Жадеит

I. ОБЩИЕ СВЕДЕНИЯ

1. Свойства жадеита

Жадеит получил свое название от слова жад – упрошенного испанского «piedra de jade», означающего поясничный или почечный камень, по приписываеной ему еще в XVI в. способности устранять боли в боку. Термином жад европейцы называли очень похожие по внешнему виду, но, как потом оказалось, разные минералы. Только во второй половине XIX в. французскому минералогу А. Демуру удалось установить, что жад имеет две разновидности: одна относится к группе амфибола, а другая - к группе пироксена. Первую он назвал нефритом, а вторую – жадеитом. Однако в зарубежной литературе до сих пор слово жад используется для обозначения как нефрита, так и жадеита. Жадом называют также похожие на нефрит и жадеит тонкозенистые агрегаты: гидрогроссуляра – трансваальский жад, везувиана – калифорнит, серпентинита – серпентиновый жад или бовенит, и др.

Жадеит является натровым алюмосиликатом пироксеновой группы, химическая формула которого Na[AlSi₂О₆]; теоретический состав (вес%): кремнезема 59,44, глинозема 25,22, окиси натрия 15,34. В природном жадеите натрий частично замещается кальцием, а алюминий – магниием, трехвалентным железом и хромом. В наиболее чистом, белом жадеите из Бирмы содержание кремнезема близко к теоретическому составу, некоторое уменьшение количества глинозема (24,2-25,1%) и окиси натрия (12,7-14,6%) компенсируется содержанием Fe₂О₃ (0,16-0,48%), FeO (0,12-0,76%), МnO(от сл. до 0,03%), MgO (0,27-0,39%), СаО (0,44-1,74%), К₂0 (0,08-0,35%) (Lacroix, 1930). Белые жадеиты Северного Прибалхашья отличаются от бирманских более высокими содержаниями (вес.%): Fe₂О₃ до 1,2; MgO - 0,48-1,41 и СаО - 0,78-2,04 (Москалева, 1962).

Обычно жадеит – твердый раствор, содержащий примесь других пироксенов – преимущественно диопсида, кроме того, геденбергита и эгирина. По количеству каждой из примеси и по соотношению этих примесей различают три разновидности жадеита: собственно жадеит, диопсид-жадеит и хлормеланит. В собственно жадеите количество жадеитовой составляющей не ниже 80%. В белом жадеите содержание жадеитовой молекулы достигает 92-98%, а в зеленом – 80-85%.

Диопсид-жадеиты находятся в середине изоморфного ряда жадеит-диопсид. Содержание жадеитового компонента в нем составляет 40-60%, реже несколько больше. Минерал этой разновидности окрашен в зеленые тона и по сравнению с собственно жадеитом характеризуется повышенным содержанием кальция и магния и, соответственно, пониженным – натрия и алюминия.

Хлормеланит – разновидность щелочного пироксена, окрашенная в темно-зеленый, почти черный цвет. От собственно жадеита и диопсид-жадеита отличается пониженным содержанием глинозема, окиси натрия и, соответственно, высоким содержанием железа, кальция и магния.

Среди других пироксенов, в состав которых входит жадеитовая молекула, следует отметить омфацит. В этом минерале, сходной по окраске с диопсид-жадеитом, существенно преобладает диопсидовая составляющая по сравнению с жадеитовой.

Жадеит кристаллизуется в моноклинной системе. Хорошо образованные кристаллы очень редки и встречены в глаукофановой породе в районе Кловердейла, шт. Калифорния, США (Wolf , I955). Обычно жадеит образует плотную зернистую мономинеральную породу. Она может состоять либо из чистого или почти чистого жадеита, либо из диопсид-жадеита, а также из омфацита или хлормеланита. В небольших количествах иногда присутствуют: альбит, амфибол, слюда, анальцим, натролит, и другие минералы.

Макроструктура жадеитовой породы может быть от очень тонкой до средне- и даже крупнозернистой. Наиболее мелкозернистые разновидности полупрозрачны. В большинстве случаев зернистая структура устанавливается невооруженным глазом; именно это и отличает жадеитовые породы от сходных по внешнему виду нефритов, всегда обладающих чрезвычайно тонкой спутанноволокнистой структурой.

Микроструктура кристаллического агрегата жадеита тоже разнообразна: призматически-зернистая, зубчатая, гранобластовая, катакластическая, цементная, игольчатая, радиально-лучистая или сноповидная. Характерно очень плотное сцепление зерен, обусловливающее высокую вязкость породы.

Блеск жадеита - стеклянный, слегка матовый или перламутровый, спайность по (001) хорошая. Твердость, по шкале Мооса, составляет 6,5-7,0 и выше, чем у нефрита. Удельный вес 3,2-3,5, тогда как у нефрита не больше 3,0. Оптически двуосный, положительный. Показатели преломления у чистого бирманского жадеита: Ng 1,683, Np 1,556, Mg-Np 0,027, угол оптических осей 2V = +72°. Угол погасания Ng:Z 33-42°. Дисперсия оптических осей слабая или совсем отсутствует (Lacroix , I930). Оптические константы жадеитов изменяются в зависимости от содержания примесей. Р.Колеман ( Coleman , 1961) отмечает, что присутствие в жадеите от 10 до 30 мол.% эгирина, диопсида и геденбергита увеличивает показатели преломления, существенно понижает двойное лучепреломление и угол оптических осей. Такие жадеиты (подобно диопсид-жадеитам) обладают сильной дисперсией оптических осей r > v.

Цвет мономинеральных жадеитовых пород может быть белый, зеленый от желтовато-зеленого до изумрудно-зеленого, иногда черный, розовый, коричневый, красный, желтый, фиолетовый, синий. Ярко-зеленые изумрудные окраски обусловлены хромой, а мутно-зеленая и желто-зеленая — железом, заместившими алюминий в кристаллической структуре минерала. В прозрачной изумрудно-зеленой разновидности жадеита, напоминающей изумруд, содержание хрома обычно не превышает сотых долей процента, тогда как в непрозрачном минерале, так называемом хромжадеите, содержание хрома может достигнуть 7% и более (Gubelin, 1965). Ярко-красная и желтая окраски обычно наблюдаются в приповерхностном слое жадеитовых валунов (Бирма) и обусловлены проникновением гидроокислов железа в мелкие поры и микротрещины во время длительного процесса выветривания.

Перед паяльной трубкой жадеит легко плавится в прозрачный шарик, который по мере дальнейшего нагревания мутнеет из-за рае-кристаллизации жадеитового стекла в смесь нефелина и альбита. Благодаря присутствию натрия пламя окрашено в желтый цвет.

Спектр поглощения жадеита характеризуется отчетливой полосой с длиной волны 4375Ǻ и более слабыми линиями с длиной волны 4500 и 4330Ǻ. В изумрудно-зеленом материале эта основная полоса менее выражена, чем характерные для хрома полосы в области длины волн 6890-6940Ǻ. Под длинноволновой ультрафиолетовой лампой жадеит белый, бледно-зеленый, розовато-лиловый обнаруживает слабое белое свечение (Webster , 1962).

2. Область применения и технические требования к качеству сырья

Жадеитовая порода, наряду с нефритом и менее вязкими кремнями, использовалась человеком еще в каменном веке в качестве скребков, долот и других инструментов. По мере развития цивилизации жадеит становится излюбленным материалам для изготовления художественных предметов культово-религиозного и декоративного назначения. Жадеит, известный под названием чалчихуитла, у ацтекских племен Мексики (во времена завоевания ее испанцами) ценился дороже золота. Это был культовый драгоценный камень ацтекской знати, подобно нефриту в Китае. До сих пор при археологических раскопках на полуострове Юкотане (в Южной Мексике), в Гватемале,

Панаме и Коста-Рике находят многочисленные художественные изделия и амулеты из жадеита культуры майя и более ранних культур.

В ХVI в. резные изделия из жадеита украшали многие храмы Мексики и были непременным атрибутом в ритуалах, связанных с культом поклонения солнцу. Жадеит служил также в качестве средства, якобы исцеляющего от смертельных болезней.

В древнем Китае жадеит наряду с нефритом, по-видимому, широко применялся для изготовления художественных резных украшений, кубков, ваз, перстней, браслетов и других предметов.

Благодаря высоким декоративным свойствам, большой твердости, способности принимать зеркальную полировку жадеитовая порода широко используется и в современном ювелирном и камнерезном производстве. Наиболее высоко ценится изумрудно-зеленая просвечивающая разновидность, которая идет на вставки в кольца, серьги и другие ювелирные украшения. Ярко-зеленые полупрозрачные и непрозрачные камни обрабатываются в форме кабошонов и бусинок.

В Бирме различают ряд торговых сортов жадеита:

1. Империал – изумрудно-зеленая, прозрачная и полупрозрачная тонкозернистая разновидность однородной окраски. Лучшие образцы ценятся очень высоко, почти как изумруд.

2. Комершиал – прожилки и пятна полупрозрачного изумрудно-зеленого жадеита на фоне зеленого непрозрачного.

3. Утилити – ярко-зеленая непрозрачная разновидность. Кроме того, имеются другие товарные разновидности, к числу которых относится зеленая с облачной окраской, просвечивающая, похожая на талый снег, белая матовая полупросвечивающая, напоминающая бараний жир, и белая полупрозрачная с ярким блеском. Выделяется также сорт темно-зеленый хлормеланит, идущий на изготовление дешевых украшений.

Качество жадеита в сырье регламентируется в СССР отраслевым стандартом ОСТ-41-25-72, согласно которому поделочный материал принимается только первым сортом. Не допускаются: трещины, мякотины, ожелезнение, инородные минеральные включения. За эталон принят жадеит Итмурундинского месторождения, для которого характерна неравномерная зеленовато-белая и серая окраска с мелкими зелеными пятнами. Минимальный размер бездефектной области камня 100x100x100 мм. Оптовая цена поделочного жадеита составляет 4 руб. за 1 кг.

Во Всесоюзном научно-исследовательском институте синтеза минерального сырья разработана методика искусственного окрашивания белой и серой жадеитовой породы в ярко-зеленый цвет, имитирующий природную окраску ювелирно-поделочного жадеита. Это позволяет использовать нестандартное по окраске сырье для дешевых украшений.

3. Размещение месторождений

В СССР имеется два месторождения мономинеральных жадеитовых пород: Итмурундинское и Лево-Кечпельское. Первое находится в Северном Прибалхашье и связано с Кентерлаусским гипербазитовым массивом. Второе – располагается в серпентинитах массива Пай-Ер на Полярном Урале. Кроме этого, известны слабо изученные проявления жадеита в гипербазитовых массивах: Борусском (Западный Саян) и Джил-Сатанахачеком (Севанский хр., Армения). Находки жадеитовых желваков совместно с нефритовыми были недавно зафиксированы в серпентинитах массива Рай-Из на Полярном Урале (Дергунов и др., 1975).

За рубежом важнейшим источником высококачественного ювелирного и поделочного жадеита является Северная Бирма. Здесь в Качинских горах в бассейне р.Чиндвина (приток р.Иравади) о незапамятных времен эксплуатируются многочисленные аллювиальные россыпи жадеита, а начиная с конца ХУШ в., – и крупнейшие коренные месторождения.

