Гранаты

I. ОБЩИЕ СВЕДЕНИЯ

1. Свойства гранатов и их размещение

Гранат (от латинского "granatus"), названный так еще в древности за сходство по цвету и форме кристаллов с зернами плода граната, объединяет группу минералов класса ортосиликатов с общей химической формулой R₃²⁺ R₂³⁺ [SiO₄]₃, где R²⁺ – Ca, Mg, Fe и Мn, а R³⁺ – Al, Fe, Cr, реже Ti и V. Теоретический химический состав основных представителей группы гранатов приведен в табл. 1 (по Е.Я. Киевленко и др., 1974 г.).

Таблица 1

Теоретический состав гранатов (в вес.%)

Все минералы группы разделяются на две подгруппы, характеризующиеся полным изоморфизмом; смесимость между подгруппами ограничена. Первая подгруппа объединяет минералы альмандинового ряда и названа по начальным буквам основных его членов – пиропа, альмандина, спессартина – пиральспитами, а вторая – андрадитового – уваровит, гроссуляр, андрадит – уграндитами.

Все минералы группы кристаллизуются в гексаоктаэдрическом виде симметрии кубической сингонии. Кристаллы граната, как правило, хорошо образованы за исключением пиропа и демантоида, для которых кристаллические формы не характерны. Известны друзы кристаллов граната. Размеры кристаллов колеблются в широких пределах от долей до десятков миллиметров.

Для минеральных индивидов физические свойства близки. Спайность отсутствует или несовершенная, параллельная додекаэдру. Твердость по шкале Мооса – 6,5-8,0. Величина двупреломления высокая от 1,705 до 2,000. Блеск стеклянный, часто с оттенком смолистого; у демантоида и топазолита (разновидности андрадита) – алмазный. Цвет минералов очень разнообразный и охватывает практически всю шкалу светового спектра – от белого до черного (исключая синий). Наиболее часто встречаются гранаты красного, коричневого, желтого, зеленого, розового и черного цветов различных тонов и оттенков. Цвет минералов определяется структурной примесью железа, марганца, хрома и титана. Бездефектные (без трещин, включений и т.п.) светло окрашенные кристаллы прозрачны, а густо окрашенные просвечивают чаще всего лишь в тонком сколе.

Гранаты широко применяются в промышленности как абразивный материал. Красиво окрашенные прозрачные разности его используются в ювелирном деле. По последней классификации (Киевленко и др., 1974) гранаты, кроме демантоида, гроссуляра и родолита, относятся к ювелирным камням IV порядка. Большая часть их (пироп, альмандин и др.) широко распространены и используются в недорогих ювелирных изделиях. Демантоид, гроссуляр и родолит, относящиеся к камням III порядка, ценятся очень дорого, особенно первый.

Ниже рассмотрим основные виды благородных (ювелирных) гранатов.

Ювелирные гранаты альмандинового изоморфного ряда – пиральспиты (первая подгруппа)

Пироп (по гречески – пламенеподобный), названный гак за красивый красный цвет, относится к магнезиалъно-алюминиевым гранатам и содержит пиропового компонента от 59,7 до 70%, альмандинового – от 9,4 до 22,5% и уваровитового от 2,2 до 11,9%. Присутствие последнего повышает интенсивность окраски и в густо окрашенных разностях уваровитовый компонент достигает максимума, Химический состав пиропов из разных месторождений довольно постоянен (табл.2).

Таблица 2

Химический состав ювелирных пиропов (в вес.%)

1, 2 – по Л. Сикора (Sikora , 1952); 3-4 – по А.П. Бобриевичу и др» (1959); 5 – по М. Краловой (1965).

Пироп обычно встречается в виде округлых иногда несколько сплюснутых зерен размером от долей до 10 мм, редко более. Наиболее обычны размеры зерен 2-4 мм, более крупные разности редки. Уникальными являются два пиропа из делювиальных россыпей Средне-Чешских гор. Первый, размером 18x27x33 мм, весил 468,5 карата, а второй, с голубиное яйцо – 633,4 карата.

Бездефектные бледно окрашенные зерна пиропа прозрачны, густо окрашенные просвечивают. Включения посторонних минералов редки. Пироп окрашен в красный, лиловый, розовый и оранжевый цвета различных тонов и оттенков, изредка встречаются почти бесцветные разности. Как ювелирные камни наиболее высоко оцениваются рубиново-красные и кроваво-красные пиропы, оранжевые и желтые разности ценятся ниже. Величина показателей преломления пиропов тесно связана с интенсивностью окраски и составляет у бледно окрашенных разностей 1,725, а у густо окрашенных 1,784, реже более. Твердость по шкале Мооса 7,0. Плотность колеблется от 3,60 до 3,86 т/м³.

Пироп является магматическим минералом, образующимся в условиях высоких давлений и температур. Обычно он встречается в виде равномерной вкрапленности в ультраосновных породах (кимберлитах, перидотитах и пироксенитах). Весьма устойчив в экзогенных условиях и накапливается в россыпях.

Крупные месторождения пиропа, получившие широкую известность, находятся в Чехословакии. Здесь, в районе Средне-Чешских гор, начиная с ХШ в., пироп добывается преимущественно из россыпей, образовавшихся при разрушении гранатоносных эруптивных базальтовых брекчий.

В СССР (трубки Мир и Удачная – Западная в Якутии), в Южной Африке (Кимберлей, Де-Бирс), Восточной Африке (месторождения в Танзании) и других странах мира пироп извлекается попутно из алмазоносных кимберлитовых трубок. Небольшое количество высококачественного пиропа добывается из комплексных россыпей драгоценных камней на о.Шри-Ланка.

Родолит ("розовый камень", греч.) является железистой разновидностью пиропа и содержит две молекулы пиропового компонента, одну – альмандинового и следы андрадитового и гроссулярового.

В природе распространен нешироко в виде мелких (до 2 см) хорошо ограненных кристаллов. Более крупные камни редки. Самый крупный из известных родолитов (США, шт.Северная Каролина) весил 43,3 карата. Для ювелирных разностей характерны яркий блеск и красивая от бледно- до темно-розовой с пурпурным оттенком окраска. Показатель преломления – 1,76; твердость по шкале Мооса -7,0; плотность – 3,83-3,93 т/м³.

Родолит имеет, по-видимому, метаморфический генезис. Месторождения родолита были известны в США, в шт.Северная Каролина, где ювелирный родолит извлекался попутно при разработке родолито-носных гиперстеновых гнейсов на абразивное сырье. Месторождения отработаны в начале XIX в.

Альмандин (по названию древнего местечка Алабанда, Малая Азия) является наиболее распространенным из ювелирных гранатов. Он относится к железисто-алюминиевым гранатам и содержит примерно равное количество пиропового и альмандинового компонента с небольшой примесью других гранатовых составляющих. Химический состав ювелирного альмандина, на примере месторождения Форт Врангеля, Аляска (Pabst , 1943 г.), представляется в следующем виде (в вес.%): SiO₂ – 39,29; Al₂O₃ – 21,70; FeO – 30,82; МnО – 1,51; МgО – 5,26; СаО – 1,99. Твердость по Моосу – 7,0-7,5. Показатель преломления – 1,77-1,83. Плотность – 3,83-4,30 т/м³. Для альмандина характерна высокая кристаллизационная способность и обычные для гранатов кристаллические формы ромбододекаэдра и тетрагонтриоктаэдра. На гранях часто развита штриховка. Размеры кристаллов варьируют в широких пределах от нескольких миллиметров до 44 мм, в ювелирном деле используются кристаллы не менее 5 мм.

