроля за их размещением, нелинейное, площадное или кустовое распределение пегматитов, в том числе и продуктивных, в пределах поля;

б. "объемная" – изометричная, штокообразная, реже утолщенно-линзовидная, форма продуктивных пегматитовых тел;

в. развитие полной зональности в продуктивных пегматитовых телах с обязательным наличием достаточно мощной зоны графических структур, крупно-гигантокристаллической пегматоидно-блоковой зоны и кварцевого ядра, под которым локализуется крупная полость с кристаллами свободного роста;

г. альбит-микроклиновый состав продуктивных пегматитов, проявление в заметных масштабах процессов замещения (в основном альбитизации), наличие богатых литием слюд.

2. Зональные альбит-микронлиновые и альбитамазонит-микроклиновые миаролоносные пегматиты

Второй промышленно-генетический тип объединяет наиболее крупные коренные месторождения ювелирных топаза и берилла – такие, как Оуру-Прету (Бразилия), Анказобе, Тананариве, Тангафено и др. (Малагасийская республика), копь Фишер Квори в штате Мэн, США (Paiach, 1934), наши знаменитые копи Алабашско-Мурзинского района на Урале и др. Миаролоносные пегматиты с самоцветной минерализацией этого типа относятся к редкометальной формации средних глубин образования (Гинзбург, Родионов, I960), к субформации пегматитов с драгоценными камнями (Архангельская и др., 1964), которые по глубинности образования являются как бы переходными от хрусталеносных к типично редкометальным пегматитам.

Поля пегматитов с драгоценными камнями локализуются в крупных антиклинорных структурах геосинклинальных складчатых областей и в зонах активизации кристаллических щитов и областей древней завершенной складчатости. Они всегда обнаруживают тесную пространственную связь с массивами нормальных биотитовых или двуслюдяных гранитов, располагаясь в их экзоконтактовых и значительно реже в эндоконтактовых зонах.

Особенности локализации, состава и строения месторождений второго промышленно-генетического типа рассмотрим на примере наиболее хорошо изученных пегматитов с ювелирными топазом и бериллом Мурзинско-Адуйской самоцветной полосы Урала, пегматитовое поле которой локализовано в западной экзоконтактовой зоне синскладчатой  гранитной интрузии. Эта крупная позднепалеозойская интрузия протягивается в меридиональном направлении на 170 км при ширине до 20 км и залегает в ядре крупного Мурзинского антиклинория. Интрузия вмещается гнейсовой толщей мурзинской свиты нижнепалеозойского возраста, слагающей в районе нижний структурный ярус (рис. 3). Породы толщи сложно дислоцированы, метаморфизм их отвечает низким ступеням амфиболитовой фации. Контакт вмещающих пород с гранитами носит инъекционный характер: в краевых частях интрузивов образуются гнейсо-граниты и гранито-гнейсы, в широкой зоне экзоконтакта отмечаются многочисленные послойные инъекции гранитов и пегматитов.

Преобладающая часть выходов интрузивов на поверхность сложена крупно- среднезернистыми неравнозернистыми, часто порфировидными нормальными биотитовыми гранитами. Среди них незакономерно распространены крупные участки пегматойдных, аляскитовых, двуслюдяных и мусковитовых гранитов, выделяемых в качестве фациальных разностей. Жильная фаза представлена аплитами, пегматитами, а также плагиогранит-порфирами и диорит-порфиритами.

Пегматиты распространены как в гранитах, так и в западном и восточном экзоконтактах интрузии. В восточном экзоконтакте располагаются интенсивно замещенные альбитовые пегматиты с редкими металлами, приуроченные к узким меридиональным зонам разломов. В самой гранитной интрузии развиты мелкие незамещенные и незональные шлировидные или жилообразные пегматиты существенно калиевого состава, которые не несут ни редкометальной, ни самоцветной

Рис. 3. Схема геологического строения Мурзинско-Адуйскои самоцветной полосы

1 – граниты мусковитовые, двуслюдяные и аляскитовые; 2 – граниты биотитовые; 3 – граносиениты, гранодиориты и диориты; 4 – гнейсо-граниты; 5 – после-ордовикские отложения (верхний структурный этаж): зеленые сланцы, эффузивы, туфы, песчаники, известняки, кварциты; 6 – нижнепалеозойские отложения (нижний структурный этаж), мурзинская свита: гнейсы с прослоями мраморов, кварцитов; 7 – пегматитовые жилы с топазом и бериллом; 8 – региональные разломы минерализации.

Миаролоносные пегматиты с драгоценными камнями располагаются в гнейсах и сланцах западного экзоконтакта Мурзинско-Адуйокой гранитной интрузии. Ширина меридиональной полосы развития пегматитов (от контакта с гранитами) достигает 10-14 км. Последние в пределах поля распределены неравномерно, по длине поля (около 70 км) пегматиты образуют отдельные крупные группы и скопления. Выделяется пять таких участков концентрации пегматитов, наибольшие из которых – Алабашско-Мурзинский, Юхаковский, Адуйский – включают до 50 и более крупных жил каждый. На площади этих участков пегматитовые жилы не вытягиваются в линейные зоны, хотя подавляющая их часть имеет субмеридиональное простирание, а развиты именно по площади. Это обстоятельство указывает на то, что размещение миаролоносных пегматитов (в отличие от редкометальных пегматитов восточного контакта интрузии) не контролируется разрывной тектоникой.

Пегматитовые жилы, которые в миароловых полостях несут ювелирные топаз и берилл, вмещаются гнейсами разного состава, значительно реже они залегают в сателлитоподобных телах гранитов. В телах серпентинитов залегают пегматиты с цветными турмалинами.

На площади Мурзинско-Адуйской самоцветной полосы известны многие знаменитые месторождения ювелирного топаза (Мокруша, Большая и Малая Тяжеловесницы, Топазницы и др.) и ювелирного берилла (Тысячница, Старая Мыльница, Трехсотенная, Старцевская, Старая Гора, Семенинская и др.). Количество добытого из каждой копи самоцветного сырья неизвестно. Несомненно, оно было значительно, так как старательские отработки на перечисленных жилах велись в течение длительного периода времени.

Строение всех миаролоносных жил с ювелирным бериллом и топазом достаточно типично. В морфологическом отношении описываемые пегматиты характеризуются жильной или плитообразной формой без резко выраженных раздувов и пережимов и малым количеством апофиз; очертания контактов простые. Простота формы и преобладающее крутое падение жил обусловлены согласным залеганием их в гнейсах. Размеры продуктивных пегматитовых жил можно охарактеризовать следующими цифрами: длина порядка 100-200 м, мощность от первых метров до 10-12 м. Отдельные жилы достигали 600 м длины при мощности до 20 м. Наиболее характерной чертой строения топаз-берилловых миаролоносных пегматитов является их зональность (рис. 4), которая в обобщенном виде выглядит следующим образом (от периферии к осевой части).

а. Зона мелкозернистого гранита или гранит-пегматита. Бывает мощной (первые метры) и выдержанной или же маломощной и не выдержанной. В висячем боку жил, особенно пологих, значительно менее мощная или совсем отсутствует.

б. Зона графического пегматита развита всегда интенсивно, слагая от 40 до 90% объема жилы. Как правило облекает внутренние зоны пегматита с обоих боков. Структура графического пегматита по направлению к внутренним частям жилы изменяется от микро- и тонкографической до крупно- и грубографической.

в. Крупнокристаллический пегматоидный или блоковый пегматит располагается в осевой части жилы, образуя или достаточно выдер­жанные по простиранию зовы, или линзообразные и четковидные гнездообразные обособления среди графического пегматита.

г. Кварцевые ядра или мощные скопления блокового гиганто-кристаллического кварца совершенно не характерны для описываемых жил. Встречаются они очень редко и не достигают больших размеров. Жилы с консолидированным кварцевый ядром редки.

Состав топаз-берилловых пегматитов альбит-микроклиновый с резким преобладанием среди полевых шпатов микроклина. Первичный плагиоклаз, представленный альбит-олигоклазом, в заметных количествах

Рис.4. Схема строения пегматитовой жилы месторождения Мокруша

1 – гранит; 2 – гнейс; 3 – гранит-пегматит; 4 – мелко- и среднеграфический пегматит; 5 – крупнографический пегматит; 6 – блоковый пегматит; 7 – клевеландит; 8 – мусковит; 9 – биотит; 10 – полости.

имеется в самых внешних частях жил. Даже с учетом замещающих комплексов валовое содержание альбита в жилах не превышает 15%. Другой не менее характерной черной состава является резкое преобладание биотита над мусковитом, хотя последний всегда присутствует в центральных зонах пегматитов в заметных количествах. Наиболее типичные акцессорные минералы представлены (в порядке убывания) гранатом, шерлом, бериллом, топазом, лепидолитом, цирконом, сфеном.

Процессы замещения всегда отмечаются в пегматитах описываемого типа, однако масштабы развития их незначительны. Кварц-мусковитовый или кварц-мусковит-альбитовый с гранатом замещающий комплекс развивается в основном по графическому пегматиту в виде перистых или елъчатых агрегатов, слагая участки не более I м в наибольшем измерении. Всегда в продуктивных жилах присутствует зеленоватый мусковит в виде крупных изометричных чешуи в крупнокристаллическом пегматоиде и около полостей. Альбитизация выражена в образовании нескольких разновидностей замещающего альбита. Наиболее широко представлена участковая альбитизация – изометричные или неправильной формы белые участки псевдоморфоз альбита по калишпату во всех текстурных зонах жилы. Сахаровидный альбит (иногда с незначительным содержанием берилла) и таблитчатый альбит с мусковитом, бериллом и топазом образуют короткие маломощные прожилки или мелкие зонки, спорадически встречающиеся в жилах. Клевеландитовое замещение с крупночешуйчатым мусковитом, часто с лепидолитом, локализуется только в непосредственной близости от миароловых пустот.