Несколько месторождений с невысоким качеством сырья находятся в области Береговых хребтов Центральной Калифорнии, США; самое значительное из них Клер-Крик (округ Сан-Бенито, около Ид-рии). Вторичные мелкие месторождения отмечаются вблизи Пасо-Роблес (округ Сан-Луис-Обиспо) и в 80 км на северо-запад от него в районе мыса Сан-Мартин. Месторождение Лич-Лейк (округ Мендосино) и небольшие аллювиальные россыпи жадеита по р.Вилиямс Крик и ее северному притоку Ил (соседний округ Тринити) располагаются южнее гор Кламат.

В Центральной Америке известно месторождение жадеита Метагау в Гватемале, обнаруженное в 1952 г. вблизи Манзенала в департаменте Эль Прогрессо.

В Японии имеется несколько мелких месторождений жадеита. Одно расположено в районе деревни Котаки в префектуре Ниигата. Здесь отмечаются небольшие зональные тела в серпентинитах. Жадеит образует тонкую кайму вокруг кварц-альбитовых тел и, в свою очередь, окружен амфиболовой оторочкой (Coleman , 1961). Жадеит, содержащий обильные включения тремолита и альбита, обладает бледной не привлекательной окраской и по этим причинам не пригоден для камнерезных работ ( Barber , 1954). Другое месторождение находится в районе населенного пункта Омари среди серпентинитов и представлено маломощными зональными жилами альбититов. Ядро катаклазированного альбитита окружено тонкой зоной белого жадеита, которая, в свою очередь, сменяется зоной зеленого жадеита. В краевых частях тел, на контакте с серпентинитом, развита порода, состоящая из кальциевого амфибола и зеленого жадеита (Schuller, 1960). Третье проявление жадеита зафиксировано в районе Сибукабе и связано с дайками метагаббро в серпентинитах (Зимин, 1965).

В Китае в районе Наньяна имеются жадеитовые тела, залегающие среди габброидных жил в серпентинитах (Schuller, 1960).

Главным поставщиком жадеита на мировой рынок является Бирма. Сведения о размере ежегодной добычи ювелирного и поделочного жадеита очень скудны. На недавнем седьмом импориуме в Рангуне, как сообщает "Lapidary Journal " (1972, Becem), было продано жадеита на сумму 1,96 млн. долларов.

4. Представления о генезисе

Существует несколько гипотез образования мономинеральной жадеитовой породы в гипербазитах:

1) магматическая;

2) метаморфическая и

3) гидротермально-метасоматическая.

О магматическом происхождении жадеита высказывались М.Лакруа (Lacroix , 1930), Чиббер (Меренков, 1941), Е.Гюбелин (Gubelin , 1965), и др. Они считали, что жадеитовые тела – это продукты магматической десиликации остаточной гранитной магмы в условиях высоких давлений; их формирование соответствует схеме образования так называемых десилицированных гранитных пегматитов, предложенной А.Е.Ферсманом для залегающих в серпентинитах изумрудоносных слюдитов Урала. Е.Гюбелин полагает, что на месторождениях жадеита десиликация прошла не до конца, и поэтому жадеиты слагают лишь небольшую часть альбититовых тел – промежуточного продукта десиликации гранитной магмы.

В.Ровер (Roever, I955) показал несостоятельность магматической концепции. По мнению этого исследователя, жадеитовые тела в гипербазитах, подобно жадеитсодержащим глаукофановым сланцам, являются продуктом регионального метаморфизма, возникая в результате реакции альбит → жадеит + кремнезем. Метаморфизму подвергаются заключенные в ультраосновной породе жилы альбититов. Высвободившийся в результате разложения альбита кремнезем не выпадает в виде кварца, как это наблюдается в глаукофановых сланцах, где он находится в парагенезисе с жадеитом, а вступает в реакцию с боковой магнезиальной породой, формируя вокруг образовавшегося жадеитового тела реакционную зону, состоящую из щелочного амфибола – сцехениита, и др. По В.Роверу, частичное или полное превращение альбититов в жадеитовые тела зависит от величины внешнего давления; жадеит образуется только в тех случаях, когда давление превышает 3-5 килобар, предполагаемое им для фации зеленых сланцев.

А.Шюллер (Schuller , I960), исследуя жадеитовые породы из серпентинитов японских и китайских месторождений, приходит к выводу о динамометаморфической природе жадеита. Исходными породами здесь являются не альбититы, а жилы метаморфизованных лейкократовых габбро. Он устанавливает в жадеитовых породах три группы минералов, различающихся по генезису: магматическую, метаморфическую и гидротермальную. К первой группе он относит реликтовые минералы магматической породы: плагиоклаз и роговую обманку, ко второй – омфацит, хлормеланит, жадеит, альбит, хромсодержащие цоизит (таумовит) и мусковит (фукоит); третью – гидротермальную группу представляют, замещающие жадеит минералы: нефелин, кварц и анальцим. Так же как и В.Ровер, А.Шюллер считает, что метаморфические преобразования первоначальной породы протекают при низких температурах и повышенном давлении, т.е. в обстановке глаукофановой фации регионального метаморфизма. В результате роговая обманка габброидной породы замещается омфацитом и хлормеланитом, за счет основного плагиоклаза образуются альбит, цоизит и мусковит. При повышении внешнего давления альбит становится неустойчивым и распадается на жадеит и кварц. Благодаря диффузии хрома и железа из серпентинитов в процессе метаморфизма эти элементы проникают в кристаллическую решетку минералов, окрашивая жадеит и цоизит в изумрудно-зеленый цвет, а хлормеланит – в темно-зеленый. С наложением поздних гидротермальных процессов А.Шюллер связывает замещение жадеита нефелином, кварцем и анальцином.

Д.С.Коржинский (1953), предложивший гидротермально-метасоматическую гипотезу формирования магнезиальных скарнов, корундовых плагиоклазитов и изумрудоносных слюдитов, считает, что к этому же типу биметасоматических образований принадлежат тела жадеитовых пород и нефрита в серпентинитах. Согласно Д.С.Коржинскому, жадеит образуется на контакте жил гранитоидов с гипербазитами в процессе биметасоматоза. Этот процесс заключается в обмене малоподвижными компонентами (кремнеземом, глиноземом и магнезией между кислой силикатной породой и контактирующими с ней гипербазитами) и развивается посредством диффузии поровых водных натровых растворов. В результате гранитоидные породы преобразуются в зональные альбит-жадеитовые тела с окружающими их актинолитовыми и флогопит-хлоритовыми оторочками.

Источники растворов, вызвавших жадеитизацию алюмосиликатных пород в гипербазитах, по Д.С.Коржинскому, могут быть "генетически связаны с магматическими процессами, давшими гипербазиты, а также с более молодыми гранитоидами" (Коржинский, 1953).

В.Н.Москалева (1960), придерживающаяся взглядов Д.С.Коржинского на генезис Итмурундинского месторождения жадеита в Северном Прибалхашье, связывает его генетически с жильными гранитоидами. Она считает, кроме того, что жадеитовые тела формировались в обстановке невысоких температур и умеренных давлений, под воздействием обогащенных натрием восходящих постмагматических гидротермальных растворов. Натровому метасоматозу, в процессе которого образуются жадеитовые тела, подвергаются альбитизированные жильные плагиограниты, плагиоаплиты или диориты. Превращение таких жил в жадеитовую породу сопровождается их метасоматической десиликацией. Благодаря последней одновременно с жадеитовой породой возникает реакционная оторочка амфибол-хлоритового состава, локализованная на контакте жадеитового тела с серпентинитами.

А.В. Свириденко и А.А. Смирнов (1975) так же,как и В.Н. Москалева считают, что жадеит кристаллизуется при невысоких температурах и низком давлении. В качестве доказательства ими приводятся недостаточно убедительные опыты разложения серого жадеита на его составные части: омфацит, эгирин и жадеит.

В.Ф. Морковкина (1960), в отличие от Д.С. Коржинского и В.Н. Москалевой, в своих ранних работах полагала, что жадеит может образоваться при десиликации самих метасоматических растворов, проникших в ослабленные зоны гипербазитов, в результате их непосредственного взаимодействия с магнезиальной боковой породой. По данным этого исследователя, жадеитовые тела Полярного Урала сформировались за счет альбититов при высокой температуре и давлениях, об этом, по ее мнению, свидетельствует наличие реакционной диопсид-энстатитовой зоны вокруг жадеитовых тел.

М.И. Юдин (1963) на примере жадеитовых тел, развитых в серпентинитах хр. Борус (Западные Саяны), устанавливает метасоматическую природу жадеита и сопутствующих ему минералов. По мнению этого исследователя, в процессе натрового метасоматоза кислых жильных пород развиваются две группы минералов. Первая представлена жадеитом, натролитом и др., концентрирующими привнесенные компоненты – натрий и глинозем. Ко второй группе минералов относятся – вторичный альбит, эгирин и др., концентрирующие вытесненные компоненты – кремнезем и известь.

Растворы, насыщенные вытесненными компонентами, воздействуют не только на первичную породу, но и на продукт основного метасоматического фронта. Продукты метасоматической дифференциации могут размещаться в пределах тела замещаемой исходной породы без образования метасоматических зон. Однако при наличии трещин вытесненные компоненты, взаимодействуя с боковой породой, либо формируют реакционные оторочки, либо уходят за пределы контактовых зон, образуя самостоятельные жильные тела. Таким образом, М.Н. Юдин допускает свободную миграцию вещества, что вряд ли возможно в условиях повышенных давлений, необходимых для образования жадеита. По М.И.Юдину, жадеитизации могут подвергаться не только кислые, но и основные жильные породы. Чистый альбит (по которому затем развивается жадеит) получается в результате деанортизации плагиоклаза исходной основной жильной породы под воздействием растворов, характеризующихся избытком натрия в повышенной концентрацией кремнезема. Наиболее полно деанортизация плагиоклаза протекает, когда высвободившийся глинозем связывается в гроссуляр и натролит.

Н.Л. Добрецов (1963,1964,1974_1-2) и Л.П. Пономарева (Добрецов, Пономарева, 1965), детально анализируя геологические условия образования жадеитовых месторождений СССР, тоже приходят к выводу о биметасоматической природе жадеитовых тел в гипербазитах. Они формируются по жильным лейкократовым гранитоидам и габброидам, залегающий в гипербазитах. Преобразование этих существенно плагиоклазовых жильных пород в жадеит происходит под действием натровых растворов, возникающих в процессе регионального метаморфизма высокого давления. Высокое давление здесь достигается в результате суммирования литостатического, флюидного и стрессового давлений. Метасоматоз, в итоге которого образуются жадеитовые тела в гипербазитах, не является одноактным процессом, а развивается в следующие три последовательные стадии.

1. Высокотемпературная стадия (600-800°С). По температуре соответствует эпидот-амфиболитовой фации, а по давлению занимает промежуточное положение между эклогитами и глаукофановыми сланцами. В эту стадию образуется чистый или почти чистый жадеит и высокотемпературная реакционная диопсид-энстатитовая зона. Этот процесс в случае гранитоидных исходных пород развивается по схеме: альбит → жадеит + кремнезем; кремнезем + оливин → ромбический пироксен (в экзоконтактовой оторочке за счет гипербазита), а когда исходные породы плагиоклазиты – по реакции: плагиоклаз + Ca-Mg-пироксен + Na → жадеит + (Са).