Основным дефектом альмандина, как ювелирного камня, является неоднородное строение минерала – зональность и включения посторонних минералов, что часто делает его непрозрачным и пригодным к использованию только в качестве абразивного сырья. Для альмандина наиболее характерна фиолетово-красная окраска, именуемая «сернам»; более редкими являются густо окрашенный почти черный – обыкновенный гранат, с коричневым и темно-коричневым оттенком – «фалум», красный глубокого чистого тона – «драгоценный (благородный) гранат».

Ювелирный альмандин встречается в топазоносных россыпях Бразилии, в золотоносных россыпях Австралии и Уругвая, в пегматитах Малагасийской республики, в метаморфических сланцах на Аляске, в СССР (месторождения Кительское, Султан-Уиздагское и др.) и др. Наиболее качественные камни добываются из комплексных россыпей драгоценных камней о.Шри-Ланка и Бразилии. Кроме того, альмандин извлекается попутно с абразивным гранатом.

Спессартин (по названию местности Шпессарт в Баварии) марганцево-алюминиевый гранат медово-желтого и желто-оранжевого цветов. Химический состав спессартина из Блюмовской копи на Урале составляет (в вес.%): SiО₂ – 38,86; Аl₂О₃ – 18,73; МnO – 20,19; Fе₂О₃ – 8,83; FeO – 9,19; СаО – 2,60. В небольшом количестве присутствуют титан и марганец. Для высококачественных камней характерен темно-оранжевый оттенок, обусловленный примесью альмандинового компонента. Чистые спессартины в природе редки, чаще встречаются гранаты альмандин-спессартинового ряда, называемые эспессандинами, для которых характерна более густая окраска. Показатели преломления, твердость и плотность спессартина и эспессандина близки и составляют 1,790-1,820; 7,0-7,03 (по Моосу) и 4,0-4,3 соответственно. Кристаллы в форме трапецоэдра, реже октаэдра, невелики по размерам. Ювелирные камни весом более 5 карат редки. По характерным тонам окраски спессартин является более интересным камнем по сравнению с красными гранатами и ценится значительно дороже.

Как и большинство гранатов, ювелирный спессартин не образует самостоятельных месторождений, а добывается попутно с другими драгоценными камнями (турмалином, топазом и т.п.) из пегматитов (США, шт. Невада; Мексика, Сьерра-Сан-Педро; СССР, Урал и др.). Особенно красивые камни встречены в натро-литиевых пегматитах в США (округ Района, шт.Калифорния) и в Малагасийской республике.

Ювелирные гранаты андрадитового изоморфного ряда – уграндиты (вторая подгруппа)

Гранаты андрадитового ряда встречаются значительно реже альмандинового. Благодаря очень высокой дисперсионной способности они обладают красивой игрой и ценятся очень, дорого. Самые высококачественные образцы демантоида на мировом рынке приравниваются в настоящее время к изумруду.

Уваровит (по фамилии президента Российской Академии наук графа С.С. Уварова) является кальциево-хромовым гранатом с уваровит-гроссуляровой основой и небольшим количеством андрадита. Химический состав уваровита из Сарановского хромитового месторождения на Урале представляется в следующем виде (в вес.%): SiO₂ – 35,18-37,11; Сr₂O₃ – 21,84-23,45; СаО – 30,34-32,22; Аl₂О₃ – 5,68-6,25; FeO и МgО присутствуют в отдельных образцах в количестве 2,44 и 1,54 соответственно. В кристаллах некоторых месторождений Южной Африки и Финляндии присутствуют в небольшом количестве титан и магний.

Кристаллы уваровита, развивающиеся по стенкам трещин в виде щеток, обычно очень мелкие не больше 0,5-1,0 мм в поперечнике. Индивиды размером 3 мм уникальны, однако на медном руднике Оуто-кумпу (Финляндия) добывались кристаллы, достигающие 1,5 см в длину (Киевленко и др., 1974). Характерная форма кристаллов – ромбододекаэдры.

Уваровит обладает ярким изумрудно-зеленым цветом, обусловленным окисью хрома. Присутствие железа усиливает зеленый цвет, а титана придает ему ржаво-зеленый оттенок.

Показатель преломления уваровита 1,78-1,85, блеск стеклянный, твердость по Моосу 7,5-8,0. По своим декоративным качествам (блеску, цвету) уваровит – "уральский изумруд" не уступает демантоиду, но из-за крайне мелких размеров кристаллов в ювелирном деле практически не используется. Применяется уваровит как декоративный материал в виде щеток и мелких друз.

Уваровит образуется в результате воздействия гидротермальных растворов, производных гранитных интрузий, на ультраосновные породы. Развивается он главным образом на стенках трещин, пересекающих тела хромитовых руд. Проявления уваровита известны не только в СССР, но и в США, Канаде и других странах мира.

Гроссуляр – зеленая, цвета крыжовника (гроссулярия), кальциево-алюминиевая разновидность граната с небольшой примесью андрадитового компонента. Окраска минерала обусловлена присутствием трехвалентного железа, изоморфно замещающего алюминий, причем чем выше содержание красящего элемента, тем интенсивнее тон окраски. Камни, содержащие менее 2% железа, почти бесцветны, но даже незначительная примесь хрома вызывает ярко-зеленую окраску. Показатель преломления 1,735-1,800, твердость по Моосу от 6,5 до 7,5.

Характерная форма кристаллов – ромбододекаэдры и тетрагон-триоктаэдры, но встречаются и искаженные формы. Размеры кристаллов изменяются в широких пределах, большинство кристаллов непрозрачно, В ювелирном производстве используются только чистые прозрачные кристаллы.

Гроссуляр встречается довольно часто в известковых скарнах и продуктах гидротермального изменения серпентинитов и габбро. Месторождения гроссуляра известны в СССР, Индии, Пакистане и других странах. Наиболее известен гроссуляр из Пакистана, называемый "пакистанским изумрудом"; он светло-зеленого цвета с сильным блеском, подобно демантоиду.

Кроме гроссуляра в ювелирной промышленности используется гидрогроссуляр. Наиболее известны гидрогроссуляры из США и Южной Африки, называемые аризонским и трансваальским жадом из-за внешнего сходства с жадеитом. Гидрогроссуляр – массивная мелкозернистая полупрозрачная порода, нономинеральвая с рассеянными зернами хромита. Как ювелирно-поделочное сырье используются только зеленые и розовые разности гидрогроссуляра. Окраска первой обусловлена присутствием хрома, а второй – марганца. Показатель преломления гидрогроссуляра из Южной Африки 1,72-1,73; твердость по Моосу – 7,5. В США он добывается из россыпей, а в Южной Африке -из коренных месторождений, связанных с горизонтами габбро Бушвельдского массива.