В отличие от камерных пегматитов, пегматиты самоцветной полосы Урала содержат многочисленные друзовые полости. Располагаются полости не только в пределах зон или обособлений крупнокристаллического пегматоидно-блокового пегматита, но значительная часть друзовых полостей локализуется и в зонах графического пегматита.

Форма полостей чаще всего нараваеобразная или грубоизометричная, редко вытянутая щелевидная. Размеры обычно невелеки – до 0,5-1,0 м³, однако изредка встречались крупные – до 10 м³ – полости с большим количеством ограночного и друзового материала.

Стенки полостей всегда выстланы друзами хорошо образованных кристаллов микроклина, гребенчатого клевеландита, кристаллов кварца и шерла с крупными пачками мусковита и иногда лепидолита. В этих друзах встречаются изумительной красоты идеально образованные кристаллы голубых топазов, желтого берилла, реже аквамарина. В сводовой части полостей в самих друзах и в выполняющей полость плотной глине преобладают кристаллы кварца. Топазы и бериллы находятся обычно в донной части полости в виде кристаллов и обломков кристаллов. Они встречаются далеко не в каждой полости, наоборот, большая часть полостей содержит лишь кристаллы мориона, полевых шпатов и шерла. Статистически установлено, что кристаллы топаза встречаются чаще всего в парагенетической ассоциации с лепидолитом, берилл же ассоциирует с мусковитом.

Кристаллы топаза из копей самоцветной полосы прозрачны и окрашены преимущественно в нежно-голубой цвет. Многие кристаллы бесцветны, а реже встречались винно-желтые или желтоватые топазы. Величина кристаллов весьма различна – их вес составлял от нескольких граммов до нескольких килограммов и в редких случаях превышал 30 кг. Бериллы, добываемые из полостей описанных пегматитов, имели желтый, желто-зеленый, зеленый, зеленовато-голубой или светло-синий цвет; габитус кристаллов обычно длиннопризматический; размер прозрачных кристаллов от долей сантиметра до 10-15 см по длинной оси. известны также уникальные находки бездефектных кристаллов, длина которых составляла 24-25 см, например, знаменитый зеленый кристалл берилла из копи Старцевская Яма, добытый в 1828 году.

Состав и строение топаз-берилловых пегматитов самоцветной полосы Урала аналогичны таковым для пегматитов месторождений Борщовочного кряжа в Восточном Забайкалье – Кибиревские копи ("Дорогой утес", "Кибирева Гора", "Стрелка", "Гора Солонечная" и др.) и Семеновские копи ("Гора Золотая" и "Гора Стрелка"). Единственное существенное отличие геологической позиции копей Борщовочного кряжа заключается в том, что они располагаются не в экзоконтактовой зоне, а локализованы непосредственно в крупнозернистых порфировидных нормальных биотитовых гранитах эндоконтактовой зоны крупнейшего (площадь выхода около 180x25 км) Борщовочного гранитного плутона, предположительно верхнеюрского возраста. Последний так же, как и Мурзиноко-Адуйская интрузия, вмещается древними гнейсами и сланцами нижнего для данного региона структурного яруса. Топазы из месторождений Борщовочного кряжа отличались густой винно-желтой и желтой окраской, добывались также и бледно-окрашенные золотистые и голубоватые топазы. Из бериллов добывались небольшие кристаллы аквамарина и берилла, бледно-зеленого и желто-зеленого цвета.

Крупнейшие зарубежные месторождения ювелирных берилла и топаза не могут быть столь же детально охарактеризованы как отечественные месторождения, ибо имеющиеся материалы о геологической позиции, составе и строении этих месторождений не отличаются достаточной полнотой. Однако представляется необходимым дать хотя бы общее описание знаменитых месторождений Бразилии и Малагасийской республики.

В Бразилии известны многочисленные пегматитовые месторождения ювелирных топаза и берилла описываемого типа. Подавляющее большинство этих месторождений находится в восточной части страны в штате Минас-Жерайс и входит в состав пегматитового пояса, так называемой "слюдоносной зоны" (Pecora и др., 1950), располагаясь примерно между реками Рио-Досе на юге и Рио-Жакитиньо на севере.

Площадь региона, в котором развиты пегматитовые поля, сложена архейскими гнейсами и слюдяными сланцами, на которых последовательно (снизу вверх) залегают филлитовидные сланцы и кварциты протерозоя, кварциты и филлиты и глинистые сланцы верхнего протерозоя – нижнего палеозоя и слабо метаморфизованные карбонатно-терригенные отложения силура. Все породы региона (кроме силурийских отложений) прорваны интрузивами нормальных биотитовых гранитов нижнепалеозойского возраста, вокруг которых образуются ореолы порфиробластических гнейсов и с которыми генетически связаны керамические, мусковитовые, редкометальные и топаз-берилловые пегматиты.

Пегматиты с драгоценными камнями локализуются в породах нижнего структурного яруса (архейских на юге и протерозойских на севере полосы развития пегматитов), образуя пегматитовые поля в экзоконтактовых зонах массивов биотитовых гранитов батолитического типа ( Ресога  и др., 1945).

Размеры продуктивных жил колеблются в широких пределах, достигая 1000 м в длину при мощности до 50 м. Форма их линзовидная, пластообразная, типично жильная; залегание чаще крутое, однако есть и пологие тела.

Судя по имеющимся описаниям отдельных миаролоносных пегматитов с самоцветами (Ресога,Switzer, 1950), для них характерно зональное строение: кроме аплитовых оторочек всегда присутствуют зоны графического пегматита, крупнокристаллического пегматоидно-блокового пегматита и кварцевое ядро или крупные блоки кварца в осевых частях жил. Пегматиты имеют альбит-микроклиновый состав, присутствуют биотит и в центральных зонах значительные количества крупночешуйчатого зеленого мусковита. Из акцессорных минералов наиболее типичны гранат и шерл, часто присутствуют берилл, тантало-ниобаты, лепидолит, редкоземельные минералы. В описываемых пегматитах всегда проявлены процессы замещения, в частности альбитизация. Замещающие комплексы проявляются в центральных частях тел вблизи крупных масс кварца. Здесь же локализуются и миароловые полости – в блоковой кварце и микроклине.

Наиболее известные месторождения топазов находятся в окрестностях городка Оуру-Прету. Топазы этих месторождений отличаются необыкновенно красивыми густыми тонами желтого, коричневого и красновато-бурого цвета. С топазами ассоциируют кристаллы дымчатого кварца, рутила, турмалина, а нередко вместе с топазами извлекают крупные аквамарины – описаны идеальные кристаллы голубого аквамарина до 60 см длиной и весом 11 кг.

В окрестностях города Говернадор-Валадарис известны в основном пегматиты с ювелирными бериллами; из пегматитов этого района добывались густо-синие аквамарины и желтые гелиодоры. Интересно, что попутно с аквамаринами из некоторых пегматитов, обогащенных литиевыми минералами (в основном лепидолитом), добывались также голубые и синие турмалины (Obenauer, I964).

Ко второму промышленно-генетическому типу относятся также известные месторождения Малагасийской республики, представленные миаролоносными пегматитами. Последние залегают среди архейских гнейсов и слюдяных сланцев систем Графит и Вогибори. Породы этих систем сложно дислоцированы, собраны в узкие линейные складки и метаморфизованы в условиях амфиболитовой фации метаморфизма. Они слагают нижний структурный ярус региона и перекрываются слабо дислоцированной толщей верхнедокембрийских пород.

Генетически и пространственно пегматиты с драгоценными камнями Малагасийской республики некоторые исследователи связывают с нижнепалеозойскими (абсолютный возраст 485-550 млн. лет) интрузиями нормальных биотитовых и лейкократовых гранитов. Пегматитовые поля локализуются в экзоконтактовых зонах массивов этих гра­нитов (Колотухина, 1964).

Жильные, пластообразные, реже линзовидные продуктивные на самоцветы пегматитовые тела являются "гетерогенными" ( Lacroix , 1922), т.е. зональными. В их строении участвуют зоны графического пегматита, крупно-гигантокристаллического пегматоидно-блокового пегматита и кварцевое ядро. Кварцевые ядра весьма характерны для пегматитов Мадагаскара, они достигают часто больших размеров и содержат розовый кварц.

Состав описываемых пегматитов А. Лакруа ( Lacroix, I922) определяет как микроклиновый, однако в описаниях конкретных месторождений, как правило, отмечается альбит в центральных зонах жил. Следовательно, в заметных масштабах в жилах развита алъби-тизация и состав пегматитов правильней определять как алъбит-микроклиновый. Специфические особенности состава пегматитов месторождений Мадагаскара заключаются в следующем:

1) частое присутствие амазонита, иногда в значительных количествах;

2) значительное количество крупночешуйчатого мусковита;

3) большое количество редкоземельных акцессорных минералов – монацита, бетафита, стрюверита, которые образуют крупные кристаллы.