2. Первая стадия диафтореза жадеитовых тел. По температуре она соответствует метаморфизму фации зеленых сланцев; сопровождается серпентинизацией гипербазитового массива. В эту стадию происходит альбитизация жадеита, разложение его на альбит, слюду и тремолит; развиваются также диопсид-жадеит, хлормеланит, мусковит. Одновременно в экзоконгактовой оболочке образуются актинолит, флогопит, цоизит и хлорит.

3. Вторая стадия диафтореза жадеитовых тел. По температуре и давлению она соответствует лавсонит-глаукофановой фации. Для второй стадии диафтореза характерно развитие анальцима, диопсид-жадеита, щелочных амфиболов. С гидротермальной наложенной стадией связано развитие натролита в жадеитовых телах.

В.Ф.Морковкина (1973, 1974) в последних своих работах указывает на то, что жадеит в пироксенит-дунитовых породах может развиваться не только по альбиту, но и по роговой обманке, пироксену и даже по дисперсному субстрату (субсерпентиниту) в результате сложного многостадийного длительного процесса натрового биметасоматоза вдоль узких разломов в серпентинитах. Высокое внутреннее давление необходимое для кристаллизации жадеита, по мнение В.Ф.Морковкиной, связано с дегидратацией серпентинитов. Противо­речивые соотношения между минералами жадеитовых тел (например, между альбитом и жадеитом) обусловлены колебаниями температуры и давления в узких тектонических зонах. Согласно этому исследователю, жадеитовые породы с окружающими их диопсидовыми ила роговообмановыми оторочками в массивах Пай-Ер (Полярный Урал) и Джил-Сатанахачском (Малый Кавказ) сформировались в глубинных условиях, соответствующих гранулитовой фации метаморфизма. Последующие замещения высокотемпературных минералов низкотемпературными (например, замещение роговой обманки актинолитом и хлоритом) происходили на малых глубинах, на что указывают тектонические перемещения жадеитовых тел.

Из рассмотренных выше гипотез нам представляется наиболее обоснованной гипотеза Н.Л.Добрецова о формировании месторождение жадеита в результате многоэтапного метасоматоза.

Р-Т условия образования жадеита недостаточно ясны. Согласно экспериментальным данным, поле устойчивости жадеита, образовавшегося при разложении альбита, определяется давлением 15-25 кбар и температурой 600-1000°С, соответственно (Добрецов, 1963). Однако Р.Колеман (Сoleman, I96I) справедливо считает, что наличие в природном жадеите примеси эгирина делает возможным образование жадеитовых тел в серпентинитах вне пределов полей устойчивости, установленных экспериментально для жадеита идеального теоретического состава. Р.Колеман показал, что жадеитовые тела вместе с окружающими их кальциево-силикатными каймами на месторождении Клер-Крик в Калифорнии сформировались в обстановке повышенного общего давления за счет усиления литостатического давления (порядка 3-4 кбар при мощности вышележащих толщ 9-12 км) тектоническим стрессовым давлением. По его мнению, метасоматическое образование жадеита в серпентинитах может осуществляться при низкой температуре (300°) и давление около 5-8 кбар. Эти цифры давлений, вероятно, несколько занижены. По данным Г.Винклера (1969), жадеит и диопсид-жадеит в метаморфизованных осадочно-эффузивных породах лавсонит-глаукофановой или глаукофано-зеленосланцевой фации образуются при давлениях не ниже 8-10 кбар.

II. ГЕОЛОГО-ПРОМЫШЛЕННЫЕ ТИПЫ МЕСТОРОЖДЕНИЙ

Среди месторождений жадеита выделяются эндогенные и вторичные. К последним относятся элювиально-делювиальные и аллювиальные россыпи, а также скопления галек и валунов жадеита в конгломератах.

1. Эндогенные месторождения

Известные в СССР и за рубежом коренные месторождения мономинеральных жадеитовых пород принадлежат к одному и тому же генетическому типу. Все они являются продуктом биметасоматического преобразования заключенных в гипербазитах включений алюмосиликатных пород при высоких давлениях.

По составу исходных пород месторождения жадеитов в гипербазитах можно разделить на три группы:

1) жадеитизированные (преобразованные в жадеит) жилы лейкократовых гранитоидов;

2) жадеитизированные жилы лейкократовых габброидов;

3) жадеитизированные породы эффузивноосадочных формаций ранних этапов развития геосинклиналей.

Жадеитизированные жилы лейкократовых гранитоидов

Эта группа жадеитовых месторождений образуется в результате биметасоматоза тел гранитного и гранитоидного составов, залегавших в гипербазитах. Эти тела бывают различного размера – от очень крупных (Бирма) до средних и мелких (Прибалхашье, Западные Саяны). С данной группой месторождений связаны крупные скопления ювелирно-поделочного, ювелирного и поделочного сырья (например, месторождения Бирмы и Итмурундинское в Казахстане).

Знаменитые месторождения высококачественного жадеита располагаются на севере Бирмы в округе Мииткиина, в бассейне р.Уру, притока р.Чиндвина. Начиная с ХШ в., а возможно и еще раньше, источником жадеита были аллювиальные и ледниковые россыпи. И только в 1871 г. в этом районе были открыты коренные залежи.

Жадеитоносный район Бирмы расположен в пределах внешней зоны альпийской складчатой области, вытянутой в меридиональном направлении вдоль границы с крупным выступом докембрийских пород.

Согласно сводке А.А. Маракушева, М.А. Мишкина и И.А. Тарарина (1971), эта, так называемая бирманская, зона палеогенового метаморфизма совпадает с цепочкой альпинотипных гипербазитов, внедрившихся в базальные горизонты эоцена. Наряду с массивами серпентинизированных дунитов, роговообманковых перидотитов и серпентинитов широко распространены глаукофановые, актинолитовые и хлоритовые сланцы, местами пересеченные жилами гранитов ( Lacroix, 1930).

Главные месторождения ювелирного и поделочного жадеита Бирмы залегают в серпентинитах массива Таумау, вытянутого в северовосточном направлении (рис.1). В плане этот массив имеет овальную форму; длина 15-18 км и ширина 6,4 км.

К наиболее известным коренным месторождениям принадлежат четыре: Таумау, Миенмау, Пангмау и Намнаймау. В литературе их называют дайками или жилами (Bleeck, 1907; Lacroix, 1930; Меренков, 1941), но, скорее всего, это – протяженные и мощные зоны сближенных жило-, линзо- и штокообразных жадеитовых тел; они эксплуатируются уже более ста лет и до сих пор не исчерпаны. По имеющимся сведениям, продуктивные зоны месторождений Миенмау, Пангмау и Намнайнау прослеживаются по простиранию, соответственно, на 2,4, 1,1 и 1,0 км.

Сходные месторождения имеются и в аналогичных массивах гипербазитов, расположенных к северу. Общая площадь жадеитоносного района велика. Известно, например, что новые коренные месторождения встречены на расстоянии до 34 км от пос.Таумау (Gubelin , 1965), вблизи которого прежде были сосредоточены все главнейшие копи жадеитового камня.

Классическое месторождение Таумау, славящееся высококачественным сырьем, находится вблизи одноименного поселка. Жадеитовые тела обнаруживают зональное строение и характеризуются закономерной сменой жадеитовой породы, альбититов и своеобразных амфиболовых пород. Преимущественно это жадеит-альбитовые тела, в которых

Рис. 1. Схема геологического строения жадеитоносного района Северной Бирмы; по А.Блику ( Bleeck , I907) с изменениями

1 – аллювиальные отложения; 2 – конгломераты, палеоген; 3 – докембрийские граниты; 4 – докембрийские мраморы; 5 – глаукофановые и другие сланцы; 6 – серпентинизированные перидотиты; 7 – месторождения жадеита; 8 – месторождения рубина

альбититы резко преобладают.

Месторождение расположено в массиве серпентинизированных перидотитов вблизи его контакта с толщей глаукофановых, каринтиновых и ассоциирующих с ними сланцев. Наиболее распространены серпентиниты, в которых в пределах жадеитоносной зоны сохранились реликты сильно катаклазированных зерен оливина, вкрапления, прожилки и гнезда хромита.

Внутреннее строение жадеит-альбитовых тел отчетливо-зональное (рис.2). В их ядре выделяется мономинеральная жадеитовая порода, которая по направлению к зальбандам постепенно переходит в альбититовую. В переходной альбит-жадеитовой зоне зерна жадеита окружены катакластическим агрегатом альбита. Взаимоотношения между ними неясны, в свою очередь, альбититовая зона с обеих сторон окаймляется щелочно-амфиболовой, которая на контакте с серпентинизированным перидотитом, особенно в висячем боку тел, сменяется маломощной хлоритовой оторочкой.

Жадеитовая зона или ядро мощностью 2,5-3,0 м состоит преимущественно из белого жадеита – породы, представляющей собой плотный от тонкозернистого до среднезернистого агрегат жадеитовых зерен, химический состав которых близок к теоретическому составу минерала. По внешнему виду эта порода напоминает ослепительно белый сахаровидный мрамор. Местами в ней наблюдаются беспорядочно расположенные пестрые пятна и полосы бутылочно-зеленого, яблочно-зеленого, красновато-фиолетового, желтого и редко яркого изумрудно-зеленого жадеита; иногда в одном штуфе жадеитовой породы прихотливо сочетаются несколько цветных разновидностей, что искусно используется резчиками по камню.

Жадеитовое сырье данного месторождения чрезвычайно разнообразно как по цветовым оттенкам, так и по степени просвечиваемости. Высокой степенью прозрачности обладает ювелирная изумрудно-зеленая разновидность жадеита. Она встречается исключительно

Рис. 2. Схема внутреннего строения жадеитовой килы месторождения Таумау, Бирма; по А.Блику ( Bleeck, 1907)

1 – серпентинит; 2 – хлоритовый сланец; 3 – амфиболовый сланец; 4 – альбитовая порода с включениями амфиболового сланца; 5 – альбитит-жадеитовая порода; б – жадеитовая порода.

редко в виде небольших выделений в белой жадеите, обычно отделенных от последнего узкой светло-зеленой каймой, иногда такие выделения достигают значительных размеров: 10-30 си в поперечнике. Прозрачный или полупрозрачный изумрудно-зеленый жадеит ценится очень высоко и извлекается из породы с величайшими предосторожностями, с применением зубил и клиньев.

Изумрудно-зеленый ювелирный жадеит, в отличие от других разновидностей этой мономинеральной породы, представляет собою тонкозернистый агрегат зерен размером от тысячных до сотых долей миллиметра (Barber, 1964). Под микроскопом эти зерна окрашены в изумрудно-зеленый цвет и обнаруживают отчетливый плеохроизм, тогда как в остальных разновидностях, кроме так называемой хромжадеитовой, зерна жадеита бесцветны, даже если в куске порода имеет яркую окраску.

Несмотря на преобладающую мономинеральность жадеитовой породы, в ней иногда встречаются выделения других минералов. Довольно обычны скопления игольчатых или крупнопризматических включений щелочной роговой обманки, содержащей 6,7-9,3% Na₂O, присутствует также нефелин в виде прожилков и неразличимых невооруженным глазом тонких оторочек вокруг корродированных зерен жадеита. В кусках жадеита местами видны мелкие округлые зерна альбита.