Гессонит является железистой разновидностью гроссуляра, содержащей до 50% андрадитового компонента. Для гессонита характерна очень красивая медово-оранжевая окраска, реже встречается гессонит пурпурно-красной, лилово-красной (аметистоподобной) окраски. Внешне он очень похож на гиацинт (циркон), но обладает несколько меньшей твердостью, что обусловило его название – по гречески "эссон", что значит более слабый, худший. Показатель преломления 1,742-1,748; твердость – 7,0. Встречается гессонит только в известковых скарнах как пневматолитово-гидротермальный минерал. В небольшом количестве он добывается из комплексных россыпей драгоценных камней на о.Шри Ланка. Находки его известны у нас в стране на Среднем Урале (Ахматовская и Палкинская копи) и в Италии.

Демантоид является ювелирной разновидностью андрадита, окрашенной в ярко-зеленый цвет. Он обладает прекрасной игрой цвета, обусловленной сильным светопреломлением, и ярким блеском, особенно при искусственном освещении, что отразилось в названии камня: "диамант" – алмаз. По составу демантоид относится к кальциево-железистым гранатам (в вес.%): SiО₂ – 34,54; Fe₂O₃ – 31,43; CaO – 33,34 (Бобровское месторождение, Урал; по материалам А.В. Глазкова, 1961 г.).

Окраска минерала обусловлена присутствием окисного железа; яркость и интенсивность окраски усиливается примесью хрома, содержание которого не превышает обычно сотых долей процента.

Для демантоида не характерны хорошо выраженные кристаллические формы, чаще встречаются округлые или овальные зерна, образно называемые горняками Италии "семенами асбеста". Для мелких зерен характерно радиально-лучистое строение и включения серпентина и асбеста. Зерна демантоида обычно мелкие и редко превышают 10 мм. Найденные в XIX в. два камня на Урале имели массу 29,8 и 50,5 г и считались уникальными. Коэффициент дисперсии демантоида составляет 0,057 – в два раза выше, чем у других гранатов. Показатель преломления 1,83-1,90; твердость 6,5 (ниже чем у других гранатов), плотность 3,80-3,90 т/м³.

Месторождения демантоида известны только на Урале, где он иногда неправильно назывался "хризолитом". Отсюда демантоид, наряду с изумрудом, экспортировался в конце XIX и начала XX вв.

Демантоид очень красив и довольно редок, ювелирами ценится значительно дороже, чем все другие гранаты.

Топазолит – редко встречающаяся разновидность андрадита. Из-за характерного медово- или золотисто-желтого цвета имеет сходство с топазом. Показатель преломления 1,84-1,89; твердость 6,5-7,0; плотность 3,75-3,85 т/м³. Топазолит встречается в виде мелких зерен. Известные проявления топазолита в СССР, Италии, Швейцарии имеют лишь минералогическое значение.

2. Область применения и технические требования к сырью

Гранаты используются в абразивной промышленности и в ювелирном деле. В качестве абразивов чаще всего применяются железистые гранаты и, особенно, альмандин, несколько реже – родолит, спессартин и андрадит.

Из красиво окрашенных, преимущественно прозрачных камней, изготавливаются вставки для колец, брошей, кулонов, бус.

К драгоценным камням относятся (по мере возрастания их ценности) демантоид, гроссуляр, гессонит, родолит, топазолит, спессартин, пироп и альмандин. Уваровит и гидрогроссуяр используются, в основном, как поделочные камни.

Демантоид гранится по форме бриллиантовой огранки, реже ему придается плоская ступенчатая форма. Пироп, альмандин, спессартин и гессонит обычно обрабатываются в виде кабошонов. Для осветления очень темных камней с тыловой стороны кабошона выбирается часть камня по серповидному профилю.

Названные разности гранатов нередко используются вместе с другими более дорогими камнями – алмазом, изумрудом и т.д. Кроме того, альмандин и гессонит используются для изготовления камей. Щетки уваровита и гидрогроссуляр идут на декоративные поделки, причем изделия из уваровита ценятся значительно дороже, чем из гидрогроссуляра.

Гранаты широко распространены в природе, но ювелирные их разности встречаются значительно реже. Только пироп, демантоид и альмандин являются объектами самостоятельной добычи, в связи с чем технические требования к сырью в настоящее время разработаны только для этих камней (демантоид – OCT-41-92-74, пироп и альмандин – МРТУ-41-2-70) (табл.3).

Таблица 3

Технические требования к сырью

Примечание. Для всех сортов демантоида допускаются единичные волосовидные включения твердых минералов.

Стоимость гранатов на мировом рынке неодинакова. Постоянно пользуется большим спросом и высоко ценится демантоид, который в последние годы экспортируется в небольшом количестве из Италии в США по цене от 500 до 5000 долларов за карат. Весьма дорогими являются гроссуляр и гессонит, экспортируемые Танзанией и, в меньшей степени, Кенией и Канадой по цене от 200 до 1000 долларов за карат. Продолжает оставаться дорогим (до 200 долларов за карат) родолит, поставляемый на мировой рынок Танзанией, республикой Шри Ланка, и, в меньшем количестве, США. Пироп (из США, ЮАР, Танзании и Кении) и альмандин (из Малагасийской республики, Шри Ланка, реже из Индии и Бразилии) оцениваются от 10 до 100 долларов за карат (БИКИ, 1974).

II. ПРОМЫШЛЕННО-ГЕНЕТИЧЕСКИЕ ТИПЫ МЕСТОРОЖДЕНИЙ ЮВЕЛИРНОГО ГРАНАТА

Из всех названных выше ювелирных гранатов пироп, альмандин и демантоид образуют промышленные месторождения. Рассмотрим основные черты их геологического строения.

ПИРОП

Пироп – магматический минерал, который сравнительно равномерно вкраплен в кимберлитах, гранатовых перидотитах, пироксенитах и других ультраосновных породах. При разрушении этих пород образуются россыпи.

Согласно существующей промышленно-генетической классификации месторождений ювелирного пиропа (Киевленко и др., 1974), промышленные скопления его известны в алмазоносных кимберлитах, эруптивных базальтовых брекчиях, а также в россыпях, главным образом элювиально-делювиальных, которые образуются при разрушении кимберлитов и эруптивных брекчий (табл.4).

Эксплуатируются чехословацкие и некоторые другие россыпи; из коренных месторождений пироп добывается попутно с алмазами из кимберлитовых трубок.

I. Пиропсодержащие кимберлиты

Скопления ювелирного пиропа известны как в алмазоносных, так и в неалмазоносных кимберлитах. Разработка последних только на пироп нерентабельна. Однако эти трубки могут служить источниками промышленных россыпей (США, Гарнет-Ридж и др.).

На мировой рынок в настоящее время пироп поступает из алмазоносных трубок Кимберли и Де-Бирс, расположенных в ЮАР (Южная Африка). В большом количестве он обнаружен в якутских трубках Мир и Удачная-Западная.