Бериллы и топазы ювелирного качества в ассоциации с кристаллами раухтопаза, горного хрусталя (редко аметиста), слюд и турмалинов встречаются в «паролевых полостях, локализованных в осевых частях жил. Из пегматитов Мадагаскара извлекались аквамарины-от лазурно-голубых до темно-синих (месторождения  Анказобе, Тананариве, Амлангаба), бериллы зеленые, желто-зеленые и золотисто-желтые (Анказобе, Саанандрево, Саарано). Уникальные бериллы добывались из пегматитовой жилы месторождения Тангафено в районе Бетафо; цвет их от темно-голубого до темно-синего с черным отливом. Топазы значительно менее характерны и встречались лишь на немногих месторождениях (Lacroix , I928).

Зональные альбит-микроклиновые миаролоносные пегматиты с бериллом и топазом, аналогичные таковым для месторождений второго промышленно-генетического типа, достаточно многочисленны в США. Типичным примером таких пегматитов является жила Фишер Квори в штате Мэн, описанная И.Пэлэч (Palache , 1934).

Приведенное описание главнейших месторождений позволяет сформулировать основные особенности миаролоносных пегматитов с ювелирными топазом и бериллом.

а. Тесная пространственная связь с достаточно крупными плутонами нормальных биотитовых и лейкократовых гранитов, локализованных в метаморфических породах нижнего для каждого конкретного региона структурного яруса. Локализация продуктивных миаролоносных пегматитовых жил наблюдается, как правило, в экзоконтактовых зонах этих плутонов.

б. Зональное строение пегматитовых жил с обязательным наличием выдержанных периферических зон пегматита разнографической (от микро- и тонкографической до крупно- и грубографической) структуры и крупнокристаллического пегматоидно-блокового пегматита (с кварцевым ядром или без него) в осевой части жилы.

в. Альбит-микроклиновый состав с резким преобладанием микроклина над альбитом. Наличие в составе жил и темной и светлой слюды при обязательном заметном (а иногда значительном) количестве крупночешуйчатого мусковита. Присутствие, помимо обычных акцессориев (граната, шерла), таких минералов, как берилл (часто в крупных кристаллах), лепидолит, тантало-ниобаты, редкоземельные минералы (главным образом, монацит). Частое присутствие амазонита в составе жил.

г. Обязательное развитие следующих замещающих комплексов: кварц-мусковитового (некрупные участки и гнезда), участковой альбитизации в виде псевдоморфоз альбита по микроклину, сахаровидного и таблитчатого альбита с гранатом, мусковитом, бериллом, шерлоы в виде невыдержанных зов или прожилков, клевеландита (с лепидолитом или без него) локально, около полостей.

3. Зональные аикроклин – альбитовые со сподуменом миаролоносные пегматиты с интенсивным развитием лепидолит-клевеландитового комплекса.

Месторождения третьего промышленно-генетического типа представлены собственно редкометальными пегматитами, относящимися к субформации альбитовых (редкометальнозамещенных) пегматитов по классификации Г.Г. Родионова (Архангельская и др., 1964). Миаролоносные пегматиты этого типа являются единственным источником добычи ценной и наиболее редкой разновидности ювелирного берилла – розового и фиолетово-красного морганита (воробьевита). Эти сильно щелочные бериллы в заметных количествах не встречаются в пегматитах иного состава и строения. Это обстоятельство и послужило основанием для выделения данного промышленно-генетического типа, и хотя относящиеся к нему продуктивные пегматиты являются, собственно, крупнейшими месторождениями благородных турмалинов. Розовые бериллы добываются в них попутно с ювелирными турмалинами и составляют незначительный процент от валовой добычи ограночного сырья. Здесь мы кратко укажем лишь основные особенности пегматитов третьего типа, а подробно они описаны в качестве месторождений турмалинов (см.монографию Е.Я. Киевленко, Н.Н. Сенкевича, А.П. Гаврилова и др., 1974).

Наиболее крупные месторождения этого типа, расположенные в штате Калифорния (США), описаны Г.А. Варингом (Varing, 1905), Р.Х. Джансом и Л.А. Райтом (Jahns, Wright, 1951), известны они также и в штате Мэн (США), в Восточной Бразилии (штат Минас-Жерайс) и в Малагасийской республике.

Строение миаролоносных пегматитовых жил третьего типа всегда зональное, присутствует зона аплитовидного гранита с распределением обильного граната и шерла в виде полос, мощная зона графического пегматита, прерывистая зона или отдельные обособления блокового микроклина, а также кварцевые ядра со сподуменом в большем или меньшем количестве. Блоковый микроклин и ядра кварца располагаются в осевой части жил, а в пологих жилах они смещены ближе к висячему боку.

Состав описываемых пегматитов микроклин-альбитовый, по классификации Н.А. Солодова {Солодов, 1971), причем количество альбита может быть близким к количеству микроклина. Характерно заметное содержание литиевых минералов: в том или ином количестве присутствует сподумен, однако преобладает лепидолит. Замещающие комплексы развиты интенсивно. Отмечаются кварц-мусковитовый, альбитовый (сахаровидный, таблитчатый альбит) с мусковитом, гранатом, шерлом и всегда интенсивно развитый лепидолит-клевеландитовый с литиевыми турмалинами замещающие комплексы. Именно в зонах замещения локализуются многочисленные миароловые полости, размер которых в поперечнике обычно составляет 0,3-0,5 м. Отдельные полости в наибольшем измерении достигают нескольких метров. Розовые бериллы в зонах замещения ассоциируются с поздним кварцем, клевеландитом, литиевыми слюдами, зелеными и розовыми турмалинами. Они образуют характерные уплощенные кристаллы размером до 15-20 см, включенные в породу зоны. В миароловых полостях вместе с цветными турмалинами или кунцитон встречаются более мелкие (обычно 5-8 см), но хорошо образованные кристаллы морганита, дающие ограночный материал.

В заключение следует заметить, что миаролоносные пегматиты описываемого типа, несмотря на высокую степень редкометального замещения, по содержанию редких элементов часто не представляют интереса для геологов-поисковиков и потому слабо изучаются. Однако они могут оказаться продуктивными на ограночное сырье – цветные и полихромные турмалины и розовые бериллы.

4. Бериллоносные мусковит-микроклиновые пегматиты без миароловых пустот

Пегматиты этого типа содержат обычно очень венного берилла ювелирного качества, который может извлекаться как попутный компонент при добыче слюды или керамического сырья: они относятся к субформация берилл-мусковитовых пегматитов (Архангельская и др., 1964) и являются по условиям образования как бы переходными от типичных редкометальных к слюдоносным пегматитам. Месторождения ювелирного берилла, связанные с пегматитами описываемого типа, известны за рубежом в США (штаты Мэн, Коннектикут и Колорадо), в Родезии, в Индии, в Бразилии (на юге штата Минас-Жерайс). К этому же типу относятся некоторые месторождения Малагасийской республики (район Сахатани), представленные пегматитами без миароловых пустот.

Так как промышленная значимость месторождений ювелирного берилла четвертого промышленно-генетического типа весьма мала, пегматиты этих месторождений будут описаны ниже в самых общих чертах.

Геологическая позиция пегматитов определяется размещением их в пределах геосинклинальных зон древней завершенной складчатости и кристаллических щитов среди пород амфиболитовой фации метаморфизма и богатых слюдой гнейсов и слюдяных сланцев. Пространственная связь пегматитов с определенными гранитами, как правило, устанавливается, однако жилы залегают в экзоконтактовой зоне на значительном удалении от гранитов.

Пластообразные и линзовидные тела бериллоносных мусковит-микроклиновых пегматитов обычно имеют зональное строение.

Форма пегматитовых тел самая разнообразная, чаще это мощные пластообразные и линзообразные тела с крутым или пологим падением. Строение большинства пегматитов описываемого типа зональное, в их составе выделяют краевые зоны графического пегматита, которые к центру сменяются зоной блокового пегматита и мощным кварцевым ядром в осевой части. Однако в Индии, в районе Раджпутана, известны бериллоносные мусковит-микроклиювые жилы без зон графического пегматита, а некоторые даже без кварцевых ядер (Crooksbank, 1945). Очевидно, необходимым является наличие в осевой части жил достаточно мощной зоны крупноблокового кварц-микроклинового пегматита. Состав мусковит-микроклиновых пегматитов очень простой – кварц, микроклин, мусковит (в значительных количествах), биотит, плагиоклаз. Из акцессорных минералов присутствуют гранит, турмалин, берилл. Степень развития альбитовых замещающих комплексов в мусковит-микроклиновых пегматитах как правило слабая. Мелкозернистый альбит с мусковитом и гранатом прослеживается в зальбандах жил, а по границе кварцевого ядра развиваются гнездообразные обособления таблитчатого и даже пластинчатого альбита.

Ювелирный материал в пегматитах описываемого типа представляет собой бездефектные прозрачные участки крупных кристаллов берилла из центральных частей жил. Эти кристаллы имеют четкие кристаллографические ограничения и достигают иногда огромных размеров и большого веса – до 1 т и более. Они включены в массивный кварц ядра или микроклин блоковой зоны, но некоторые кристаллы находятся в значительно более пластичном агрегате крупночешуйчатого мусковита. Выветривание высвобождает кристаллы из плотной породы и переводит их в рыхлый элювий, из которого в условиях развития мощной коры выветривания извлекают бериллы мусковит-микроклиновых пегматитов в Бразилии, в Индии, в Малагасийской республике. Из мусковит-микроклиновых пегматитов добывают зеленые, желто-зеленые бериллы и зеленовато-голубые аквамарины. Более редки густо окрашенные голубые и темно-голубые разности аквамаринов, добывавшиеся из мадагаскарских пегматитов, или ярко-желтые и оранжевые разности, упоминающиеся при описании индийских бериллов. Размеры бездефектных участков кристаллов, годных к огранке, невелики - лишь изредка можно получить крупные каши. Так, например, известны случаи, когда были получены граненные бериллы весом 100 карат и более из сырья, извлеченного из мусковит-микроклиновых пегматитов Мэн, США.