В краевых частях жадеитовой зоны выделяется промежуточная альбит-жадеитовая, связанная постепенными взаимопереходами с соседними зонами – жадеитовой и альбититовой. Она состоит из белого полупрозрачного жадеита с существенной примесью мелких зерен альбита. Для этой зоны характерны пятна и полосы, обогащенные щелочным амфиболом и хлоритом.

Следующая альбитовая зона по внешнему виду напоминает жадеитовую и альбит-жадеитовую зоны. Она сложена мелкозернистой альбитовой породой, на фоне которой местами выделяются зеленые пятна хлорита и натрового амфибола.

Краевые части жадеит-альбититовых тел представлены амфиболовой зоной, состоящей из призматически зернистого агрегата сцехениита разновидности арфведсонита, богатого натрием и магнием. В амфиболовой зоне, вблизи контакта с вмещающими серпентинитами, присутствуют выделения массивного или брекчиевидного изумрудно-зеленого хромжадеита до 10 см в поперечнике. Зерна хромжадеита в отличие от обычного жадеита обнаруживают в шлифе отчетливый плеохроизм от изумрудно-зеленого до желтого. Для этого минерала характерно также преобладание магния над кальцием (MgO равно 2,82%, СаО – 0,75%) и высокое содержание хрома (3,75% и более).

Как уже отмечалось, хлоритовая оторочка нередко отсутствует, но иногда она наблюдается в висячем боку пологих альбит – жадеитовых жил и представлена сильно перемятой, полосчатой породой, напоминающей хлоритовый сланец. В ее составе кроме хлорита отмечаются актинолит, цоизит, игольчатый жадеит и другие минералы.

Итмурундинское месторождение в Северном Прибалхашье изучалось В.Н. Москалевой (1962), Н.Л. Добрецовым (1964) и Н.Л. Добрвцовым и Л.Г. Пономаревой (1965). По данным этих исследователей, жадеитовые тела залегают в Кентерлаусском гипербазитовом массиве. Контакты массива с вмещающими эффузивно-осадочными породами нижнего палеозоя преимущественно тектонические. Крупное тектоническое нарушение наблюдается по северо-восточному краю массива, по которому на него надвинуты более молодые отложения палеозоя. Интрузив гипербазитов вытянут в запад-северо-западном направлении; его длина около 30 км, ширина – от нескольких сотен метров до 1,5 км, он сложен хризотил-антигоритовыми серпентинитами с реликтами слабо измененных гарцбургитов, дунитов, верлитов и пироксенитов.

В гипербазитах хорошо выражены зоны дробления и рассланцевания, ориентированные параллельно общему простиранию интрузива. Вдоль таких тектонических нарушений распространены крупнолистоватые антигоритовые серпентиниты, к которым приурочены жадеитовые тела и сопровождающие их разнообразные по составу метасоматиты. Характерно также присутствие включений метаморфических пород и тел гранитоидного состава, подвергшихся метасоматозу и получивших довольно широкое распространение в серпентинитах северо-восточной части массива. Отмечаются тектонические включения глаукофановых и кросситовых с альбитом, жадеит-диопсидом, пумпеллитом и стильпномеланом метаморфических пород глаукофано-сланцевой фации.

Породы гранитоидного состава – диориты, кварцевые диориты, плагиограниты и аплитовидные граниты – слагают сравнительно небольшие тела, сходные по форме и размерам с телами мономинеральных жадеитов, жадеит-альбитовых и других метасоматических образований – роговообнанковых пород, альбититов, щелочно-амфиболовых альбититов, амфиболовых, кварц-альбититовых, кварц-амфиболовых и кварцевых пород.

Жилы гранитоидных пород, при метасоматическом преобразовании которых сформировались жадеитовые и жадеит-альбитовые тела, являются спутниками офиолитов, образовавшимися, как считают Н.Л. Добрецов и Л.Г. Пономарева (1965), в результате дифференциации гибридизированной ультраосновной магмы, ассимилировавшей на глубине ксенолиты боковых пород.

Тела мономинеральных жадеитов сконцентрированы на участках развития крупночешуйчатых антигоритовых серпентинитов. Скопления их в виде цепочек тел, вытянутых вдоль зон катаклазированных и рассланцованных серпентинитов, тяготеют к придонным частям гипербазитового массива (Терпиловский, 1975). Наиболее крупная жадеитоносная зона локализована в эндоконтакте массива и контролируется мощной зоной рассланцеванных серпентинитов субширотного простирания.

Общая протяженность жадеитоносной зоны более 400 м, ширина до 40 м. В ее пределах выделяется серия вытянутых в виде цепочки жадеитовых тел и элювиально-делювиальных развалов жадеита. Форма тел жилообразная, линзовидная и штокообразная. Размеры в плане до: 17x35 м; 27x9 м; 8-18x60 м. Многие тела, особенно крупные, целиком сложены мономинеральным белым и серым жадеитом, который только в эндоконтактовых частях тел в той ила иной степени замещен зеленым жадеитом, альбитом, анальцимом, натролитом и тремолитом.

Жадеиты преимущественно мелко- и среднезернистые, светлосерые и темно-серые с зелеными пятнами и прожилками, принадлежащие, в основном, диопсид-жадеитовому пироксену. А.Ф. Свириденко и А.А. Смирновым (1975) выделяется четыре генерации жадеитов (от ранней к поздней):

1) темно-серый катаклазированный жадеит, загрязненный пылевидным магнетитом; эта генерация минерала соответствует чистому жадеиту;

2) серый, светло-серый и белый жадеита мелкозернистый структуры; вторая генерация является преобладающей в жадеитовых телах Итмурундинского месторождения и относится к чистому жадеиту, иногда с очень небольшой примесью диопсидовой и эгириновой молекул;

3) изумрудно-зеленый ювелирный хромсодержащий хлормеланит;

4) густо-зеленый ювелирно-поделочный омфацих.

Зерна в мономинеральной жадеитовой породе очень плотно сцеплены друг с другом. Форма их неправильная с извилистыми границами, реже призматическая. В промежутках между ними иногда отмечаются клиновидные кристаллы сфена, зерна пумпеллиита, пластинки слюды а также реликты первичного альбита и альбит-олигоклаза. Некоторые зерна жадеита замещаются более поздним альбитом, тремолитом и цеолитом (анальцим, натролит). Общее количество минеральных примесей в неизмененных или очень слабоизмененных последующими низкотемпературными метасоматическими процессами жадеита обычно не превышает 1,5-3%.

Контакты мономинеральных жадеитовых тел с вмещающими серпентинитами довольно резкие. При этом в узкой зоне непосредственного контакта серпентиниты раздроблены и подверглись интенсивному рассланцеванию и будинажу. Некоторые тела обнаруживают симметрично-зональное строение со сменой метасоматических зон от ядра к зальбандам в следующей последовательности: 1) жадеит, 2) зона хлормеланитового пироксена, 3) зона ромбического (энстатитового) пироксена. Часто вместо высокотемпературной пироксеновой краевой зоны развиваются низкотемпературные метасоматические оторочки: альбит-актинолитовая, актинолитовая и хлорит-серпентиновая. Низкотемпературный амфибол этих экзоконтактовых кайм жадеитовых тел, отделяющих их от вмещающих серпентинитов, принадлежит к натровой разновидности, близкой по составу к глаукофану. Характерно прерывистое развитие актинолитовой оторочки, достигающей мощности 0,6 м и даже 2-3 м в раздувах.

В некоторых жадеитовых телах кроме отмеченных метасоматических зон, наблюдается вермикулитовая зона, иногда почти целиком вытесняющая актинолитовую. По-видимому, она имеет вторичное происхождение. По данным Л.Ю. Терпиловского (1975), крупные жадеитовые тела не несут экзоконтактовых оторочек и отделены от вмещающих серпентинитов тектоническими разломами, вдоль которых развиты гипергенные глины с глыбами жадеитов, амфиболитов, альбититов, актинолитов и антигоритовнх серпентинитов.

На некоторых участках Итмурундинского месторождения жадеитовые тела интенсивно альбитизированы и в этих случаях представляют собою альбититы с реликтами жадеита или жадеитовой породы, подобно жадеитовым, развиваются актинолитовые и хлоритовые каймы.

Жадеитизированные жилы лейкократовых габброидов

Эта группа более многочисленна, чем предыдущая. К ней принадлежат месторождения Полярного Урала, Японии и Китая, представляющие собой источники поделочного жадеита невысокого качества и небольшого экономического значения.

По характеру зональности жадеитовые тела во многом сходны с телами первой группы, что, по-видимому, обусловлено идентичностью низкотемпературных минеральных парагенезисов, наложенных на высокотемпературные. Однако зональности тел некоторых месторождений рассматриваемой группы существенно отличаются от зональности тел месторождений первой группы. Например, на месторождении Сибукава, Япония, в связи с резким возрастанием потенциала кальция в метасоматических растворах в краевых частях жадеитовых прожилков, залегающих в жилах габбро, наблюдается парагенезис жадеита с альбитом и гроссуляром (Зимин, 1965).

Типичным примером данной группы месторождений является Лево-Кечпельское на Полярном Урале, расположенное на склоне горы Пай-Ер. Месторождение состоит из небольших коренных жадеитовых тел и сопровождающих их многочисленных элювиально-делювиальных развалов жадеитовой породы, сконцентрированных в зоне северо-западного эндоконтакта Войкаро-Сыпьинского гипербазитового массива нижне-палеозойского возраста, известного также под названием Пай-Ер. Он вытянут в северо-восточном направлении согласно о простиранием складчатых структур вмещающих пород. Длина его составляет около 180 км, ширина колеблется от первых километров до 25 км, общая площадь 950 км. На западе его окаймляют тела габбро и апогаббровых амфиболитов несколько более раннего, чем гипербазиты, интрузивного комплекса, а также породы метаморфизованной осадочно-эффузивной толщи нижнего палеозоя. По мере приближения к гипербазитовому массиву метаморфизм этой толщи постепенно возрастает от зеленосланцевой фации до эпидот-амфиболитовой и амфиболитовой. Характерно также, что в экзоконтактовой зоне массива, вблизи жадеитового месторождения, среди альмандин-биотитовых сланцев развиты метаморфические образования фаций высоких давлений: гранатовые амфиболиты, гранат-пироксеновые эклогито-подобные породы и сланцы с глаукофаном, жадеитом и хлормеланитом (Добрецов, 1964).

С востока гипербазитовый массив окружен поясом габброидных тел, имеющих интрузивные контакты с гипербазитами. Пояс габброидов, в свою очередь, граничит с прорывающими их девонскими интрузивами плагиогранитной формации. Краевые зоны массива интенсивно серпентинизированы, рассланцованы и метаморфизованы. Форма массива пластообразная с выраженными явлениями расслоения.

В современном эрозионном срезе преимущественно развиты серпентинизированные гарцбургиты, богатые оливином и ромбический пироксеном. Менее распространены дуниты и их серпентиниэирован-ные разновидности, слагающие значительные по площади участки или образующие тонкие пласты, чередующиеся с гарцбургитами. Подчиненное развитие имеют верлиты и лерцолиты. Жильные породы состоят из пироксенитов (бронзититов, энстатититов), габброидов, плагиоклазитов, жадеитовых пород и альбититов, которые образуют в сильно рассланцованных и раздробленных ультраосновных породах жилы, полосы, неправильные и линзовидные тела.