Таблица 4

ПРОМЫШЛЕННО-ГЕНЕТИЧЕСКАЯ КЛАССИФИКАЦИЯ МЕСТОРОЖДЕНИЙ ЮВЕЛИРНОГО ПИРОПА

СССР. Кимберлитовая трубка Мир приурочена к системе трещин, оперяющих региональный разлом. Вмещающие породы представлены доломитизированными и песчанистыми известняками и мергелями палеозоя. В плане трубка имеет эллипсовидную форму, а в разрезе представляет собой воронкообразное тело с непостоянными углами падения стенок. Трубка сложена крупнообломочной кимберлитовой брекчией с размерами обломков до б см. и ксенолитов 20-40 см, редко до 10-12 м. В составе эруптивных обломков преобладают осадочные породы и траппы. Цемент представлен серпентин-карбонатный материалом. До глубины 20 м кимберлит выветрелый, причем до 4-6 м от поверхности неизмененными сохраняются лишь алмаз, пироп, циркон и пикроильменит. Пироп представлен изометричными зернами и их обломками, преимущественно густо окрашенными в красный цвет с фиолетовым, лиловым, малиновым и оранжевым оттенками. Зерна имеют размер от 0,1 до 20 мм, образцы менее 3 мм составляют 20%, от 3 до 5 мм – 75,2%, от 5 до 7 мм – 4,65%, от 7 мм и более – 0,15% (Киевленко и др., 1974).

Трубка Удачная-Западная является одним из двух сопряженных тел трубки Удачная, прорывающей карбонатные отложения нижнего ордовика. Трубка Удачная-Западная имеет характерную эллипсовидную форму в плане, пологие контакты до глубины 130-160 м., ниже – субвертикальные. Она выполнена брекчиевидным кимберлитом, пироп наблюдается в виде редких зерен в связующей массе кимберлита и во включениях ультраосновных пород. Оранжевые, красные и фиолетовые пиропы трубки Удачная-Западная очень похожи на пиропы трубки Мир. Весьма специфичны лилово-малиновые пиропы, обладающие, подобно александриту, дихроизмом. Размеры кристаллов 1-25 мм, зерна более 8 мм обычно непрозрачны и трещиноваты. Среднее содержание пиропа в кимберлите – 0,2%.

ЮАР. Крупные и хорошего качества пиропы встречены в алмазоносной трубке Де-Бирс, расположенной юго-восточнее г.Кимберли. Площадь трубки – около 70 тыс.м²; с глубины 732 м она резко сужается. Вмещающие породы представлены долеритами, сланцами и мелафирами, а также кварцитами, кварцевыми порфирами и гранитами.

Кимберлит превращен в так называемую "голубую землю" с зернами алмаза, оливина, пиропа, ильменита, диопсида и энстатита. Месторождение эксплуатируется более 30 лет, пироп извлекается попутно.

США. Пиропсодержащие неалмазоносные кимберлитовые трубки миоценового возраста известны в штатах Аризона, Нью-Мексико и Юта. Наиболее известное и крупное месторождение Гарнет-Ридж расположено в шт.Аризона. На месторождении обнаружены четыре трубки, самая крупная из которых занимает площадь около 350 тыс.м . Трубки выполнены кимберлитовой брекчией, состоящей из осадочных, метаморфических и изверженных пород, сцементированных серпентин-карбонатным материалом. Пироп размером до 30 мм встречается как в основной массе кимберлита, так и в его обломках. Зерна пиропа часто с включениями рутила, магнетита и хромдиопсида. Вес ограненных камней составляет 0,5-1,5, реже 5 карат. Как уже отмечалось, американские трубки не отрабатываются, а являются источником промышленных россыпей.

2. Пиропсодержащие базальтовые эруптивные брекчии

Месторождения этого промышленно-генетического типа известны только в Чехословакии. Вулканические Пиропсодержащие трубки Средне-Чешских гор и связанные с ними элювиальные и делювиальные россыпи, начиная с ХIII в. и до открытия алмазоносных кимберлитов Африки, являлись основным источником ювелирных пиропов. Эти месторождения представлены воронкообразными диатремами – трубками взрыва, выполненными вулканической эруптивной брекчией. Морфологией и некоторыми особенностями внутреннего строения они похожи на кимберлитовые трубки (Копецкий, 1960; Крал, 1964; Кралова, 1965). Но Сикора (Sikora, 1952), В.С. Трофимов (1966) и многие другие исследователи считают эти трубки разновидностью обычных диатрем, связанных со щелочно-базальтовым магматизмом. Эти трубки неалмазоносные.

В области складчатого обрамления срединного Чешского массива на площади около 70 км² сосредоточено 20 трубок, располагающихся группами по 2-3 тела, входящих в состав миоценового вулканического комплекса Чешского Среднегорья (рис.1). Пироп содержится в эруптивных обломках гранатовых перидотитов, которые в районе месторождений залегают на глубине 100-200 м. Протерозойский фундамент сложен разнообразными гнейсами, кристаллическими сланцами, гранулитами и гранитами, прорванными гранатовыми перидотитами. Возраст последних одними авторами определяется как протерозойский (Трофимов и др., 1966), а другими – как палеозойский (Mikhailov, Rovscha, 1966). Гранатовые перидотиты представляют темно-зеленую мелкозернистую оливин-клинопироксеновую породу с многочисленными вкрапленниками красного граната размером 0,1–10,0 мм и более. Кристаллический фундамент местами перекрыт пермо-карбоновыми осадочными отложениями и повсеместно – меловыми (сеноман-турон) слабо сцементированными мергелями; мощность последних – около 200 м. В позднеолигоценовое-миоценовое время сформировались купола и покровы оливиновых базальтов и их туфов, а также многочисленные вулканические трубки. Форма трубок преимущественно овальная, несколько удлиненная; размеры в поперечнике колеблются от нескольких метров до нескольких сотен метров. Наиболее крупной является трубка Лингорка (650x420 м), которая прорывает (сверху вниз): четвертичные отложения (0-2 м), мергели и песчаники турона и сеномана (2-112 м), протерозойские гранулиты и гнейсы (112-209 м), слабо серпентинизорованные пироповые перидотиты с зонами гранатового пироксенита (209-436 м), гнейсы (436-449 м). Брекчия, выполняющая трубку, состоит из обломков всех пород, пересеченных ею, в тон числе пироповых перидотитов, свободных зерен пиропа и других минералов, сцементированных мелкообломочным и пепловым сильно карбонатизированным туфовым материалом. Для пиропа характерен красивый красный цвет с кровавым или вишневым оттенком; размер зерен не превышает 3-4 мм и лишь изредка достигает 1-2 см.

Рис. 01. Схематическая карта докарбонового кристаллического основания Юго-Западного края Чешского Среднегорья (Kopecky, Sattran , 1966)

1 – филлиты; 2 – гранатсодержащие слюдистые сланцы и гнейсы; 3 – мусковитовые и мусковит-биотитовые сланцы и гнейсы; 4 – парагнейсы; 5 – гранулитовые гнейсы; 6 - гранулиты; 7 – мусковитовые и мусковит-биотитовые ортогнеисы; 8 – мигматиты; 9 – пироповые перидотиты; 10 – горнблендиты и пироксениты; 11 – диориты и габбро-диориты; 12 – тектонические зоны; 13 – площади диатрем с ксенолитами кристаллических пород.

Зерна прозрачны, включения редки и представлены цирконом, хромдиопсидом и магнетитом. Эруптивные брекчии вулканических трубок разрушены и превращены в глинистую массу с прожилками и корками гипса, арагонита и лимонита. Это обстоятельство привело к развитию в приповерхностных частях трубок элювиальных и делювиальных россыпей.