5. Бериллоносные иусковит-топаз-кварцевые грейзеновые жилы с крупнокристаллическим выполнением трещин

Известно лишь одно месторождение ювелирного берилла, связанное с бериллоносными кварц-топаз-мусковитовыми грейзенаии. Это месторождение в Восточной Забайкалье, которое разрабатывалось старателями с начала ХУШ в. Сохранившиеся данные о количестве добывавшихся на этом месторождении аквамаринов несомненно позволяют считать его промышленным, так как в отдельные "удачные" годы добыча ограночного аквамарина достигала 12-15 пудов (Ферсман, 1962).

Это месторождение аквамарина расположено в пределах Восточно-Забайкальской зоны мезозойской складчатости, на границе ее с Агинским палеозойским поднятием. Приурочено месторождение к мас­сиву гранитов верхнеюрского возраста, прорывающих вулканогенно-осадочные образования нижнего карбона в области контакта их с интрузивом более древних герцинских плагиогранитов и габбро-диоритов (рис.5). Массив этот имеет небольшую изометрическую площадь выхода и есть все основания считать его сателлитоподобным апофизой крупного интрузива, скрытого на глубине. Сложен он лей-кок ратовыми существенно микроклиновыми гранитами, которые на преобладающей части площади представлены мелкозернистыми гранит-порфирами фации эндоконтакта и лишь на отдельных участках обнажаются крупнозернистые граниты. Интенсивно проявлены процессы грейзенизации гранитов, так что характерными акцессорными минералами

Рис.5. Схема геологического строения месторождения аквамаринов в Восточном Забайкалье (по В.В.Аристову)

1 – вулканогенно-осадочные отложения нижнего карбона; 2 – палеозойские меланократовые гранитоиды. Мезозойские граниты: 3 – крупнозернистые порфировидные граниты; 4 – аплитовидные граниты и гранит-порфиры; 5 – кварцевые порфиры; 6 – контур скрытого продолжения интрузива мезозойских гранитов; 7 – грейзеновые тела с аквамарином; 8 – разрывные нарушения последних являются топаз, флюорит, касситерит.

В эндоконтактовых частях массива верхнеюрских гранитов располагаются грейзеново-жильные зоны, которые выполняют системы широтных, меридиональных и северо-западных трещин с крутыми и средними углами наклона.

Собственно месторождение аквамарина представлено мощными (10-20 м) и протяженными (до 250 м) грейзеновыми зонами в гранит-порфирах. В пределах зон прослеживается два-три и более грейзеновых тела преимущественно жильной формы с раздувами и пережимами по простиранию и падению, Протяженность таких тел обычно несколько десятков метров (до 150-200 м) при мощности 0,5-1,5 м.

Продуктивными на аквамарин являются зональные бериллоносные грейзеновые тела с жильным выполнением трещин. Строение таких тел характеризуется наличием зальбандовых зон интенсивно грейзенизированных гранит-порфиров, собственно грейзенового тела, сложенного мелко- и среднезернистой породой кварц-слюдяного или топаз-кварцевого состава, и жил или прожилков выполнения трещин в осевой части тела. Последние сложены крупнокристаллическими, шестоватыми или друзовидными агрегатами топаз-бериллового, кварц-бериллового или существенно бериллового состава с акцессорными минералами, представленными вольфрамитом, висмутином, флюоритом, арсенопиритом. Обычно кристаллы желтого и зеленовато-голубого берилла, выполняющие трещины, имеют шестоватую форму и ориентированы перпендикулярно зальбандам. Мощность жил трещинного выполнения колеблется от 2-5 см до 20-50 см в раздувах; они весьма невыдержаны и по простиранию и по падению грейзенового тела. Именно в раздувах этих жил или прожилков располагаются гнезда, стенки которых образованы кристаллами дымчатого кварца, флюорита и аквамарина, а в глинистой массе, заполняющей полость, находятся обломки кристаллов этих минералов и среди них крупные кристаллы ювелирного аквамарина. Достаточно мощные продуктивные жилы выполнения трещин, представленные крупнокристаллическим кварц-берилловым агрегатом с заключенными в нем гнездами, характерны для самых крупных грейзеновых жил месторождения – "Миллионной", "Новикова", "Поднебесных I и II" и др. Форма гнезд неправильная, субизометрическая, часто щелевидная. Объем их обычно невелик, однако некоторые из гнезд достигали объема 3 м³ (жила "Поднебесных-II").

Ювелирное сырье охарактеризованного месторождения грейзенового типа представлено главным образом голубым и зеленовато-голубым аквамарином различной интенсивности окраски. Густо окрашенные кристаллы встречались редко. Преобладающая часть кондиционных кристаллов аквамарина извлекалась из полостей или гнезд, где они имели возможность формироваться в условиях свободного роста. В одних полостях кристаллы аквамарина цементируются арсенопиритом или землистыми массами скородита, в других – слюдисто-глинистой массой голубого или красного цвета. Однако чистые бездефектные кристаллы встречались также в шестоватых или друзовых сростках и агрегатах аквамарина в жильных выполнениях грейзеновых тел. Размеры ювелирных аквамаринов месторождения, в основном, не превышали первых сантиметров в длину и 1 см в поперечнике, очень редко попадались крупные кристаллы до 20 см по наибольшему измерению и 5-6 см в поперечнике.

Значительно реже встречались ювелирные разности желтого берилла и гелиодора (копи "Золотого отрога"), кристаллы которых имели 1-1,5 см в длину и 0,1-0,5 см в поперечнике.

Кондиционные кристаллы бесцветных, голубых или желтых топазов, годные к огранке, встречались в грейзеновых телах сопок Обвинской, Золотого отрога, и др. В очень небольших количествах они извлекались вместе с аквамаринами из полостей жил трещинного выполнения кварц-бериллового и кварц-топаз-бериллового состава. Кристаллы топаза отличались короткостолбчатым габитусом, размеры их не превышали 5 см по длинной оси в 1-3 см в поперечнике.

6. Россыпные месторождения топаза и берилла

При разрушения продуктивных пегматитов с самоцветами, происходящем в коре выветривания, устойчивые к химическому разложение кристаллы топаза и берилла высвобождаются из пород пегматита и вместе с другими устойчивыми к выветривание минералами – кварцем и акцессориями – накапливается в россыпях. Необходимым условием концентрации самоцветов в россыпях является наличие в районе слабо расчлененного сглаженного рельефа. В противном случае происходит интенсивный снос продуктов выветривания со склонов и рассеивание самоцветов на большой площади.

Наиболее распространены элювиальные и элювильно-делювиальные россыпи в древних корах выветривания, развитых на полях пегматитов, несущих самоцветную минерализацию. Такие россыпи разрабатывались в свое время на Украине, большая часть добываемого берилла и топаза получена из таких россыпей на пегматитовых полях Мадагаскара, Бразилии, Африки. Гораздо реже встречается значительные концентрации ювелирных разностей берилла и топаза в аллювиальных отложениях рек, пересекающих площадь полей пегматитов с самоцветами. Такие россыпи известны в Бразилии. Элювиальные и элювиально-делювиальные россыпи в СССР встречались на Украине в участках локализации топазо- и бериллоносных камерных пегматитов. Плотиком для неперемещенннх элювиальных россыпей является размытая поверхность интенсивно каолинизированньк гранитов и заключенных в них пегматитов: продуктивным слоем является нижняя часть перекрывающих свит: чаще всего это третичные пески, значительно реже – меловые глины. Мощность продуктивного слоя россыпи составляла от первых десятков сантиметров до 1,5 м, а мощность отложений – от первых метров до 20 м и более. Форма "рудных тел" типично пластообразная. В плане они имеют изометричные очертания, площадь в среднем составляет 600-800 м² и в общем грубо соответствует выходу продуктивного пегматита на древнюю эрозионную поверхность плутона. При наличии куста нескольких сближенных продуктивных пегматитов образуется крупная единая россыпь, площадь которой может достигать 30 тыс. м².

Слабоперемещенные россыпи элювиально-делювиальных отложений склонов и плохо выраженных древних конусов выноса всегда значительно беднее самоцветами, чем остаточные элювиальные россыпи.

Со строением аллювиальных россыпей можно кратко познакомиться на примере месторождений района Педра-Асуд (шт. Минас-Жерайс, Бразилия), описанных К.Обенауэром (1964). Продуктивным слоем россыпи здесь являются белые галечники ("касальо"), залегающие в основании речных террас и погребенные под мощным сдоем песчано-глинистых и супесчаных отложений. Белые галечники состоят из пород разрушенных пегматитовых жил – кварца и полевошпат-кварцевых пегматоидных агрегатов с обильными гальками горного хрусталя и раухтопаза, аквамарина и топаза. Жилы пегматита, поставляющие обломочный материал в аллювиальные отложения, обнажается в непосредственной близости от россыпей в береговых обрывах, так что продуктивные галечники, накапливающиеся на участках долины с малым уклоном дна, перемещались на очень небольшие расстояния от коренных источников.

Самоцветы в россыпях по видовому составу, размеру и качеству аналогичны таковым из коренных месторождений, описанных выше в настоящем разделе.