Жадеиты и связанные с ними альбит-жадеитовые жилы вытянуты в узкие и сравнительно короткие линейные зоны, которые по простиранию сменяются цепочкой жил лейкократовых габброидов пироксен-плагиоклазового или роговообманково-пироксенового состава (Добрецов, Пономарева, 1965).

По данным В.В. Пивоварова, Е.М. Ясевича и других геологов, ведущих в настоящее время поисково-разведочные работы на Лево-Кечпельском месторождении, тела жадеитов и жадеит-альбититовых пород контролируются протяженными (до 1 км и более) зонами хризотиловых серпентинитов субширотного и северо-восточного простираний. К этим зонам приурочены и проявления флогопитовой и актинолит-тремолитовой минерализации.

С зонами серпентинитов субширотного направления связаны наиболее значительные жилы и элювиально-делювиальные развалы жадеитовых пород.

Жильные тела, преимущественно короткие, концентрируются в виде кулисообразных скоплений, при разрушении которых образуются элювиально-делювиальные россыпи площадью до 200x100 м².

Жадеиты серые, бледно-зеленые с мелкими ярко-зелеными пятнами, прожилками и корками мощностью до 2-3 см. Преобладает светлая и блеклая разновидность зернистой или брекчиевидной структурой.

По данным Н.Л. Добрецова и Л.Г. Пономаревой (1965), некоторые жадеитовые тела отделены от вмещающих гипербазитов оторочкой роговообманкового или диопсидового, либо диопсид-энстативого состава. В большинстве случаев жадеиты вместе с окружающими их каймами высокотемпературных минералов подверглись более низкотемпературному метасоматозу. Такие тела обычно имеют следующую зональность (от ядра жил к их зальбандам):

1) жадеиты,

2) жадеит-альбитовая и альбитовая порода,

3) актинолитовая порода с реликтовыми участками диопсидовой (рис.3).

Реликты роговой обманки первичной габброидной породы встречаются в жадеитовом ядре жил, а также в флогопитовой зоне, окружающей брекчиевидное жадеитовое тело, сцементированное флогопитом. Кристаллы реликтовой роговой обманки, кроме того, отмечаются в самой внешней зоне жадеитовых тел, состоящей из хлорита с серпентином и актинолитом. Во многих альбитизированных жадеитах фиксируются натролит и цеолиты, замещающие как центральные, так и внешние зоны тел.

Рис. 3. Схема строения участка альбит-жадеитовой жилы. Лево-Кечпельское месторождение, по Н.Л. Добрецову и Л.Г. Пономаревой (1965)

1 – жадеит; 2 – альбитизированный жадеит; 3 – альбитит; 4 – тремолит-альбититовая порода (а), то же со слюдой (б); 5 – диопсидовая кайма, участками замещенная хлоритом и серпентином; 6 – актинолитовая порода; 7 – пироксенит; 8 – дунит; 9 – обломки жадеитовой породы и альбитита; 10 – падение полосчатости в пироксенитах; 11 – делювий

Практическое значение месторождения невелико. Оно служит источником пятнисто окрашенного поделочного жадеита  и ярко-зеленой хромоодержащей диопсид-жадеитовой породы, используемой в качестве поделочного сырья.

Жадеитизированные породы эффузивно-осадочных формаций ранних этапов развития геосинклиналей

Представителями этой группы месторождений являются Клер-Крик и Лич-Лейк в Калифорнии, США.

Месторождение Клер-Крик в округе Сан-Бенито тяготеет к разлому Сан-Андреас, располагаясь в полосе распространения осадочных и эффузивных пород францисканской формации (верхняя юра-мел). Оно детально изучено Г. Йодером, Х. Честерманом (Yoder, Chesterman, 1951) и Р. Колеманом (Coleman, 1956, 1961), по данным которых и освещаются основные геологические особенности этого интересного месторождения, объединяющего ряд россыпей и коренных выходов жадеитовых пород. Последние расположены в пределах серпентинитового массива Новая Идрия, вытянутого согласно простиранию вмещающих пород в северо-западном направлении.

В плане массив имеет овальную форму, длину около 19 км, ширину 6,4 км. Контакты с вмещающими породами тектонические.

Характерной особенностью серпентинитового массива являются довольно многочисленные тектонические включения и ксенолиты осадочных и вулканогенных пород францисканской формации. Размер включений от 0,1-0,3 м до нескольких десятков, реже сотен метров в длину. Наиболее крупные включения протягиваются в виде цепочек северо-западного направления, в то время как мелкие (до 0,3 м в поперечнике) – не обнаруживают какой-либо закономерности в своем расположении. Распространенные в серпентинитах тектонические включения состоят из различных пород: метаморфизованных песчаников, граувакк, кремнистых и глинистых сланцев, диабазов, спилитов, кератофиров и их туфов. Степень и характер метаморфизма этих включений относятся к глаукофан-сланцевой фации. Мелкие включения подверглись интенсивный метасоматическим преобразованиям. Одни из них превращены в родингитоподобные плотные породы, сложенные зернистый агрегатом гроссуляра, диопсида, тремолита, везувиана с примесью альбита и натролита. Другие, особенно те, которые расположены вблизи закономерно ориентированных крупных включений, испытали интенсивную жадеитизацию и представляют собой настоящие жадеитовые породы.

Россыпи жадеита связаны с русловыми валунными отложениями ручьев, пересекающих массив. Особенно много жадеитовых валунов 1,5 м в диаметре в каньоне Клер-Крик.

Коренные месторождения жадеитовых пород представляют собой разобщенные группы линзообразных тел жадеитов в серпентинитах, выраженных в рельефе в виде небольших округлых холмов или образующих нагромождение толстых плит с кавернозной поверхностью; пространственно они ассоциируются с крупными тектоническими включениями альбит-кросситовых сланцев. Тектонические включения метаморфических сланцев, вблизи которых находятся тела жадеита, обладают реликтовой первичной слоистостью и состоят из очень мелких зерен альбита, игольчатых скоплений щелочного амфибола-кроссита, иногда глаукофана и эгирина. В небольших количествах присутствуют также стильпномелан, сфен, циркон. Местами, особенно в краевых частях тектонических включений, альбит-кросситовый сланец постепенно переходит в альбит-жадеитовый, обогащенный зеленым волокнистым пироксеном диопсид-жадеитового состава с содержанием 75% жадеитового компонента. Альбит-жадеитовый сланец пересечен поперек слоистости жилами жадеита длиною до 15 м, мощностью до 0,2-0,3 м и более в раздувах. Они состоят из зерен чистого белого жадеита, содержащего 98% жадеитовой молекулы. Участками жадеит замещается альбитом и цеолитами – натролитом и томсонитом.

Линзы жадеита в серпентинитах сконцентрированы в сравнительно непротяженные зовы. В каждой такой зоне обычно насчитывается от 6-8 до нескольких десятков тел. Наиболее значительные зоны развития жадеитовых пород наблюдаются в районе ручья Клер-Крик, где размер отдельных тел мономинеральных жадеитовых пород изменяется от нескольких метров до 60 м по длине и от 0,5 до 1,5 м по ширине.

На контактах с линзами жадеита вмещающие хризотиловые серпентиниты интенсивно развальцованы на дисковидные и эллипсоидальные обломки, покрытые оболочкой антигорита или хлорита.

Тела жадеитов имеют резкие контакты с серпентинитами, но иногда они отделяются от последних зоной тонкозернистых плотных или плитчатых пород мощностью до 0,6 м и более. По Г. Кодеру и Г. Честерману (Yoder, Chesterman, 1951), эта зеленовато-коричневая порода состоит из гроссудяра, лавсонита, пумпеллиита и зеленого амфибола. Более поздние детальные исследования Р. Колемана (Coleman , 1961), однако, показала, что порода, окружающая линзообразные жадеититовые тела, является существенно гидрогроссуляровой с пятнами и прожилками томсонита, пектолита и арагонита. Текстура породы пористая, кавернозная. Эта необычная для жадеитовых тел кайма, по-видимому, является продуктом кальциевого и кремниевого метасоматоза, наложенного на краевую зону после формирования жадеитового тела.

Ядро жадеитового тела, а нередко и все оно целиком сложено брекчиевидным тонкозернистым зеленым жадеитом, пронизанным прожилками крупнозернистого белого жадеита. Характерно отсутствие альбита. Зеленые слоистые жадеиты сильно катаклазированы с волнисто-изогнутой полосчатостью светло- и темно-зеленых слоев мощностью от нескольких миллиметров до 2,5 см, не отличающейся по виду от реликтовой первичной полосчатости сланцев. Содержат мелкие включения зерен натролита и пектолита. По составу это не чистый жадеит. Количество жадеитового компонента составляет 75%, а остальная часть представляет изоморфную примесь: эгирина 15%, диопсида около 7% и геденбергита около 3% (Сoleman, 1961).

В противоположность этому белый жадеит, цементирующий обломки зеленого жадеита, по оптическим свойствам и химическому составу сходен с идеально чистым бирманским жадеитом. В белом жадеите из месторождения Клер-Крик содержится 97% жадеитовой молекулы, а количество акмитового (эгиринового) компонента не превышает 2,5%.

Качество жадеитового сырья данного месторождения невысокое. Однородные по окраске и структуре участки темно-зеленого мелкозернистого жадеита не превышают 20 см в поперечнике. Низкий выход качественного ювелирно-поделочного материала при полном отсутствии ювелирного изумрудно-зеленого материала (типа империал) определяет незначительное экономическое значение месторождения.

Р.Колеман (Сoleman, 1961) полагает, что жадеитовые тела данного месторождения образовались в результате метасоматичес-кого замещения тектонических включений туфов кератофиров в сер­пентинитах. Родингитоподобная оторочка, развитая на контакте жа-деитовых тел с серпентинитами, по-видимому, сформировалась позднее жадеитового ядра, а не одновременно с ним, как полагал Р. Колеман.

Месторождение Лич-Лейк в округе Мендосино отличается от других жадеитовых месторождений геологическими условиями образования и необычным парагенезом диопсид-жадеита с нефритом. Характеристика этого своеобразного месторождения приводится по данным Г. Честермана (Chesterman, 1960).

В геологическом строении района месторождения участвуют слабометаморфизованные осадочные и магматические породы францисканской формации. Наиболее распространены граувакки. В подчиненном количестве встречены алевролиты и кремнистые сланцы, пластовые тела диабазов, некки и покровы базальтов, а также согласные с залеганием вмещающих пород интрузивные тела перидотитов, почти нацело замещенные серпентином. Широко распространены разрывные нарушения, разбивающие серпентиниты и вмещающие породы на целый ряд тектонических блоков. Контакты серпентинитовых тел с перечисленными породами везде интрузивные. Вблизи серпентинитов в узкой экзоконтактовой полосе мощностью 4-5 м вмещающие породы подверглись глаукофановому метаморфизму. При этом в диабазах авгит замещался кросситом, а плагиоклаз – пумпеллиитом; в граувакках за счет обломков кристаллов роговой обманки образуется глаукофан или кроссит, а в обломках базальта развивается волокнистый агрегат диопсид-жадеитового пироксена; обломки углистого сланца перекристаллизованы в зернистые скопления графита, а глинисто-пепловый цемент граувакк – в актинолит-хлорит-серицитовый агрегат.