Трубка Лингорка и Холм Бота (Гранатовый холм) разрабатывались в конце прошлого века; годовая добыча ювелирного пиропа с каждого месторождения составляла 2000-2500 кг (Sikora , I952). Чешские пиропы известны своими высокими ювелирными качествами.

К этому типу месторождений относятся и проявления пиропа, связанные с трубками взрыва в Красноярском крае (СССР), в горах Рубби-Хилл (Новый Южный Уэльс, Австралия) и в Монголии.

В Красноярском крае обнаружено шесть трубок взрыва, расположенных на склонах крупного Копьевского поднятия, унаследовавшего синклинальную структуру нижнепалеозойского фундамента Минусинского межгорного прогиба. Трубки диаметром от 100 до 54-0 м сложены эруптивными брекчиями с обломками осадочных пород девона и карбона, реже эффузивов нижнего и среднего девона и других пересекаемых трубками пород, а также обломками пиропового перидотита размером до 0,8 м в поперечнике. Цемент лимбургитовый. Распределение пиропов в трубках неравномерное и определяется обогащенностью брекчий обломками пироповых перидотитов. Размеры зерен пиропа обычно 3-5 мм, реже 20-30 мм, форма зерен округлая, слегка вытянутая. По цвету пиропы разделяются на две группы: оранжевые и красные, количественно преобладают первые, не обладающие ювелирными качествами.

Вулканическая трубка Рубби-Хилл сложена обломками аргиллитов, базальтов и эклогитов с пиропом, хромдиопсидом, магнетитом и другими минералами; цемент состоит из тонкозернистой основной массы с включениями обломков и зерен минералов, высвобождающихся при дезинтеграции пород и главным образом эклогитов.

Пироп наблюдается в большом количестве как в диатреме, так и в рыхлых отложениях вокруг нее.

Проявление пиропа в Монголии расположено в пределах Орхонского прогиба, приуроченного к зоне сочленения раннекаледонской и герцинской структур Северо-Монгольской и Монголо-Забайкальской систем. На площади проявления развиты вулканогенно-терригенные образования нижнего девона и четвертичные оливиновые щелочные базальты.

Трубка взрыва выполнена глиноподобной массой с обломками базальтов, осадочных, метаморфических пород, а также брекчий, включающих обломки эффузивов, сланцев, роговиков и гнейсов. Основная масса брекчий состоит из стекла, микролитов оливина, моноклинного пироксена и плагиоклаза, зерен пиропа, оливина, моноклинного, реже ромбического пироксена, санидина, магнетита, флогопита, циркона, цеолитов, редко пикроильменита. Пироп обычно вкраплен в плотную или пористую массу, реже выполняет пустоты в пористых разностях брекчий в виде изометричных или слегка овальных зерен размером 0,5-5 см, иногда до 10 см и более. Окраска пиропа большей частью оранжево-краевая, реже вишнево- и малиново-красная. Нередко встречаются чистые, прозрачные красиво окрашенные пиропы размером до 10-12 мм. Распределены они в породе неравномерно, содержание составляет 1-2%.

3. Россыпные месторождения пиропа

Элювиальные месторождения пиропа возникают в верхних частях кимберлитовых трубок и прослеживаются на значительную (до 100 м и более) глубину. Они в свою очередь, дают начало делювиальным россыпям.

Наиболее крупные пироп-алмазоносные россыпи известны в Южной Африке (трубки Премьер, Кимберли, Де-Бирс и др.).

В процессе выветривания кимберлиты разрушаются, образуя зону дезинтеграции (крупноглыбовый и дресвяно-щебеночный горизонты) и зону глинистых продуктов ("голубая земля", "желтовато-зеленая земля" и "желтая земля"). Наиболее продуктивной является "желтая земля", содержащая обычно пиропа больше чем неизмененные кимберлиты. "Желтая земля" является продуктом конечной стадии окисления и гидратации кимберлитов и слагает элювиальные россыпи. Это мягкая пористая пятнистая порода желтая, реже красноватая, пропитанная карбонатами магния и железа и содержащая некоторое количество опала и барита. Мощность "желтой земли" колеблется от 12 м (трубка Премьер) до 140 м (трубка Робертс-Виктор).

Элювиально-делювиальные россыпи широко распространены. К ним относятся россыпи Африки, СССР и Чехословакии. Крупное промышленное значение имеют комплексные пироп-алмазоносные россыпи в Республике Заир. Они приурочены к карстовым полостям, занимают площадь 165 тыс.м² и достигают глубины 100 м. Эти россыпи развиваются непосредственно около кимберлитовых трубок. Одним из ярких примеров являются россыпи трубки Бакванга, известные под названием вторичной кимберлитовой брекчии мощностью до 30 м.

Вторичные кимберлитовые брекчии на 40% состоят из песчано-глинистой массы с угловатыми и округлыми зернами кварца, каолинизированного полевого шпата, ильменита, магнетита и других минералов и на 60% из обломков вмещающих пород и кимберлитов, а также слагающих их минералов, в том числе алмаза и пиропа. Они перекрыты ожелезненными суглинками и галечниками мощностью до 30 м.

Россыпи Бакванга дают 60% мировой добычи алмазов, пироп из них извлекается попутно.

В Якутии элювиально-делювиальные алмазно-пироповые россыпи распространены довольно широко и располагаются вблизи кимберлитовых трубок (рис. 2). Рыхлые отложения представлены илистыми, суглинистыми и супесчаными отложениями, содержащими дресву и щебень коренных пород.

Рис.02. Геологический разрез района трубки Мир (схематизирован). По Рожкову,1962г.

1 – почвенный слой; 2 – глины песчанистые; 3 – пески разнозернистые и уплотненные; 4 – линзы и пропластки бурого угля; 5 – галечно-гравийные пиропоносные песчаные глины; 6 – карбонатные породы нижнего ордовика; 7 – кора выветривания карбонатных пород; 8 – кимберлиты; 9 – брекчия пород

Мощность отложений не превышает 2 м. Тяжелые минералы (алмаз, пироп, ильменит) концентрируются, в основном, в нижних частях россыпи. В настоящее время пироп из россыпей не извлекается, хотя прогнозные запасы его практически не ограничены (Курчаткин, 1969 г.).

К этому же типу россыпей относятся пиропоносные галечники пологих склонов Средне-Чешских гор, образовавшиеся за счет разрушения вулканических брекчий с обломками гранатовых перидотитов и перекрытые лёссовыми плейстоценовыми отложениями. Галечники в виде разобщенных или сливающихся шлейфов спускаются от коренных месторождений по левому склону долины р.Огрж. Мощность россыпи изменяется от 6 м (у трубки) до 0,1-0,2 м (в долине). Обломочный материал галечников представлен валунами и щебенкой базальтов, гнейсов, серпентинизированных перидотитов, мергелей, песчаников, а заполнитель – пиропоносными кварцевыми и глинистыми песками и песчаными глинами. Содержание и величина зерен пиропа уменьшаются по мере удаления от коренного источника. Зерна пиропа невелики, большая часть их имеет размеры менее 3 мм, зерна более 5 мм редки. Выход ювелирного материала составляет 40% от добытого пиропового кристаллосырья. Россыпи разрабатываются с 1750 г. и к настоящему времени большинство богатых залежей отработано.