Следует добавить, что самоцветы иногда накапливаются в россыпях, образовавшихся при разрушении комплексных редкометальных пегматитов в районах развития мощных площадных кор выветривания. При этом в россыпях главная масса самоцветов может быть представлена кристаллами берилла, аквамарина, цветных турмалинов и воробьевитов с участками ювелирного качества, которые находились не в полостях, а в твердых породах пегматита. Примером таких месторождений является россыпи Мозамбика и Родезии, из которых добываются и поставляются на мировой рынок ограночные камни.

III. ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ ПРЕДПОСЫЛКИ И ПОИСКОВЫЕ ПРИЗНАКИ МЕСТОРОЖДЕНИЙ ЮВЕЛИРНЫХ БЕРИЛЛА И ТОПАЗА

Обобщение материалов по геологии отечественных и зарубежных месторождений ювелирных берилла и топаза позволяет наметить геологические предпосылки нахождения и поисковые признаки этих месторождений. Необходимо с сожалением констатировать, что имеющаяся в нашем распоряжении информация о зарубежных месторождениях, в том числе и о самых крупных, не отличается полнотой и конкретностью многих сведений. В геологической литературе особенно плохо освещен вопрос о закономерностях размещения и о факторах локализации объектов, несущих интересующую нас самоцветную минерализацию. Это обстоятельство не дает возможности конкретизировать некоторые выводы и заставляет формулировать их в достаточно общем виде.

1. Геологические предпосылки месторождений ювелирных берилла и топаза

В настоящем разделе рассмотрены геологические предпосылки нахождения эндогенных геологических объектов с самоцветной минерализацией, так как экзогенные месторождения представлены россыпями, которые всегда расположены вблизи от коренных источников.

Для коренных месторождений каждого промышленно-генетического типа, которые выделены в табл.2, характерны свои закономерности размещения и свои факторы локализации. Поэтому геологические предпосылки мы будем излагать применительно к каждому из типов месторождений. При этом особое внимание будет уделено первому и второму типам, к которым относятся все крупнейшие месторождения мира.

Месторождения первого промышленно-генетического типа (полнодифференцированные альбит-микроклиновые миаролоносные – камерные пегматиты).

Самым общим региональным фактором локализации полей пегматитов хрусталеносной формации является размещение их в пределах складчатых геосинклинальных систем, в истории развития которых хорошо проявился орогенный этап, или в зонах активизации областей завершенной древней складчатости, выразившейся главным образом внедрением молодых гранитоидных интрузий.

Хрусталеносные пегматиты не образуют протяженных поясов, как это свойственно пегматитам редкометальной или слюдоносной формаций, а располагаются достаточно обособленно на площади региона. Основной особенностью геологической позиции пегматитов хрусталеносной формации является их теснейшая пространственная связь с материнскими гранитами. Поэтому на первый план выступает магматический фактор их локализации. Камерные пегматиты, и в их числе топазо- и бериллоносные тела, образуются в процессе становления посторогенных гранитных интрузивов, которые контролируются разрывными нарушениями, проходящими обычно по границе структурно-фациальных зон складчатых областей. Такие интрузивы всегда являются дискордантнымя по отношению к вмещающим породам. Поскольку становление их происходит в условиях малых глубин, во вмещающих толщах существенного контактового метаморфизма не отмечается, а образуются лишь зоны ороговикования разной ширины.

Материнскими для камерных пегматитов хрусталеносной формации являются граниты главной интрузивной фазы наиболее позднего для каждого конкретного региона гранитного комплекса. Обычно это лейкократовые иди аляскитовые крупнозернистые граниты, петрографический состав которых характеризуется повышенным содержанием кварца, резким преобладанием калиевого полевого шпата над плагиоклазом и присутствием биотита в качестве практически единственного темноцветного породообразующего минерала.

Петрохимические особенности пегматитоносных гранитов формации малых глубин выражены четко повышенным содержанием кремнезема (обычно выше 70%), повышенной щелочностью при преобладании калия над натрием и высокими значениями коэффициента агпаитности – выше 0,8 (Зарянов, 1960, и др.).

Камерные пегматиты, несущие крупные полости с кристаллами кварца, флюорита или топаза и берилла, локализуются только в интрузивах материнских гранитов. Тела, локализованные во вмещающих породах или в гранитоидах более ранних комплексов, часто входящих в состав полихронных плутонов, характеризуются, как правило, жилообразной или уплощенно-линзовидной формой, неполной дифференциацией с выпадением или недостаточным развитием той или иной первичной текстурной зоны. Как следствие, они, практически, никогда не содержат сколько-нибудь значительных по объему полостей с кристаллосырьем.

Структурным фактором локализации камерных пегматитов является положение кровли интрузива материнских гранитов. Пегматиты располагаются в апикальной части интрузивов и только в тех участках, где кровля последних имеет пологое залегание. Распределение пегматитов контролируется скульптурой контактовой поверхности интрузива, т.е. куполовидными выступами кровли. Совершенно отсутствует трещинный контроль. Наоборот – большие грубоизометричной формы полнодифференцированные тела с крупными камерами-кристаллизаторами располагаются в наименее нарушенных трещинами и разломами участках гранитных интрузивов. Поэтому пегматитовые тела хрусталеносной формации никогда не образуют линейных зон, располагаясь на площади всего гранитного интрузива или достаточно широкой полосы эндоконтактовой области при относительно большем эрозионном его срезе. Продуктивные объекты расположены в плане на некотором расстоянии (первые сотни метров) от контакта массива, так как образуются на такой глубине от его кровли, где уже нет заметных следов гибридизма гранитов (Смертенко и др., 1966). Таким образом, геологические предпосылки нахоадения месторождений первого промышленно-генетического типа сводятся к следующему: наличие в регионе, относящемся к определенным геотектоническим единицам, дискордантных интрузивов лейкократовых гранитов повышенной щелочности с пологим положением кровли, неглубоким эрозионным срезом и минимальным развитием в гранитах трещиноватости. Следует добавить, что характерным фактором является отсутствие в пределах гранитных массивов заметных проявлений грейзеново-жильных образований: в условиях малых глубин с одним гранитным интрузивом никогда не бывают связаны одновременно и грейзеновые образования и пегматиты.

И, наконец, последнее замечание. Украинские месторождения ювелирных топаза и берилла связаны с позднепротерозойскими гранитами. В то же время довольно многочисленные поля хрусталеносных пегматитов камерного типа палеозойского и мезозойского возраста содержат лишь проявления этих самоцветов. Видимо, наиболее перспективными следует считать регионы с развитием гранитных интрузивов именно допалеозойского возраста, отвечающих указанным выше признакам.

Месторождения второго промышленно-генетического типа (зональные альбит-микроклиновые и альбит-амазонит-микроклиновые миаролоносные пегматиты).

Пегматитовые поля субформации пегматитов с драгоценными камнями (формация редкометальных пегматитов средних глубин), на площади которых обнаруживаются месторождения второго промышленно-генетического типа, входят в состав редкометальных пегматитовых поясов, протягивающихся на сотни километров в геосинклинальных складчатых областях с хорошо проявленным орогеннын этапом развития и в зонах тектоно-магматической активизации древней складчатости и кристаллических щитов. Размещение пегматитоносных гранитных интрузий в пределах крупных геотектонических единиц I порядка определяется антиклинорными структурами II и III порядка, а не зонами разломов и регионального смятия (Недумов, 1965). При этом такие структуры не формировались как срединные массивы геосинклиналей, а характеризуются лишь большей стабильностью тектонического развития с тенденцией к устойчивому воздыманию на заключительных этапах тектоно-магматического цикла перед замыканием геосинклинали. В зонах тектоно-магматической активизации такие структуры не вовлекались в прогибание перед внедрением пегматитоносных интрузий.

Одним из наиболее общих структурных факторов локализации пегматитовых полей субформации миаролоносных пегматитов с драгоценными камнями является приуроченность пегматитоносных гранитных интрузий к нижнему для каждого конкретного региона структурному ярусу. Последний обычно бывает сложен толщами сложно дислоцированных метаморфических пород с широко проявленными процессами гранитизации. Интрузивы гранитов имеют довольно крупные размеры, субконкордантное залегание во вмещающих породах. Обычно они вытянуты согласно направлению региональных складчатых структур. В экзоконтакте интрузивов наблюдаются мощные зоны мигматизации и контактового метаморфизма пород рамы.

Площадь пегматитового поля охватывает области эндоконтакта и экзоконтакта гранитного интрузива, причем зональные миаролоносные жилы с самоцветами располагаются, как правило, в экзоконтактовой зове – в тех частях, где кровля интрузива полого погружается под вмещающие породы. Иными словами, они локализуются в пологих относительно маломощных надинтрузивных зонах в породах рамы, где размещение пегматитов определяется складчатыми структурами высоких порядков и сопряженной с ними трещиноватостью. Зональные пегматитовые тела, в которых только и можно обнаружить друзовые полости, формируются при отсутствии мобильных зон разломов, в спокойной тектонической обстановке.