Со сложными процессами биметасоматоза и наложения кальциево-кремниевого метасоматоза связано образование мелкозернистой светло-зеленой породы в виде реакционно-ыетасоматической зоны мощностью 0,5 м и более, развитой на контакте серпентинитов с граувакками. Эта порода состоит из спутанно-волокнистого актинолита (нефрита) с реликтовыми участками диопсид-жадеитового пироксена. Она постепенно переходит в родингитоподобную породу, состоящую из гидрогроссуляра и везувиана с примесью пектолита, томсонита и хризотила.

В эндоконтакте серпентинитового тела, вблизи метасоматической оторочки, развивается сеть пересекающихся прожилков, выполненных диопсид-жадеитовым пироксеном с примесью зерен гидрогроссуляра и везувиана. Вблизи этих метасоматических образований, в граувакках отмечается серия прожилков, состоящих из волокнисто-игольчатого агрегата пектолита и ксонотлита.

Непосредственно в серпентинитовых телах повсеместно встречаются мелкие жилы родингитов - белой массивной породы, состоящей из гидрогроссуляра, везувиана, пренита и талька. Среди родингитов присутствуют также разновидности, образовавшиеся по граувакве. Кроме перечисленных минералов присутствует волокнистый диопсид-жадеитовый пироксен, заместивший пластические зерна альбита.

Коренные выходы диопсид-жадеитовой породы, а также связанные с ними валунные россыпи служили источниками поделочного сырья, которые в виде пиленных пластин экспортировались в ФРГ (Webster, 1962).

2. Экзогенные месторождения Жадеитоносные конгломераты

В центральной и южной частях жадеитоносного района Северной Бирмы широко распространена мощная толща древнечетвертичных конгломератов, состоящих из округлых обломков сланцев, серпентинитов, габброидных и других пород, сцементированных песчано-глинистым или известковистым цементом.

Выходы конгломератов прослеживаются на несколько десятков километров, при ширине от 3 до 6,6 км; мощность конгломератовой толщи местами превышает 300 м. Они слагают высокие террасы р.Уру и покрывают горное плато. Местами в них присутствуют горизонты, обогащенные валунами и гальками жадеитов. Жадеитоносные конгломераты сосредоточены в районе деревень Хпакань (Gubelin , 1965), Хвека и в других местах долины р.Уру.

Примером месторождений жадеита в конгломератах является знаменитое месторождение Хвека, описанное А.Бликом (Bleeck, 1907). Это месторождение находится вблизи одноименной деревни, в узкой горной долине; окружающие холмы здесь сложены смятыми в складки песчаниками и конгломератами. Вертикальный разрез месторождения иллюстрируется рис. 4.

Вверху располагаются серые песчаники, а под ними – серо-синие песчаники с пропластками бурого угля. Ниже залегает пласт конгломератовидных песчаников, состоящий из обломков зерен кварца, плагиоклаза, серпентина с примесью зерен глауконита, циркона и магнетита. Эти песчаники лежат непосредственно на пачке жадеитоносных конгломератов мощностью 15 м и более. Конгломерат преимущественно крупновалунный с размером валунов до 1 м³. Цемент песчано-глинистый серо-зеленого цвета. Состав пород валунов и гальки конгломерата весьма разнообразен. Отмечаются кварциты, мусковитовые сланцы, амфиболиты, состоящие из роговой обманки, граната, альбита, цоизита, пироксениты, антигоритовый серпентинит с вкрапленностью хромита и магнетита и другие породы.

В конгломерате встречаются гальки и валуны высококачественного жадеита, в том числе с участками прозрачного изумрудно-зеленого империала. Попадались валуны бездефектного драгоценного прозрачного жадеита  весом 7 кг и более (Barber, 1954).

Некоторые валуны жадеита  обнаруживают зональное строение. Ядро их состоит из крупнозернистого серого жадеита, а оболочка из бурого мелкозернистого.

Аллювиальные месторождения

Этот тип месторождений связан с размывом коренных месторождений, а также жадеитоносных конгломератов и ледниковых морен. В результате процессов естественного обогащения в крупновалунной фракции руслового аллювия иногда возникают значительные концентрации жадеитового камня.

Наибольшую известность из-за высокого качества извлекаемого сырья получили аллювиальные месторождения Северной Бирмы,

Рис. 4. Схема строения месторождения жадеита Хвека, Бирма; по А.Блику (Bleeck, 1907)

1 – почвенный слой; 2 – песчаник; 3 – угольный пласт; 4 – конгдомератовидный песчаник; 5 – валунный конгломерат с редкими валунами жадеита

расположенные вдоль долины р.Уру и ее притоков, особенно в районе деревень Мамон, Панхма, Кэнси и Кадемау. Наиболее значительным из них является месторождение Мамон, расположенное в 10 км к югу от коренного месторождения жадеитов Таумау.

Валуны и галька жадеита здесь добывается пряно из русла реки. Предполагают (Bleeck, 1907) по сходству пород в гальке и валунах с породами месторождения Таумау, что оно образовалось за счет размыва последнего. Характерно, что валуны жадеита в современных аллювиальных месторождениях Бирмы обычно покрыты коркой желтой пористой, а иногда зеленовато-черной плотной (Lacroix ,1930).

Элювиально-делювиальные месторождения

Этот тип месторождений имеет такое же практическое значение, как и коренные. Обогащения и концентрации жадеита здесь почти не происходит, хотя в связи с дезинтеграцией породы разработка их, по сравнении с коренными объектами, значительно облегчается. Элювиально-делювиальные россыпи широко распространены на Лево-Кечпельском месторождении на Урале и на Итмурундинском в Казахстане.

III. ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ ПРЕДПОСЫЛКИ ПОИСКОВ МЕСТОРОЖДЕНИЙ

Установленные закономерности формирования и размещения месторождений жадеита позволяют сформулировать основные геологические предпосылки для выделения перспективных площадей и проведения поисковых работ. Для рассматриваемых месторождений важное значение имеет сочетание благоприятных магматических, структурно-тектонических и метаморфических факторов.

Магматические предпосылки

Известные в СССР и за рубежом месторождения жадеита залегают в массивах ультраосновных пород. При образовании жадеитовых тел вмещающие породы играют двоякую роль.

С одной стороны, они являются важным литологическим фактором в развитии биметасоматических процессов. По Д.С. Коржинскому (1953), боковые породы (в данном случае гипербазиты), недонасыщенные кремнеземом, щелочами и бедные глиноземом, служат благоприятной средой, повышающей активность в метасоматических растворах натрия, что в условиях высоких давлений способствует превращению альбита алюмосиликатных включений в жадеит.

С другой стороны, гипербазиты представляют определенную интрузивную формацию, вне которой месторождения жадеита неизвестны. Жадеитоносные ультраосновные массивы принадлежат к дунит-гарцбургитовой формации. В составе этих массивов превалируют оливиновые породы с ромбическим пироксеном-гарцбургиты. В подчинен­ном количестве встречаются дуниты, перидотиты с моноклинным пироксеном (верлиты) или с моноклинным и ромбическим пироксеном (лерцолиты).

По периферии гипербазитовых массивов, на контакте их с вмещающими породами, иногда встречаются небольшие тела габбро, несколько более поздние по времени образования, чем гарцбургиты, Габброиды внутри массивов, как, например, в Кентерлаусском, не обнаруживают интрузивных контактов с гарцбургитами и окаймлены оторочкой верлитов (Добрецов, 1964).

В крупных гипербазитовых массивах: Пай-Ер, Борусском, отмечается расслоение с разделением слоев дунита, гарцбургита и верлита, которые в вертикальном разрезе массива располагаются в определенной последовательности – в виде синклинали.

Форма массивов пластообразная, в плане овальная, вытянутая, согласная с простиранием вмещающих пород и контролирующих разломов. Площади их различны – от очень крупных (несколько сотен квадратных километров) до средних (100-200 км²) и мелких. Жадеитоносные массивы входят как в состав крупных, вытянутых на сотни километров, гипербазитовых поясов (Урал, Калифорния, Западный Саян), так и непротяженных, состоящих из линейно-вытянутой цепочки нескольких гипербазитовых тел (Казахстан).

Жильная серия представлена пироксенитами, лейкократовыми габброидными телами, а также жилами гранитоидного состава (габбро-диориты, кварцевые диориты, плагиограниты). В телах гранитоидного состава, заключенных в гипербазитах, обычно наиболее полно развиваются биметасоматические процессы, конечный продуктом которых являются жадеиты. Жадеитизации подвергались как относительно мелкие, так и крупные включения жильных пород самой разнообразной формы – дайкообразной, жилообразной, линзовидной, штокообразной, изометрической.

Для гипербазитов, содержащих тела жадеитовых пород, характерно развитие различных метасоматитов-альбититов, хлорит-актинолитовых и других пород.

Благоприятным фактором является присутствие в гипербазитах жил альбититов и плагиоклазитов или ксенолитов метаморфизованных спилитов и кератофиров.

Характерно, что альпинотипные гипербазиты, в которых локализуются месторождения жадеита, довольно интенсивно серпентинизи-рованы в краевой эндоконтактовой зоне массивов. В центральных их частях серпентинизация развивается локально вдоль зон рассланцевания и дробления. Жадеитовые тела располагаются как в серпентинитах, так и в блоках ультраосновных пород, слабо затронутых серпентинизацией (месторождение Таумау, Бирма; Кашкаракское проявление в Западном Саяне).

Глубина формирования жадеитоносных гипербазитов, вычисленная по геологическим данный, определяется следующими величинами: Кентерлаусский массив – 4-8, Пай-Ер – 9-15, Борусский – 9-12 км (Добрецов, Пономарева, 1965). Глубина эрозионного среза в районе гипербазитового массива Идрии в Калифорнии оценивается 9-12 км (Coleman , 1961). Поскольку все эти массивы представляют собой тектонические блоки, перемещенные в верхние горизонты стратиграфического разреза, очевидно, что они сформировались на значительно больших глубинах.

На вмещающие осадочно-эффузивные породы жадеитоносные гипербазитовые интрузивы не оказывают заметного контактового воздействия. Вероятно это обусловлено тем, что контакты повсюду тектонические. Местами отмечается усиление метаморфизма боковых пород на контакте с гарцбургитами, например, в массиве Пай-Ер, где зеленосланцевый и глаукофановый метаморфизм сменяется метаморфическими породами эпидот-амфиболитовой фации.

Вмещающие породы, среди которых располагаются жадеитоносные гипербазитовые интрузивы, принадлежат к эвгеосинклинальным формациям начальных стадий развития складчатых областей: граувакковой, кремнисто-спилит-диабазовой. Так, например, гипербазитовые массивы с телами жадеитов в Калифорнии размещаются в породах мезозойской (юра – мел) францисканской эвгеосинклинальной формации, относящейся к ранним этапам геосинклинального развития альпинид западной части США. Формация состоит из граувакк, кремнистых и глинистых сланцев, яшмовидных пород, спилитов, диабазов и туфов.

В герцинской складчатой области Северного Прибалхашья жадеитоносный Кеитерлаусский массив приурочен к узкому трогообразному прогибу, заполненному осадками нижнепалеозойской кремнисто-спилит-диабазовой формации – спилитами, диабазами, песчаниками, кремнистыми сланцами, яшмовидными породами.

Альпинотипные гипербазиты, заключающие скопления мономинеральных жадеитовых пород, также принадлежат к числу ранних магматических формаций геосинклинального периода развития складчатых поясов. К этой группе относятся и ассоциирующие с гипербазитами гранитоиды плагиогранитной формации.