Из аллювиальных наиболее широко распространены террасовые и долинные россыпи, характерной чертой которых является приуроченность к грубообломочным отложениям – валунникам, галечникам и гравелитам. Алмаз и пироп в толще аллювия распределены относительно равномерно с небольшим увеличением концентрации к плотику.

Наиболее характерный пример – богатые пиропо-алмазоносные аллювиальные россыпи бассейна р.Вааль в Южной Африке, откуда на мировой рынок поступали уникальные (удивительно красивые и крупные) пиропы, называемые "капскими рубинами".

Продуктивные россыпи (Дю Тойт , 1957) разделяются на три типа: галечники высоких уровней (до 130 м над уровнем современных рек), галечники молодых террас (вдоль современной речной сети) и галечники современных русел.

Россыпи этого типа (террасовые и долинные) известны также в Якутии. Наиболее богаты пиропом россыпи надпойменных аккумулятивных террас р.Малой Батуобии и ее притока р.Иирэлээх, мощность аллювия которых колеблется от 1 до 8 м. Продуктивным является нижний слой россыпи, представленный песчано-гравийно-галечниковыми отложениями с примесью голубой глины. Коренным источником пиропа этих террас является трубка Мир (рис. 2).

АЛЬМАНДИН

Альмандин самый распространенный из гранатов. Он типичен для широко распространенных кристаллических сланцев и гнейсов, образовавшихся из глинистых пород, богатых железом, в амфиболитовую фацию регионального метаморфизма. Реже альмандин встречается в эффузивах кислого и среднего состава и в гранитных пегматитах.

По существующей промышленно-генетической классификации месторождений ювелирного альмандина (Киевленко и др., 1974), выделяются три типа коренных месторождений:

1) альмандиноносные кислые и средние эффузивы;

2) альмандиноносные гранитные пегматиты;

3) альмандиноносные кристаллические сланцы и гнейсы

и три типа россыпей:

1) элювиальные;

2) аллювиальные и

3) прибрежно-морские (табл. 5).

Коренные месторождения ювелирного альмандина не имеют большого промышленного значения в виду трудности извлечения граната из скальных пород. Небольшое количество альмандина извлекается из кор выветривания, развитых на коренных месторождениях, а также при отработке месторождений абразивных гранатов, где возможно применение буровзрывных работ. Основным же источником юве­лирного альмандина являются россыпные месторождения и особенно аллювиальные.

Таблица 5

ПРОМЫШЛЕННО-ГЕНЕТИЧЕСКАЯ КЛАССИФИКАЦИЯ МЕСТОРОЖДЕНИЙ ЮВЕЛИРНОГО АЛЬМАНДИНА

А. Эндогенные месторождения альмандина

1. Альмандиноносныэ кислые и средние эффузивы

Ювелирный альмандин встречается в эффузивах и субвулканических породах среднего и кислого состава мелового и палеогенового возраста. Промышленное значение этого типа невелико из-за указанных выше причин. Однако широкое распространение гранатсодержащих эффузивов и наличие прекрасно ограненных прозрачных красиво окрашенных альмандинов свидетельствует о возможности образования практически интересных россыпей.

Гранатоносные эффузивы известны в Закарпатье (СССР), Восточных Карпатах (ЧССР) и в шт. Невада (США). Находки альмандина в эффузивах отмечаются в Венгрии, Китае, Японии, Испании и других странах.

В ЗАКАРПАТЬЕ альмандин встречается в виде вкрапленников в липарито-дацитах, андезито-дацитах и в их кристаллокластических и литокластических туфах. В обычном образце так называемых "гранатовых туфов" можно нередко насчитать до 30 хорошо ограненных темно-красных кристаллов альмандина тетрагон-триоктаэдрического облика размером 2-6 мм. Гранатовые туфы повсеместно развиты вдоль северо-восточного внешнего края вулканического хребта Карпат, а в пределах внутреннего хребта встречаются эпизодически. Мощность туфов 30-40 м, а наиболее обогащенной гранатами части – первые метры.

На ЧУКОТКЕ альмандин широко развит в верхнемеловых палеогеновых эффузивах и субвулканических телах. Характерным примером является субвулканический нижнемеловой Палянский массив и вмещающие его нижнемеловые липариты, дациты и их туфы. Крупные порфировые вкрапленники альмандина наблюдаются в эндоконтактовых зонах массива – дацитах и андезито-дацитах. Содержание альмандина достигает 3%.

Вмещающие липариты и дациты содержат 5-7% альмандина в виде вкрапленников в стекловатой или мелкофельзитовой массе наряду с кварцем, санидином, биотитом и другими минералами. Кристаллы альмандина размером до 5 мм, как правило, прозрачны, иногда содержат включения магнетита, зеленой шпинели, кварца и биотита. Цвет кристаллов темно-вишневый.

В шт. НЕВАДА, вблизи Эли, в плиоценовом риолите наблюдаются относительно равномерно расположенные шаровидные полости, инкрустированные белым стекловатым кварцем и гранатом. Кристаллы альмандина трапециоэдрического облика с отдельными гранями додекаэдра размером от 2 до 12 мм, темно-красного цвета, совершенно чистые, прозрачные, с сильным блеском. Они содержат 69,3% альмандиновой и 28,5% спессартиновой молекул и относятся к альмандин-спессартину.

2. Альмандиноносные гранитные пегматиты

Этот генетический тип месторождений является одним из основных источников ювелирных высококачественных кристаллов альмандина в россыпях; практическое значение коренных объектов невелико. Скопления ювелирного альмандина наблюдаются главным образом в гранитных пегматитах слюдоносной и редкометальной формаций, генетически связанных с нормальными биотитовыми гранитами. Пегматиты приурочены обычно к экзоконтактовым зонам гранитных массивов и залегают в двуслюдяных, биотит-гранатовых, дистеновых и ставролитовых гнейсах и сланцах. Альмандин из коренных пегматитов добывался только на О.Мадагаскар и в Северо-Западной Бразилии.

На МАДАГАСКАРЕ, по сообщению С.Болл (Киевленко и др.,1974), альмандин добывался из верхних выветрелых частей пегматитов, расположенных в центральной части острова.

В СЕВЕРО-ЗАПАДНОЙ БРАЗИЛИИ, в шт. Риу-Гранди-ду-Норти, вблизи Кахеира в течение ряда лет разрабатывалась крупная пегматитовая жила Поко-дос-Ковалос. Здесь добывались мусковит, кварц и драгоценный гранат (альмандин или спессартин-альмандин). Вмещающие породы представлены биотитовыми сланцами докембрия.

Прослеженная длина жилы около 50 м, мощность 8-10 м. Для нее характерно зональное строение: крупно-среднезерниетая пегматоидная зона сменяется хорошо развитой блоковой полевошпатовой, а последняя – кварцевым ядром. Кое-где развита кварц-мусковитовая зона, содержащая крупнолистовую слюду. Калиевый полевой шпат в жиле большей частью замещен клевеландитом; в блоковой полевошпатовой зоне вблизи ядра встречаются крупные кристаллы непрозрачного берилла и танталита. Во всех зонах пегматита развит черный турмалин (африцит). Ярко и густо окрашенные кристаллы граната в большом количестве наблюдаются среди блоковой и реже пегматоидной зоны, ассоциируя с клевеландитом. Значительная часть камней пригодна для огранки (Киевленко и др., 1974).