Магматический фактор локализации полей пегматитов субформации пегматитов с драгоценными камнями проявляется в том, что последние всегда обнаруживают четкую пространственную связь с интрузивами гранитов. Большинство исследователей генетически связывает их с биотитовыми гранитами, которые слагают преобладающую часть огромных выходов пегматитоносных плутонов. Это обычно порфировидные средне- и крупнозернистые нормальные щелочноземельные граниты, петрографический состав которых характеризуется следующими средними цифрами (в %): калиевый полевой шпат 40-45, плагиоклаз 25-30, кварц 20-30, темноцветные (в основном, биотит) около 5. Акцессорные минералы достаточно обычны и представлены апатитом, цирконом, сфеном, гранатом и рудными минералами. По петрохимическим характристикам эти граниты наиболее близки нормальному граниту всех периодов, по Дели: содержание кремнезема около 70%, глинозема – около 14%, сумма щелочей около 8% при незначительном преобладании калия над натрием (Архангельская и др., 1964). Коэффициент агпаитности описываемых гранитов составляет около 0,75.

Метаморфический и лигологический факторы локализации месторождений второго промышленно-генетического типа рассмотрим вместе. Они заключаются в том, что месторождения ювелирных топаза и берилла в составе полей субформации пегматитов с драгоценными камнями локализуются среди пород, метаморфизоваиных в условиях низких ступеней амфиболитовой фации. Если пегматиты залегают непосредственно в гранитах (например, Борщовочное пегматитовое поле в Забайкалье), то и в этом случае интрузивы гранитов располагаются среди пород, метаморфизм которых отвечает кордиерит-антофиллитовой субфации амфиболитовой фации. Преобладающее количество известных месторождений топаза и берилла описываемого типа представлено пегматитовыми жилами, залегающими в богатых слюдами породах субгранитного состава – гнейсах, биотитовых и двуслюдяных сланцах.

Обобщая сказанное, можно кратко сформулировать главнейшие геологические предпосылки обнаружения месторождений топаза и берилла второго промышленно-генетического типа:

1) наличие в антиклинорных структурах II и III порядка крупных субконкордантных интрузий нормальных гранитов, которые локализованы в породах нижнего для данного региона структурного яруса, представленного гнейсово-сланцевыми толщами;

2) наличие крупных участков пологого падения кровля гранитных массивов, над которыми в надинтрузивной экзоконтактовой зоне локализуются жилы пегматитов (или, соответственно, под пологой кровлей в зоне эндоконтакта);

3) отсутствие в эндо- и экзоконтактовых зонах гранитных интрузивов крупных зон разломов или зон регионального смятия, заложение и развитие которых происходило в период формирования интрузивов.

Естественно, что перечисленные предпосылки указывают на возможность обнаружить поля пегматитов субформации пегматитов с драгоценными камнями. Среди этих полей наиболее перспективными на топаз и берилл будут те, в пределах которых локализовано большое количество рассредоточенных по площади крупных зональных пегматитовых тел, отвечающих определенный поисковым признакам. Это мы рассмотрим далее.

Отметим также временной фактор – наиболее крупные и богатые месторождения (Бразилия, Малагасийская республика) связаны с древними гранитами докембрия - раннего палеозоя.

Месторождения третьего промышленно-генетического типа (зональные микроклин-альбитовые со сподуменом миаролоносные пегматиты с интенсивным развитием лепидолит-клевеландитового комплекса).

Магматические, метаморфические и региональные структурные факторы локализации месторождений третьего промышленно-генетического типа аналогичны таковым для месторождений второго типа. Действительно, представляющие их пегматиты по глубинам образования относятся в одной формации и входят в состав единых редкометальных пегматитовых поясов. Соответственно материнскими для них являются гранитные интрузии одного петрологического типа, формирующиеся в одних и тех же геотектонических структурах, а условия образования пегматитов обоих субформаций отвечают условиям низких ступеней амфиболитовой фации метаморфизма.

Однако есть существенные различия в закономерностях размещения миаролоносных пегматитов собственно редкометальной субформации (субформации альбитовых пегматитов, по Г.Г. Родионову). Поля редкометальных пегматитов располагаются не только в антиклинорных, но и в синклинорных структурах, причем интрузии материнских гранитов не отличаются такими крупными размерами. Чаще всего это небольшие интрузивы, приуроченные к зонам разломов III-IV порядка.

Поля собственно редкометальных пегматитов имеют определенную зональность, которая выражается в закономерной смене жил разного состава при удалении от интрузива материнских гранитов (Солодов, 1971): плагиоклаз-микроклиновые хилы сменяются незамещенными микроклиновыми жилами, далее располагаются микроклин-альбитовые, альбит-сподуменовые и, наконец, альбитовые килы. Таким образом, микроклин-альбитовые пегматиты со сподуменои, среди которых встречаются зональные жилы с интенсивно проявленным лепидолит-клевеландитовым замещением и миаролами с благородными турмалинами, кунцитом и щелочными бериллами, располагаются всегда в породах рамы гранитных интрузивов и удалены от них на значительные рас­стояния. Замещенные редкометальные пегматиты всегда локализуются в узких линейных зонах разломов высоких порядков, образуя свиты сближенных кил. Вообще следует отметить, что поля редкометальных пегматитов образуются в достаточно напряженной тектонической обстановке (в отличие от полей субформации пегматитов с драгоценными камнями), так что даже слабо замещенные безрудные жилы микроклинового состава редко бывают зональными – в них очень редко получают развитие зоны графического пегматита.

Ясно, что для образования зональных миаролоносных жил необходимы условия спокойной тектонической обстановки хотя бы на отдельных участках пегматитового поля (Гинзбург, 1952). Поэтому интересующие нас жилы локализуются на выклинивании зон разломов и повышенной трещиноватости или свиты таких жил локализуются в целиках менее кливажированных компетентных пород. Так, на месторождениях округа Сан-Диего, шт. Калифорния, США свиты миаролоносных жил приурочены к системам пологих трещин в массивных габбро.

Для месторождений ювелирного турмалина, на которых добываются также и щелочные бериллы, намечается литологический контроль их размещения – миаролоносные пегматиты с интенсивным проявлением литиевой минерализации локализуются предпочтительнее в богатых магнием и железом породах – ультрабазитах, базитах, амфиболитах, доломитовых мраморах.

Месторождения четвертого промышленно-генетического типа (бериллоносные мусковит-микроклиновые пегматиты без миароловых пустот) также относятся к формации редкометальных пегматитов (Архангельская и др., 1964). Однако они имеют много особенностей геологической позиции, сходных с таковыми для слюдоносных пегматитов. Так, наиболее типичные поля берилл-мусковиовых (по Г.Г. Родионову) пегматитов Бразилии и Индии локализуются в пределах кристаллических щитов древних докембрийских платформ среди толщ гнейсов и слюдяных сланцев. Главным структурным фактором локализации таких полей является характер складчатых структур вмещающих пород, а отдельные жилы вмещаются трещинными структурами, сопряженными со складчатостью. Магматический фактор их локализации точно не установлен и в общем виде аналогичен для полей барилл-мусковитовых и типично редкометальных пегматитов (Архангельская и др., 1964). Следует лишь отметить, что очень часто бериллоносные пегматиты описываемого типа удалены от гранитных массивов на большие расстояния – нередко 10 км.

Месторождения пятого промышленно-генетйческого типа (бериллоносные мусковит-топаз-кварцевые грейаеновые жилы с крупнокристаллическим выполнением трещин).

В отличие от пегматитов, масштабы образования которых уменьшаются от древних тектоно-магматических циклов к молодым, грейзены древнего возраста встречаются исключительно редко. Большинство грейзеновых образований локализуется в молодых складчатых областях, возникших после замыкания герцинских, киммерийских и альпийских геосинклиналей. Наиболее характерно, что грейзены находятся в участках интенсивного развития линейной складчатости, где грейзеноносные интрузивы вмещаются антиклинальными складками III-IV порядка.

Магматический факюр локализации интересующих нас грейзенов выражен в том, что генетически и пространственно бериллоносные грейзеново-жильные зоны мусковит-топаз-кварцевого состава связаны с массивами аляскитовых и лейкократовых гранитов. Формирование этих массивов происходит в условиях малых глубин во флишоидных песчано-сланцевых или вулканогенно-осадочных толщах, метаморфизм которых обычно не поднимается выше фации зеленых сланцев. Для экзоконтактовых зон грейзеноносных массивов характерно образование мощных роговиковых ореолов, в отдельных участках которых может отмечаться повышенное содержание редких металлов (олова, вольфрама, берилла) и фтора.

Материнские для грейзенов граниты по петрографическим и петрохимическим особенностям аналогичны гранитам, материнским для хрусталеносных пегматитов. Это существенно калишпатовые с повышенным содержанием кварца и малым количеством темноцветных аляскитовые граниты, для которых типично высокое содержание кремнезема и щелочей. В грейзенизированных разностях гранитов, которые образуются на участках локализации грейзеново-жильных зон, кроме обычных акцессориев, в заметных количествах встречаются топаз, вольфрамит, касситерит, арсенопирит, флюорит.

Тела мусковит-топаз-кварцевых грейзенов с жильным топаз-кварц-берилловым выполнением приурочены к эндоконтактовым частям куполовидных и гребневидных сателлитоподобных выступов интрузивов материнских гранитов; редко они выходят в породы рамы или в гранитоиды ранних комплексов. Такие выступы имеют обычно малые размеры выходов, боковые контакты у них с одной или двух сторон имеют крутое падение, иногда совпадают с разрывным нарушением, как, например, восточный контакт массива гранитоидов мезозойского возраста в Восточном Забайкалье (Аристов, 1969). Жилы грейзенов локализуются в зонах разломов малой амплитуды или зонах повышенной трещиноватости, чаще всего имеющих крутые углы падения. Наиболее крупные и продуктивные тела выполняет трещины скалывания или приурочены к местам их пересечения.