В каледонских складчатых областях, судя по Борусскому массиву, внедрение альпинотипных массивов, по-видимому, происходило в нижнем кембрии; в герцинских складчатых областях (Урал, Казахстан) – в ордовике, а в альпийских – в мезозое (юра – мел) (Калифорния) или палеогене (Бирма).

Таким образом, перспективные на жадеит альпинотипные гипербазитовые массивы могут быть обнаружены в различных по возрасту гипербазитовых поясах.

Структурно-тектонические и метаморфические предпосылки

Гипербазитовые массивы, с которыми пространственно и парагенегически связаны месторождения мономинеральных жадеитовых пород, известны только в геосинклинальных складчатых областях; их совершенно нет среди щитов древних платформ.

В пределах каледонской геосинклинали находится Кашкаракское проявление жадеитов в Западном Саяне, в герцинских складчатых областях Урала и Джунгаро-Балхашской в Казахстане расположены известные Лево-Кечпельское и Итмурундинское месторождения. Месторождения и проявления жадеита США, Гватемалы, Японии, Филиппин и Бирмы размещаются в пределах альпийских складчатых систем.

Разрывные тектонические структуры определяют размещение альпинотипных гипербазитов и локализацию заключенных в них тел жадеита. Эти массивы вместе о сопровождающими их габброидами и эффузивно-сланцевыми формациями ранних этапов геосинклинального развития образуют офиолитовые пояса, контролируемые глубинными разломами.

В пределах крупного офиолитового пояса, втянутого в меридианальном направлении вдоль главного Уральского глубинного разлома, по границе эвгеосинклинальной и миогеосинклиналъной зон Урала находится жадеитоносные гипербазитовые массивы Пай-Ер и Рай-Из.

В Севоро-Балхашской эвгеосинклинали нижнепалеозойский офиолитовый пояс, с расположенным в его границах Кентерлаусским жадеитоносным массивом ультраосновных пород, протягивается по тектоническому нарушению, оперяющему глубинный разлом.

Борусский гипербазитовый массив, содержащий тела жадеита, связан с крупным офиолитовым поясом нижнего кембрия, проходящим по Западно-Саянскому глубинному разлому вдоль Дхабашского горста по северной окраине Западно-Саянской геосинклинали.

Таким образом, внутригеосинклинальные альпинотипные гипербазитовые пояса с жадеитоносными массивами ультраосновных пород контролируются глубинными разломами, проходящими вдоль границ структурно-формационных зон или по краю горст-антиклинальных поднятий кристаллического основания складчатой области.

В Тихоокеанских складчатых системах пояса альпинотипных гипербазитов контролируются глубинными разломами, располагаясь в зонах сочленения островных дуг и глубоководных впадин (Книппер, 1969). Здесь среди этих поясов также распространены эффузивно-осадочные толщи, связанные с ранними геосинклинальными этапами развития складчатых областей. В офиолитовых поясах подобного рода находятся месторождения жадеита в Гватемале, на Филиппинах и в Японии. По данным А.А. Маракушева, М.А. Мишкина и И.А. Тарарина (1971), гипербазитовые пояса Калифорнии и Северной Бирмы по своей геологической позиции тоже принадлежат к поясам островных дуг.

Другая характерная особенность заключается в том, что жадеитоносные гипербазитовые массивы как в глубине континентов, так и в островных дугах всегда приурочены к тем участкам гипербазитовых или офиолитовых поясов, где распространены эклогит-глаукофановые фации дислокационного метаморфизма высоких давлений, представленные глаукофано-жадеитовыми и лавсонит-глаукофановыми породами. Метаморфические пояса этого типа имеют сравнительно небольшую ширину, локальное развитие натрового метаморфизма и метасоматоза.

Наряду с глаукофановыми сланцами и жадеитсодержащими породами местами присутствуют омфацит-гранатовые эклогиты и гранат-амфиболовые эклогитоподобные породы, образовавшиеся при дислокационном метаморфизме габбровых пород. Подобные образования известны, например, в районе Лево-Кечпельского месторождения на Полярном Урале; на месторождении Метагау в Гватемале эти породы так же, как и на Урале, приурочены к зоне крупного глубинного разлома.

Метаморфические пояса глубинных разломов обнаруживают зональное строение, выражающееся в постепенном усилении степени метаморфизма пород к их осевой зоне. Эта тенденция проявляется в районе Борусского гипербазитового массива, а также на Лево-Кечпелъском месторождении.

В породах, вмещающих гипербазитовые массивы, по соседству о тектоническими разломами иногда отсутствуют признаки развития глаукофанового метаморфизма. В то же время они появляются на площади самого массива в тектонических включениях боковых пород, захваченных на глубине и попавших на современный эрозионный уровень в результате поздних перемещений уже застывшего интрузива по тектоническим разломам.

Локализация жадеитовых тел и сопровождающих их метаооматических образований в гипербазитовых массивах определяется зонами рассланцевания и дробления, которые наиболее полно развиваются в ослабленных участках эндоконтактовой зоны массива по границе с ксенолитами боковых пород, а также в его осевых частях при неглубоко эродированной верхней куполообразной поверхности интрузива. Тектонически ослабленные зоны в гипербазитах также контролируют размещение тел лейкогабброидов, пород гранитоидного состава, а также альбититов и других метасоматических образований, при замещении которых сформировались жадентовые тела. Жилы обычно вытянуты в виде полос или цепочек.

IV. ПОИСКОВЫЕ ПРИЗНАКИ

Жадеит является породообразующим минералом некоторых глаукофановых сланцев – лавсонит-жадеит-глаукофановых или жадеит-глаукофановых. Здесь он не образует мономинеральных скоплений, пригодных для использования в качестве ювелирного, ювелирно-поделочного или поделочного камня.

Жадеиты, которые применяются в камнерезной промышленности, встречаются только в ультраосновных породах. Поэтому прямые находки жадеитов в гипербазитовых массивах в коренной залегании, элювиально-делювиальных свалах или в речной аллювии являются важный поисковым признаком.

В виде делювиальных обломков или валунов жадеиты могут быть встречены также за пределами гипербазитового массива. Такие находки тоже служат прямым признаком, особенно, если с ними ассоциируют обломки или валуны ультраосновных пород.

Прямые признаки указывают не только на наличие жадеитовой минерализации, связанной с ультраосновными породами, но иногда позволяют судить и о возможном качестве сырья.

Жадеитовая минерализация в гипербазитах развивается в зонах рассланцевания, которые обычно маркируются линейными зонами крупночешуйчатых серпентинитов. Наличие таких серпентинитов может рассматриваться в качестве благоприятной предпосылки.

Жадеит в серпентинитах или в серпентинизированных ультраосновных породах связав с метасоматическим преобразованием жильных алюмосиликатных пород. Этот процесс имеет сложный характер и нередко завершается замещением мономинеральной жадеитовой породы альбитом, цеолитами и даже кварцем. Поэтому наличие в альбититах, кварц-альбитовых и в других жильных метасоматических породах зерен жадеита или скоплений зерен, сохранявшихся от замещения, служат важным признаком проявления более ранних метасоматических процессов в обстановке высоких давлений. На участках распространения альбититов и других метасоиатитов в серпентинитах возможно выявление тел мономинеральной жадеитовой породы.

Жильные тела белого мономинерального жадеита являются высокотемпературными образованиями. Косвенным признаком этой разновидности жадеита служит присутствие в серпентинитах высокотемпературных метасоматических жильных пироксенитов или роговообманковых пород.

Представляющие ценность зеленые поделочные и ювелирно-поделочные разновидности жадеита, диопсид-жадеита, омфацита, хлорме-ланита обычно связаны с процессами диафтореза и метасоматического замещения белых жадеитов. Поэтому присутствие наряду с проявлениями белого или серого жадеитита, постжадеитовых образований (льдистого кварца, альбититов, кварц-альбитовых, кварц-актинолитовых, альбит-актинолитовых, актинолит-хлоритовых жил и прожилков) можно рассматривать как положительную предпосылку.

Жадеитовые тела образуются в процессе метасоматоза алюмосиликатных жильных пород, заключенных в серпентинитах. Поэтому наличие в серпентинитах зональных метасоматических тел с амфиболовыми, хлоритовыми и мелкочешуйчатыми серпентинитовыми каймами также является косвенным признаком жадеитовой минерализации.

Хорошим косвенным признаком служит присутствие в метасоматических телах эгирина, хлормеланита, канкринита, натровых амфиболов и других щелочных минералов. Этот признав свидетельствует о том, что метасоматизирующие растворы обладали высоким потенциалом окиси натрия, что является необходимым условием для образования мономинеральных жадеитовых пород.

Перечисленные выше косвенные признаки должны учитываться не в отрыве друг от друга, а только в совокупности.

V. МЕТОДИКА ПОПУТНЫХ ПОИСКОВ И ПЕРСПЕКТИВНАЯ ОЦЕНКА ПРОЯВЛЕНИЙ

1. Проектирование и проведение попутных поисков

Месторождения и проявления жадеита могут быть обнаружены на площадях распространения альпинотипных гипербазитовых массивов в процессе геологической съемки, поисков и разведка месторождений хромитов и других полезных ископаемых, связанных с этой магматической формацией.

Попутные поиски должны проводиться прежде всего в регионах с уже известной жадеитовой минерализацией (Полярный Урал, Прибалхашье, Севанский хр.). Среди других регионов представляется также перспективными зоны глаукофанового метаморфизма, так как в них наряду с гипербазитовыми телами проявляются процессы натрового метаморфизма и метасоматоза в условиях высоких давлений, что является благоприятной предпосылкой для жадеитовой минерализации. В этом отношении, судя по данным Г.В. Пинуса, В.В. Белинского (1967) и Н.Л. Добрецова (1974), представляют интерес следующие регионы и гипербазитовые пояса.

1. Западная часть гипербазитового пояса Главного Уральского разлома в районах хр.Марун-Кеу, бассейна р.Хулги, массива Сяткар-Соут и Денежкина камня, Уфалейского массива, а также гипербазиты Южного Урала, примыкающие к породам так называемого максютовского метаморфического комплекса.

2. Канско-Атбашинский гипербазитовый пояс в Тянь-Шане;

Чарский гипербазитовый пояс в Казахстане.

3. Западно-Чукотский, Прибрежно-Тайгонский, Каргинско-Кроноцкий и др. гипербазитовые пояса в Корякско-Камчатской складчатой области; Сихотэ-Алинский пояс в Приморье и Сосунайский на Сахалине.

Приуроченность месторождений жадеита к альпинотипным гипер-базитовым поясам с развитием участков глаукофанового метаморфизма позволяет еще в период проектирования выделить перспективные площади не только в пределах перечисленных областей, но и в других местах геосинклинальных складчатых зон СССР.

На стадии проектирования, на основе анализа имеющихся геологических материалов, выделяются площади распространения альпинотипных гипербазитов. При этом следует руководствоваться не только магматическими, но и структурно-тектоническими и метаморфическими поисковыми геологическими предпосылками. При хорошей геологической изученности территории используются также данные о характере метасоматических образований, распространенных в гипербазитовых массивах.

В ходе попутных поисков при геологической съемке 1:200 000 и 1:100 000 не исключена возможность выявления отдельных жадеитовых проявлений. Однако большей частью на этом этапе могут быть выделены и оконтурены лишь благоприятные для локализации жадеита участки – площади развития метаморфических пород глаукофановой фации, зоны распространения альбититов, кварц-альбитовых, хлорит-актинолитовых и других нетасоматических образований.