В СССР альмандиноносные пегматиты известны на Украине. Месторождение KAMЕHCKOE открыто в 1957 г.; первоначально гранат был обнаружен в элювиальных и аллювиальных россыпях, а затем в коренном залегании. Альмандиноносные турмалин-мусковитовые пегматиты залегают среди протерозойских гнейсов. Жилы существенно кварц-полевошпатовые, имеют зональное строение. Протяженность аил 8-10 м, мощность 0,2-5 м (чаще всего около 1,0 м). Альмандин наблюдается во всех зонах пегматитового тела – аплитовидной, графической и пегматоидной, но наибольшей концентрации достигает в призальбандовых частях тела. Размеры кристаллов граната соразмерны с минералами, слагающими зоны пегматита: в аплитовидной зоне гранат не более 3 мм, в графической – 10 мм, а в пегматоидной до 50 мм. Кристаллы образованы комбинацией граней тетрагонтриоктаэдра, куба и ромбоэдра; цвет кристаллов от светло-вишнево-красного до темно-красного, почти черного. Некоторые камни прозрачны, крупные кристаллы в большинстве трещиноваты, но отдельные индивиды пригодны для огранки или кабошонирования. Мелкие кристаллы чаще прозрачны и бездефектны.

3. Альмандиноносные кристаллические сланцы и гнейсы

Эндогенные месторождения этого типа являются как промышленными объектами, так и источником крупных россыпей.

Коренные месторождения с крупными запасами альмандина обычно содержат ювелирные его разности в количестве, выгодном для извлечения. На всех известных месторождениях, разрабатываемых в верхних рыхлых их частях, ювелирный альмандин извлекается попутно. Месторождения рассматриваемого типа распространены очень широко и известны во многих странах мира. Наиболее известные из них находятся в СССР (Кительское, Карельская АССР), в США (Форт Врангель, шт. Аляска; штаты Айдахо, Каролина и др.), в Индии (Хазарибат и Аравелли, шт.Бихар), о. Шри-Ланка (районы Дунбара, Ратнапура) и другие.

СССР. КИТЕЛЬСКОЕ месторождение альмандина, расположенное в северном Приладожье, приурочено к юго-восточной части Балтийского кристаллического щита. В районе месторождения развиты сильно дислоцированные метаморфические породы протерозоя. Интрузивные породы среднего протерозоя (постладожские) представлены плагио-микроклиновыми гранитами, гнейсо-гранитами и мигматитами и слагают апикальные части антиклинальных складок. Верхнепротерозойские равномернозернистые граниты типа рапакиви пользуются в районе нешироким распространением. В породах метаморфического комплекса протерозоя выделяются сегозерско-онежская и ладожская серии. Преимущественное распространение в районе и на месторождении имеет ладожская серия, сложенная мощной толщей кристаллических сланцев и гнейсов (преимущественно первых), образованных по алевритисто-глинистым и песчанистым породам. Породы серии разделяются на свиты (сверху вниз): пялкярви, наатселькя и контиосари (рис. 3). Породы последней являются продуктивными и характеризуются прежде всего силлиманит-альмандин-плагиоклаз-биотит-кварцевой ассоциацией.

Рис.03. Схематическая геологическая карта Кительского месторождения альмандина. По Г.В.Макаровой

Ладожская серия: 1 – филиты, кварц-биотитовые, биотит-кварцевые сланцы с силлиманитом, ставролитом и гранатом свиты пялкярви; 2 – слюдистые кварциты, кварциты, биотит-кварцевые сланцы, ритмично переслаивающиеся, наатсельской свиты; 3 – порфиробластические кварц-биотитовые сланцы и плагиосланцы (гнейсо-сланцы) с гранатом, силлиманитом и редко ставролитом свиты контиосари, сегозерско-онежская серия; 4 – амфиболиты, амфиболитовые сланцы,скарны. Иотнийская интрузия: 5 – граниты рапакиви. Постладожская интрузия: 6 – граниты, гнейсо-граниты и мигматиты; 7 – участки Кительского месторождения – (I – Железнодорожный, II – Озерный, III – Высотный)

Альмандин встречается во всех породах свиты контиосари, но наибольшей концентрации и крупности он достигает в зоне плагио-сланцев. Зона шириной от 0,3 до 2,5 км сложена порфиробластическими кварц-биотитовыми сланцами с полевым шпатом, гранатом, силлиманитом, реже мусковитом. Сланцы собраны в узкие субмеридиональные складки с крутыми (60-85°) углами падения; характерна плойчатость пород. Альмандин представлен кристаллами ромбододекаэдрического облика со слабо выраженными кристаллографическими гранями, реже – зернами овальной формы и сростками кристаллов. Размер зерен в поперечнике достигает 300 мм, но обычно индивиды более 10 мм сильно трещиноваты и непрозрачны. Цвет альмандина от светло-малинового до темно-вишневого. Мелкие зерна альмандина полностью прозрачны, а крупные содержат прозрачные области, пригодные для изготовления кабошонов. Среднее содержание альмандина в зоне плагиосланцев составляет 1,1%. Подмечено (Макарова, 1961), что наибольшей концентрации (2%) гранат достигает на участках развития сильно плойчатых сланцев, обогащенных биотитом и силлиманитом, кристаллы последнего достигают 5-7 см. Здесь же развиваются и наиболее крупные индивиды граната. На участках сланцев, в составе которых преобладают кварц и полевой шпат, а биотит и силлиманит находятся в резко подчиненном количестве, граната становится меньше (не более 1%), часто наблюдаются его сростки с кварцем; кристаллы трещиноваты, низкого качества. Из альмандина Кительского месторождения изготовлены опытные образцы кабошонов и вставок. Ограненные камни обладают ярким блеском, хорошей игрой и красивым темно-малиновым цветом.

США. Месторождение ФОРТ ВРАНГЕЛЬ расположено в юго-восточной части шт.Аляска, на побережье Тихого океана, в 12 км севернее форта Врангель. Оно было открыто в 1910 году и разрабатывалось на абразивное и ювелирное сырье. В районе развиты верхнепалеозойские породы метаморфического комплекса Врангель-Ревиладжиджедо, представленные кристаллическими сланцами, филлитами и шиферными (кровельными) сланцами.

Породы прорваны мезозойскими гранодиоритами и инъецированы сиенитами и пегматитами. В контактовых зонах развиты инъекционные гнейсы.

На площади месторождения развиты кварц-биотитовые сланцы с альмандином, контактирующие с кварцевыми диоритами. Участок с промышленной концентрацией граната прослеживается на расстояние 137 м при максимальной ширине 76 м и напоминает в плане равнобедренный треугольник (рис. 4). Кварц-биотитовые сланцы на участке содержат в своем составе, помимо кварца и биотита, мусковит, ортоклаз и графит. Сланцы существенно кварцевые, равномернозернистые, с размером зерен, кроме граната, не более 1 мм.