О месторождениях ювелирных берилла и топаза экзогенного генезиса можно сказать лишь следующее. Главными геологическими предпосылками нахождения россыпных скоплений самоцветов являются наличие в районе пенепленизированного слабо расчлененного рельефа и интенсивное развитие площадной коры выветривания. Естественно, образование россыпей возможно лишь в случае наличия коренных источников самоцветов – пегматитов и грейзенов определенных типов.

2. Поисковые признаки месторождений берилла и топаза

Прямыми поисковыми признаками являются находки кондиционных кристаллов интересующих нас самоцветов и их обломков в коренных объектах (пегматитах, грейзеновых жилах) или в продуктах их разрушения. К прямым признакам следует относить и находки крупных некондиционных кристаллов этих минералов с очень незначительными участками ювелирного качества или хорошо кристаллически оформленных некондиционных кристаллов берилла или топаза, обнаруженные совместно с другими минералами друзовых комплексов (прямые признаки наличия полостей). Обнаружение кристаллов самоцветов в россыпях позволяет предположить наличие близкого коренного источника, а по парагенетической ассоциации, в которой кристаллы находятся, и его генетический тип. Это в значительной степени облегчит направленные поиски коренных месторождений. Старые старательские выработки (если есть сведения из литературы или из опроса местных жителей о проходке их с целью добычи берилла и топаза) также пряно указывают на возможный источник самоцветов.

Косвенными признаками, по которым устанавливается перспективность геологического объекта как возможного источника ювелирных разностей берилла и топаза, являются те особенности строения и состава пегматитов и грейзенов с самоцветами, которые детально освещены при характеристике месторождений конкретных промышленно-генетических типов.

При поисках месторождений ювелирных берилла и топаза пегматитовой генетической группы (табл.2) важными косвенными поисковыми признаками являются приведенные ниже.

а. Зональность. Полости с совершенными кристаллами кварца, берилла, топаза и других минералов образуются, как правило, лишь в пегматитовых телах, отличающихся четко выраженной зональностью. Пегматиты хрусталеносной формации перспективны на обнаружение полостей при наличии в их строении следующих текстурных зон первичной кристаллизации (от периферии к центру): мощной зоны графического пегматита, мошной зоны пегматоидного и блокового пегматита, кварцевого ядра. Для пегматитов редкометальной формации кварцевое ядро не обязательно, но в них должны быть проявлены мощные зоны графического пегматита в краевых частях жил и зона крупнокристаллического блоково-пегматоидного пегматита в осевой части. Для графического пегматита миаролоносных жил характерна резкая изменчивость структуры (размера и количества ихтиоглиптов кварца) и преобладание в призальбандовой части жил микро-тонкографических разностей. Пегматитовые жилы без зон графического пегматита могут считаться перспективными на ювелирный берилл только если в них развиты мощные центральные зоны блокового пегматита с крупными обособлениями или ядром кварца и с крупными кристаллами берилла, в которых могут быть участки ювелирного качества (берилл-мусковитовые пегматиты).

б. Морфология. Среди пегматитов хрусталеносной формации перспективными в отношении камер с кристаллосырьем являются тела "объемной" формы – изометричные, штокообразные, трубообразные, залегающие в материнских лейкократовых гранитах. Тела жилообразной или уплощенно-линзовидной формы не содержат заметных скоплений кристаллосырья. Продуктивные тела субформации пегматитов с драгоценными камнями имеют почти всегда простую конфигурацию контактов, штокобразную, пластообразную и реже жилообразную (с выдержанной мощностью) формы. Наиболее продуктивными бывают полого залегающие жилы. С увеличением размеров пегматитового тела или жилы возрастает в общем случае вероятность обнаружения большего количества кристаллосырья.

в. Особенности состава и минералогические признаки. Благоприятными признаками при оценке пегматитов хрусталеносной формации и субформации пегматитов с драгоценными камнями, имеющих существенно кварц-микроклиновый состав, можно назвать следующие: наличие крупночешуйчатого мусковита в крупнокристаллическом пегматите осевых частей и преобладание лейстового биотита в периферических частях тела; проявление в заметных масштабах участковой альбитизации в виде белых "пятен" – псевдоморфоз альбита по микроклину, присутствие прожилков и невыдержанных маломощных зон зернистого и таблитчатого альбита с мусковитом, гранатом, бериллом, топазом; присутствие гнездообразных и желвакообразных обособлений лейстового клевеландита – нужно учитывать, что интенсивное альбитовое замещение развивается в продуктивных пегматитах практически только около полостей, особенно в камерных пегматитах; присутствие литиевых слюд – лепидолита, циннвальдита – в виде чешуйчатых обособлений и крупных пластин.

Для жил субформации пегматитов с драгоценными камнями присутствие амазонита может указывать на наличие ювелирного топаза, а присутствие розового кварца в ядре – на наличие ювелирного берилла.

Наиболее характерная черта состава миаролоносных зональных: редкометалльных пегматитовых жил – широкое развитие лепидолит-клевеландитового замещающего комплекса при большом количестве цветных турмалинов.

Особенности состава берилл-мусковитовых пегматитов, позволяющие считать их перспективными на ювелирный берилл, заключатся в наличии обильных крупных чешуи зеленого мусковита и замещающего таблитчатого и лейстового альбита в осевых частях жилы и, что наиболее важно, в наличии крупных хорошо оформленных кристаллов желто-зеленого и голубого берилла.

г. Наличие друзовых полостей. Обнаружение пустот с друзовыми минералами в коренном залегании, даже если в них нет берилла и топаза, имеет большое значение при оценке объекта. О присутствии таких пустот в жиле свидетельствуют также обнаруженные в развалах друзовые сростки хорошо окристаллизованных минералов. В продуктивных пегматитовых телах далеко не в каждой полости встречаются кристаллы берилла и топаза, так что присутствие друзовых пустот в жиле в совокупности с перечисленными выше косвенными признаками делает весьма вероятным обнаружение полостей с самоцветами при разведке жилы горными выработками. Не следует принимать за друзовые полости мелкие пустотки выщелачивания с поздними зелеными слюдками и щетками мелких кристаллов горного хрусталя на стенках – такие пустоты довольно часто встречаются в пегматитах в зонах выщелачивания и окварцевания и не являются положительным поисково-оценочным признаком.

Косвенные поисково-оценочные признаки или большая часть таких признаков (зональность, особенность состава, а для пегматитов хрусталеносной формации и морфология),выявленные при изучении ряда пегматитовых тел, позволяют достаточно уверенно намечать перспективные объекты и рекомендовать их для разведки.

При поисках топаз-берилловых месторождений грейзеновой группы благоприятными косвенными поисковыми признаками, которые указывают на возможность самоцветной минерализации в грейзеново-жильных телах, залегающих в материнских лейкократовых гранитах, являются следующие.

а. Зональное строение грейзеново-жильных тел, при котором от периферии к осевой части выделяются зоны грейзенизированных гранитов, зоны грейзенов, состоящие из слюд, топаза и кварца в разных количествах, и, что особенно важно, консолидированные жилы трещинного выполнения.

б. Наличие в грейзеново-жильных телах слюдисто-топаз-кварцевого состава берилла в ассоциации с вольфрамитом, арсенопиритом, висмутовыми минералами, касситеритом; кварц-берилловый и существенно берилловый (с топазом и слюдами) состав жил выполнения трещин.

в. Крупнокристаллическое строение жил трещинного выполнения и наличие участков шестоватой и друзовидной структур, в которых присутствуют хорошо образованные кристаллы берилла и топаза.

г. Большие размеры и выдержанный характер жил трещинного выполнения.

д. Наличие полостей, выполненных глиной или слюдистой массой, с друзами и обломками кристаллов топаза, берилла или сопутствующих минералов. Напомним, что кондиционные кристаллы топаза и берилла являются прямым поисковым признаком и однозначно определяют положительную оценку обнаруженного объекта.

IV. МЕТОДИКА ПРОВЕДЕНИЯ ПОПУТНЫХ ПОИСКОВ И ПЕРСПЕКТИВНАЯ ОЦЕНКА ПРОЯВЛЕНИЙ БЕРИЛЛА И ТОПАЗА

1. Проектирование и проведение попутных поисков.

Уже при проектировании поисково-съемочных и разведочных работ, которые должны сопровождаться попутными поисками самоцветов, необходимо наметить в предполагаемом районе работ площади потенциально перспективные на обнаружение проявлений топаза и берилла. Выбор таких площадей осуществляется в результате анализа геологических карт района разного масштаба и фондовых геологических материалов, основанного на использовании указанных выше геологических предпосылок нахождения месторождений интересующих нас самоцветов. Кроме того, по возможности в проекте следует указать какого генетического типа объекты (пегматиты или грейзеновые образования) должны изучаться в пределах намеченных площадей.

В процессе проведения работ на выбранных площадях помимо прямых геологических задач должны непременно решаться задача по выявлению и оценке потенциально перспективных на берилл и топаз объектов. Для этого особо внимательно нужно обследовать расположенные в районе гранитные массивы (особенно массивы лейкократовых и аляскитовых гранитов) и их приконтактовые зоны. Все выявленные, а также известные ранее поля пегматитов или грейзеново-жильных образований изучаются с целью обнаружить прямые признаки самоцветной минерализации, а также установить особенности геологической позиции, состава и строения пегматитов или грейзенов, которые могут явиться косвенными признаками наличия самоцветов. Необходимо подчеркнуть, что целенаправленному обследованию подлежат и те пегматитовые поля, которые по данным ранее проведенного опробования не содержат промышленно интересных проявлений редких металлов, мусковита или крупных масс чистого керамического сырья. Напомним, что продуктивные на самоцветы пегматиты хрусталеносной формации и субформации пегматитов с драгоценными камнями практически всегда являются "пустыми" в отношении редких металлов и деловой слюды, не содержат они и крупных масс блокового полевого шпата.