Основным методом попутных поисков при региональной геологической съемке является выделение и прослеживание в гипербаэитах благоприятных геологических структур и литологических комплексов по данным дешифрирования аэрофотоснимков и в ходе маршрутных геологических исследований. Для оценки жадеитовосности осматриваются поля жильных пород в гипербазитах, линейные зовы серпентинизации, рассланцевания, в пределах которых развивается тела лейкократовых габброидов или гранитоадов с отчетливыми признаками их метасоматического изменения. Тщательно обследуются контакты жильных тел и фиксируются факты жадеитизации. Жадеиты накапливаются в крупновалунном аллювии рек, поэтому осмотр руслового аллювия в ручьях и реках, пересекающих гипербазитовые массивы является обязательным. Жадеит от сходных по цвету пород отличается относительно легко по большому удельному весу.

Попутные поиски жадеита при геологической съемке в масштабах 1:50000-1:25000 проводятся в районах, где имеется благоприятная геологическая обстановка для образования жадеитовых тел в гипербазитах. Оценка степени перспективности площади определяется в стадию проектирования путем анализа всех имеющихся геологических материалов предшествующих геологических съемок и поисков, проведенных на данной территории. Последняя относится к перспективной, если имеются геологические факты, подтверждающие основные литолого-метаморфические и структурно-тектонические предпосылки жадеитоносности. Целесообразны попутные поиски и при наличии магматических и метаморфических геологических поисковых предпосылок, если они проводятся в пределах районов с установленной жадеитовой минерализацией или на сопредельных с ними площадях.

При производстве детальных геологических съемок на основе дешифрирования аэрофотоснимков и изучения жильных метасоматических полей выделяются и прослеживаются альбит-жадеитовые тела. Выясняется их внутреннее строение и прежде всего наличие жадеитовых обособлений. Тщательно прослеживаются и изучаются элювиально-делювиальные развалы метасоматических пород. При изучении коренных обнажений учитываются также положительные данные обследования валунно-обломочного материала. В этих случаях сеть геологических наблюдений в полях распространения метасоматитов сгущается.

При визуальном прослеживании и осмотре минерализованных жильных тел в гипербазитах тщательно фиксируются все пряные и косвенные признаки жадеитовой минерализации.

Прямые признаки включают находки жадеита в виде прожилков, вкрапленности в альбититах, пятнистых выделений и сплошных зернистых агрегатов жадеитовой породы. Косвенные признаки устанавливаются по морфологическим особенностям жадеитизированных алюмосиликатных тел, внутреннему строению и парагенетической ассоциации постмагматических минералов в биметасоматически измененных гранитоидах или лейкогабброидах.

2. Принципы перспективной оценки проявлений

При оценке обнаруженных перспективных проявлений должны учитываться следующие критерии:

а) наличие или возможность получения качественного сырья;

б) интенсивность развития жадеитовой минерализации;

в) размеры минерализованных зон, масштабы проявлений;

г) аналогия встреченных проявлений с известными промышленными месторождениями.

Качество сырья выясняется по пробам, в результате обработки которых определяется минеральный состав жадеитовой породы, содержание в ней пригодного для использования жадеита, соответствие отраслевому стандарту, его сортность и технологические свойства. Главными критериями качества жадеита является цвет, однородность или пятнистость окраски, плотность, афанитовый или средне- и мелкозернистый характер макроструктуры (степень просвечиваемости).

Следует иметь в виду, что на первых этапах исследования, когда объемы горных работ невелики, а находки жадеита носят случайный характер, отсутствие кондиционного сырья еще не говорит о полной бесперспективности обнаруженного объекта.

Об интенсивности развития жадеитовой минерализации можно судить по частоте встречаемости мономинеральных жадеитовых пород и размерам блоков жадеита, по размерам и характеру строения жадеитовых тел.

Обнаруженные жадеитоносные тела вскрывается канавами с целью прослеживания зоны сплошного жадеита и определения его качества. Главная задача легких горных выработок на этой стадии изучения – получение сырья для подтверждения наличия жадеита, выяснения характера жадеитовой минерализации и предварительной оценки качества жадеита. Вскрываются и предварительно опробуются все участки, где была встречена мономинеральная жадеитовая порода.

Способ опробования – валовый. Пробы составляются из встреченных кусков жадеита раздельно по каждому проявлению и минерализованной зоне. Наряду с монолитный сплошным жадеитом должны отбираться образцы с корками, вкрапленностью и прожилками изумрудно-зеленого жадеита. Пятнистые жадеитовые породы с прожилками и пятнами зеленой и ярко-зеленой окраски целиком включаются в пробу. Специальное обогащение жадеита путем откалывания дефектных частей на месте не производится. Отобранные пробы документируются и направляются на исследование в соответствии с инструкцией.

Площади и проявления жадеита, получившие положительную оценку по совокупности геологических поисковых предпосылок и признаков, передаются специализированной организации для дальнейшего изучения в порядке, установленном инструкцией по проведению попутных поисков месторождений цветных камней.

ЛИТЕРАТУРА

Винклер Г. Генезис метаморфических пород. М., "Мир", 1969.

Дергунов А.Б., Казак А.П., Молдаванцев Ю.С. Серпентинитовый меланж и структурное положение гипербазитового массива Рай-Иэ (Полярный Урал; - Геотектоника, 1975, № I.

Добрецов Н.Л. Минералогия, петрология и генезис гипербазитов, жадеитов и альбититов хребта Борус (Западный Саян;. - Труды ин-та геол. и геоф. СО АН СССР, Новосибирск, "Наука", 1963, вып.15.

Добрецов Н.Л. Жадеитовые породы как индикатор высоких давлений в земной коре. В кн. "Петрографические формации и проблемы петрогенезиса". Докл.сов.геол., проблема № 16. М., "Наука", 1964.

Добрецов Н.Л. Глаукофановый метаморфизм. В сб. «Петрология». М., "Наука", 1972.

Добрецов Н.Л. О критериях выделения и принципах классификации метаморфических месторождений - Геология и геофизика, 1974, № 8.

Добрецов Н.Л. Глаукофан-сланцевые и эклогит-глаукофан-сланцевые комплексы СССР. М., "Недра", 1974.

Добрвцов Н.Л., Пономарева Л.Г. Сравнительная характеристика полярноуральских и прибалхашских жадеитовых и ассоциирующихся с ними пород. - Труды ин-та геол. и геофиз. СО АН СССР, Новосибирск, "Наука", 1955, вып.31.

Зимин С.С. Парагенезисы жадеита в гипербазитовых комплексах при подвижном поведении кальция. В кн. "Вопросы петрологии метаморфических и магматических пород", Владивосток, 1965.

Книппер А.Л. Тектоническое положение пород гипербазитовой формации в геосинклинальных областях и некоторые проблемы инициального магматизма. В кн. "Проблемы связи тектоники и магматизма". М., "Наука", 1969.

Коржинский Д.С. Очерк метасоматических процессов. В кн. "Основные проблемы в учении о магматогенных рудных месторождениях". М.-Л., АН СССР, 1953.

Маракушев А.А., Мишкин М. А., Тарарин И.А. Метаморфизм тихоокеанского пояса. М., "Наука", 1971.

Меренков Б. А. Жадеит. В кн. "Неметаллические полезные ископаемые СССР", т.5. М.-Л., АН СССР, 1941.

Морковкина В.Ф. Жадеититы в гипербазитах Полярного Урала. - Изв. АН СССР, серия геол., 1960, № 4.

Морковкина В.Ф. Жадеититы и оливиниты в гипербазитах Полярного Урала. В сб. "Неметаллические полезные ископаемые гипербазитов". М., "Наука", 1973.

Морковкина В.Ф. Петрология гипербазитов Севанского хребта-. М., "Наука", 1974.

Москалева В.Н. К проблеме жадеита. - Геология рудн. местор. 1960, № I.

Москалева В.Н. К минералогии При балхашских жадеититов. - Зап.Всес.Мин. об-ва, 1962, Ч.ХС1, вып.1.

Пинус Г.В., Белинский В.В. Альпинотипные гипербазитовыо пояса западной части Тихоокеанского складчатого обраниения. - Геология и геофизика, 1967, № 10.

Свириденко А.Ф., Смирнов А.А. К вопросу об условиях образования породообразующих и ювелирных жадеитов (по геологический и экспериментальный данным). В сб. "Геология, методы поисков, разведки и оценки месторождений ювелирных, поделочных и декоративно-облицовочных камней" (тезисы докладов семинара). К., 1975.

Терпиловский Л.Ю. Структурно-геологические особенности размещения прибалхашских жадеититов. В сб. "Геология, методы поисков, разведки и оценки месторождений ювелирных, поделочных и декоративно-облицовочных камней" (тезисы докладов семинара). М., 1975.

Юдин М.И. Жадеитовые натролитовые породы в гипербазитах хребта Борус (Западный Саян) и их происхождение. - Изв. АН СССР, серия геол., 1963, № 4.

Barber R.J. The Nature of jade.-Gems and Gemolocry, 1954, vol.8, parti, №2; parti, №3.

MсBirney A., Kenichiro A., Bass M.N. Eclogites and jadeites from the Metocrua Fault Zone, Guatemala-American Mineralogist, 1967, vol.52, №5-6.

Bleeck A.W.G. Die Jadeit Lacrerstotten in Upper Burma. Zeitschrift fur praktische Geologic,XV Jahrofano; 1907. Heft 11.

Chesterman CH.W. Intrusive Ultrabasic RocKs and Their Metamorphic Relationships at Leech Lake Mountain. Mendocino County. California. Rep.  21 st, Sess, Norden 1360, pt.Xl.

Coleman R.G. Jadeite from San Benito County, California -Cems and Cemolog7, 1956, vol.8, №11.

Coleman R.G. Jadeite deposits of the Clear Creek Area New Idria District, San Benito county, California.-Journal of Pet-' rology, 1961, part. 2, vol.2.

Gubelin E. Maw-sit-sit – A new Decorative Gemstone from Burma.-The Journal of Gemmologry, 1965, volH, №10.

Gubelin E. Maw-sit-sit-proves to be Jade-albite. - The Journal of Gemmoloo-y, 1965, vol.DC, №9.

Lacroix M.A  La jadeite de Birmanie: les roches qu'elle constitue ou q.ui l'accompagnent. Composition et oricnne. Bulletin de la Society frangaise de Mineralogie, 1930, vol.Lni, №1-6.

Roever w.P. GenQsis of Jadeite By Low-grade metamor-phism. American Journal of Science, 1955, vol.253

Sinkankas J. Gemstones of North America, 1959.

Schuller A. Das Jadeitsproblem vom petrocrenetischen und mineralfaziellen Standpunkt. Neues Jahrbuch fur Mineral. Abhandl Stuttgart, i960. Band 94, 2HaIfte, Jull №1

Webster W. Gems: Their sources, descriptions and identification, 1962, vol 1.

Wolfe C.W. Crystallography of jadeite crystals from near Cloverdalc, California.-American Mineraloo/ist, 1955, vol.40, №3-4

Yoder H.S., Chesterman CW. Jadeite in 5an Benito County, California.  California, Div Mines, 1951, spec Report, №10-C.