Если обнаружены прямые признаки самоцветной минерализации, то необходимо провести более детальные работы на жильном поле или на участке этого поля, где были найдены кондиционные кристаллы берилла или топаза, или друзовые полости с этими минералами. Для выявления собственно минерализованных объектов сеть поисковых маршрутов сгущается (при определении параметров сети следует исходить из ориентировочной длины жил пегматитов 80-100 м). Для определения конкретного участка локализации кристаллов топаза и берилла жильные тела, для которых установлены прямые поисковые признаки самоцветной минерализации, прослеживаются по простиранию. Наиболее перспективные по сумме косвенных признаков объекты вскрываются легкими горными выработками (расчистками, канавами), которые проходят в участках, благоприятных для локализации самоцветов (смотри описание месторождений), вкрест простирания объекта. Цель проходки горных выработок – получение достоверной информации о строении и составе объекта и, что самое главное, получение возможно большего количества кристаллосырья и установления наличия кондиционного самоцветного сырья. Поэтому, при подсечении продуктивной зоны или миароловой полости некоторая часть горных выработок может быть пройдена по простиранию тела для увеличения объема полученной пробы. Встреченные полости с кристаллосырьем выбираются полностью, даже если они выходят за контур выработки. Надо строго следить за тем, чтобы разборка полостей велась без применения взрывных работ – это может привести к уничтожению кондиционного сырья и резкому разубоживанию пробы. Все добытое с одного жильного тела кристаллосырье объединяется в единую валовую пробу, при этом в нее включаются абсолютно все кристаллы берилла и топаза, вне зависимости от их размера и качества, а также самоцветы-спутники – кристаллы цветного турмалина, цитрина, аметиста, лунного и солнечного камня. Необходимо также извлекать друзы хорошо образованных кристаллов самоцветов и сопутствующих минералов, которые являются редким коллекционным штуфным материалом и могут значительно повысить ценность обнаруженного проявления. Никакого обогащения кристаллов на месте производить нельзя.

Полученные пробы документируются и направляются на заключение в соответствии с инструкцией по проведению попутных поисков месторождения цветных камней, утвержденной Министерством геологии СССР.

Аналогичный указанному выше комплекс детальных работ с теми же целями должен быть выполнен и на тех пегматитовых или грейзеново-жильных полях, где не обнаружено кондиционных кристаллов берилла или топаза, однако имеются объекты с набором многих косвенных признаков наличия самоцветной минерализации. Например, проведение таких детальных работ требуется для оценки полей зональных пегматитов с четкими признаками друзовых полостей.

2. Принципы перспективной оценки проявлений и площадей

В результате проведения попутных поисков необходимо дать оценку перспектив выявленных проявлений берилла и топаза, а также выделить потенциально перспективные на самоцветы объекты и площади.

Перспективная оценка проявления ювелирных топаза и берилла состоит в определении трех его качественных * (* Определение количественных характеристик не может быть произведено при попутных поисках.) характеристик.

Первая характеристика – принадлежность проявления к одному из известных промышленно-генетических типов, представленных в табл.2 настоящего руководства. Отнесение к тому или иному типу производится по тем особенностям геологической позиции, состава и строения проявления, которые были выяснены при его обследовании.

Наиболее перспективными являются проявления, которые могут быть идентифицированы с первым и особенно со вторым промышленно-генетическими типами, ибо именно к ним относятся крупнейшие мировые месторождения берилла и топаза.

Второй важнейшей характеристикой проявления является наличие кондиционных кристаллов самоцветов, их видовой набор и качество кристаллосырья. Количество кондиционного сырья и его сортность определяются при квалифицированной оценке полученных проб (компетентными специалистами). Наличие сырья – главное обоснование перспективности проявления. Последняя значительно повышается, если в видовой набор самоцветов проявления входят самые ценные разности – аквамарин и морганит из бериллов или розовые топазы. Также повышают перспективность проявления достаточно крупные размеры кристаллов самоцветов (даже дефектных) и интенсивная их окраска.

И, наконец, третьей характеристикой проявления являются размеры продуктивного объекта и масштабы развития самоцветной минерализации. Естественно, что крупные объекты, в нескольких местах которых вскрыты скопления кристаллов берилла или топаза с кондиционными участками или близкими к кондиционным, являются наиболее перспективными.

Перспективность объектов, в которых обнаружены прямые признаки топазо- и бериллоносности, однозначно оценивается положительно, и такие объекты передаются специализированным организациям для проведения поисково-разведочных работ и промышленной их оценки.

Гранитные пегматиты и грейзеново-жильные зоны, в которых (или на площади развития которых) не были выявлены прямые признаки самоцветной минерализации, могут, однако, получить положительную перспективную оценку при наличии в этих объектах большинства косвенных признаков присутствия миароловых друзовых полостей с кристаллосырьем. Поэтому в отчетных документах о результатах работ такие объекты должны быть подробно описаны с акцентом на выделение положительных косвенных поисковых признаков, которые перечислены выше.

К перспективным должны относиться площади пегматитовых или грейзеново-жильных полей (или их участки), на которых локализованы объекты, получившие положительную оценку по результатам поисковых работ. Наиболее перспективной, естественно, будет площадь того поля, на котором присутствуют объекты с прямыми признаками самоцветной минерализации. При недостаточной степени опоискованности района и невозможности определить границы жильных полей в контуры перспективных площадей следует включать целиком экзо- и эндоконтактовые зоны гранитных массивов, с которыми эти поля пространственно связаны.

ЛИТЕРАТУРА

Архангельская В.В., Гинзбург А.И., Давиденко И.В., Родионов Г.Г. Геология месторождений редких элементов, вып.22. В сб. "Вопросы геологии и генезиса пегматитов". М., "Недра", 1964.

Беус А.А. Геохимия бериллия и генетические типы бериллиевых месторождений. М., изд-во АН СССР, I960.

Гинзбург А.И. О некоторых группах гранитных пегматитов, образовавшихся в различных геологических условиях, и их оценка. -Разв. недр, 1952, № 2.

Гинзбург А.И., Родионов Г.Г. О глубинах образования гранитных пегматитов - Геол.рудн. месторождений, 1960, № 1.

Киевленко Е.Я., Сенкевич Н.Н., Гаврилов А.П. Геология месторождений драгоценных камней. М., "Недра", 1974.

Колотухина С.Е., Первухина А.Е., Роженец А.В. Геология месторождений редких элементов Африки и их экономическое значение. М., "Наука", 1964

Лазаренко Е.К., Павлишин В.И.. Латыш В.Т., Сорокин Ю.Г. Минералогия и генезис камерных пегматитов Волыни. Львов, Изд-во Львовск. гос. ун-та, 1973.

Недумов И.Б. Роль геологических факторов в формировании пегматитов и некоторых других эндогенных месторождений, связанных с гранитами. В кн. "Новые данные по геологии, геохимии и генезису пегматитов. М., "Наука , 1965.

Смертенко В.М., Бушев А.Г., Бескин С.М. Закономерности размещения и генезис некоторых хрусталеносных гранитных пегматитов. - Изв.ВУЗов, геол. и разв., 1966, № 7.

Солодов Н.А. Научные основы перспективной оценки редкометальных пегматитов. М., "Наука", 1971.

Ферсман А.Е. Пегматиты. Избранные труды, т.У1. М., Изд-во АН СССР, I960.

Ферсман А.Е. Избранные труды. т.УП. М., Изд-во АН СССР, 1962.

Зарянов К.Б. К вопросу о химизме щелочных гранитов и значении повышенной щелочности в гранитах для хрустале-образования. - Труды ВНИИГ, 1960, т.IV, вып.1.

Adams F.W. Berillium deposits of the Mount Antero region, Chaffe County, Colorado. - Geol. Surv. Bull., 1953, 982-D.

Crookshank H. Minerals of the Rajputana pegmatites. - Bull. Imperial Institute, 1945, v.43, №3.

Ives R.L Topaz areas of the Thomas Range, Utafi. - Rocks and Minerals, 1947, v. 22, №11.

Jahns R.H., Wright L.A. Gem lithium pegmatites of the Pala district, San Diegro County, California. - calif. Div. Mines Sp. Rep.7A, 1951.

Lacroix A. Mineralotrie de Madagascar, Paris, 1922. Lacroix A. Gemmes de Mai Caches, Paris, 1928.

Obenauer К. Nach dem Idelsteingrruben Brasiliens.-Aufschluss, 1964, v. 15, He5.

Palache Ch. Topaz deposit in Tophain, Maine. - Amer. Journ. of Science, 1934, v. 27, №157.

Pecora W.T. Clepper M.P., Larraby В.М. Barboda A.L.M., Resk F. Mica deposit's in Minas Gerais, Brasil.-U.S. Geol. Surv. Bull., 1950, M 964-c.

Pecora W.T. Switzer G., Barboda A.L.M. Structure and mineralgy of the Golkonda pegmatites, Minas Qerais, Brasil.-Amer. Mineralogist, 1950, v. 35, № 9-10.

Varingg G.G. Pegmatite veins, Pala, San Diego, California.-Amer. Mineraiogrist; 1905, v. XXXV, № 6.