Кристаллы альмандина имеют темно-красный цвет, полупрозрачны и прозрачны, обладают хорошо развитыми гранями трапецоэдра и додекаэдра. Большая часть кристаллов имеет размеры не выше б мм, а самые крупные достигают 44 мм. Однако крупные кристаллы сильно трещиноваты и переполнены включениями кварца.

В ювелирной промышленности в США используются, как правило, прозрачные кристаллы размером более 6 мм. Среднее содержание альмандина по месторождению составляет 45 кг/т, выход ювелирного (коммерческого) граната не превышает 5% (Bressler, 1950).

По мнению С.Бресслера, месторождение альмандина Форт Врангель сформировалось в два этапа метаморфизма. Первоначально в процессе регионального метаморфизма образовались альмандинсодержащие кварц-биотитовые сланцы, затем под воздействием интрузии кварцевых диоритов на отдельных участках сланцы были перекристаллизованы, что привело к увеличению размеров кристаллов альмандина.

Во многих музеях мира имеются прекрасные образцы гранатов с этого месторождения (Aitkens , 1931; Pabst, 1943; Bressler, 1950).

Рис.04. Геологическая карта месторождения Форт Врангель, шт. Аляска, США. По Бреслер и Холсер (Bressler, Holser, 1946)

1 – аллювиальные отложения; 2 – гранатсодержащий аллювий; 3 – инъекционные гнейсы, аплиты; 4 – кварцевый диорит с ксенолитами кристаллических сланцев; 5 – кварцевый диорит; 6 – гранитные пегматиты; 7 – кварц-биотитовые сланцы с незначительной примесью граната; 8 – мусковит-кварцевые сланцы и кварциты: 9 – гранатсодержащие кварц-биотитовые сланцы (граната менее 5%); 10 – гранатсодержащиае кварц-биотитовые сланцы (граната более 5%); 11 – геологические контакты: а – установленный, б – предполагаемый

США. месторождение РУБИНОВОЕ УЩЕЛЬЕ расположено в шт.Айдахо южнее г.Фернвуд. Ювелирный альмандин извлекается из коры выветривания кристаллических сланцев. Размеры кристаллов обычно составляют 6-20 мм, но нередко встречаются гранаты величиной 50-65 мм, а отдельные образцы достигают 75 мм. Характерной особенностью альмандина этого месторождения является астеризм кристаллов, обусловленный включениями тончайших иголочек рутила и придающий им беловато-голубой переливчатый оттенок. Эффект астеризма четко проявляется лишь на округлой приполированной поверхности. Так как гранат имеет кубическую сингонию, для получения этого эффекта не требуется особой ориентации кристалла. Четырех- или редко встречающаяся шестилучевая звезда будет видна одинаково хорошо в любой точке кристалла. Астеризм граната именно этим и отличается от такового у сапфира и кварца звездчатые сапфир и кварц), имеющих гексагональную систему ориентации (Lex , 1954).

ИНДИЯ. Богатые альмандином бенгальские гнейсы с силлиманитом и кристаллические сланцы относятся к чарнокитовой серии архея. Из коренных пород альмандин практически не извлекается, но из элювиальных и элювиально-делювиальных развалов можно всегда добыть некоторое количество ювелирных камней. В штатах Бихар (район Хазарибаг и Аравелли) и Раджастан (район Кишенгарк) чистые довольно крупные кристаллы альмандина встречаются в крупнокристаллических кварц-биотитовых сланцах.

ОСТРОВ ШРИ ЛАНКА. Скопления ювелирного альмандина приурочены к кристаллическим породам архея – кондалитам кварц-силлиманит-гранатового состава, развитым в виде широкой полосы от юго-западной (район Галле) до северо-восточной (Тринкомали) части побережья острова (рис. 5).

Кроме кондалитов, гранат содержат породы, близкие ортоклазовым гнейсам, состоящим из кварца, полевого шпата (ортоклаза), часто микропертита и альмандина.

Рис.05. Геологическая карта Шри Ланка (фрагмент). По Курей (Cooray, 1967)

1 – пироксеновые амфиболиты и основные чарнокиты; 2 – чарнокиты (от основных до кислых) и чарнокитовые породы; 3 – кристаллические известняки и доломиты; 4 – кварцит, кварц-полевошпатовые сланцы; 5 – гранат-силлиманитовые сланцы, гнейсы и гранулиты; 6 – нерасчелененная серия Хайленд с тектоническими линиями; 7 – граниты.

Альмандинсодержащие кондалиты и гнейсы являются источником крупных россыпей. Коренные месторождения не разрабатывались, лишь небольшое количество альмандина извлекалось из выветрелых гранат-содержащих гнейсов.

Месторождения ювелирного альмандина в кристаллических сланцах и гнейсах (в ассоциации кварц-биотит-силлиманит-гранат-полевой шпат) известны еще во многих странах мира, но не имеют большого промышленного значения.

Б. Экзогенные месторождения ювелирного альмандина

Россыпные месторождения ювелирного альмандина являются основными его поставщиками. Промышленные россыпи, из которых, наряду с драгоценными камнями первого класса добывается и высококачественный альмандин, известны на о.Шри-Ланка, в Индии, Бразилии, Бирме, Испании и на Мадагаскаре.

Альмандин, в силу своей физико-химической устойчивости, накапливается в россыпях различного типа: элювиальных, аллювиальных и прибрежно-морских. Источником для россыпей являются гранат-содержащие кристаллические сланцы и гнейсы, эффузивы и пегматиты. Наиболее широким распространением пользуются россыпи, образованные за счет кристаллических сланцев и гнейсов, поскольку последние пользуются весьма широким развитием и сравнительно легко разрушаются при процессах выветривания.

Россыпи, сформировавшиеся за счет эффузивов и пегматитов, встречаются гораздо реже, в связи с ограниченным развитием этих пород и большей их устойчивостью к разрушению.

1. Элювиальные россыпи альмандина

Остаточные элювиальные россыпи развиваются непосредственно на выходах выветрелых гранатсодержащих кристаллических сланцев и гнейсов, реже пегматитов. Такие россыпи известны в Индии, где они являются основным источником добычи, а также в Бразилии, на островах Шри Ланка и Мадагаскар, в США, в Монголии и др.

2. Аллювиальные россыпи

Как уже отмечалось, аллювиальные россыпи являются в настоящее время основным источником ювелирного альмандина. Наиболее крупные россыпи известны на о. Шри-Ланка и в Бразилии, где альмандин извлекается совместно с драгоценными камнями или благородными металлами.

ШРИ ЛАНКА. Аллювиальные россыпи с драгоценными камнями известны в нескольких районах острова (округ Маскелия, долина Дунбара около г. Канди). Но наиболее многочисленные и крупные месторождения драгоценных камней (Пелмадулла, Раквана, Эйнелийягода, Багангода, Курувита и др.) сосредоточены в районе г.Ратнапура на площади около 2000 км² (рис. 6). Россыпи комплексные; содержат сапфир, хризоберилл, аквамарин, топаз, цветной турмалин, зеленую шпинель, гранат (альмандин), аметист и др. Наряду с драгоценными и полудрагоценными камнями в россыпях встречаются торит, монацит, фергюссонит, самарскит и танталит. Источником россыпей, по-видимому, являются интенсивно метаморфизовашше гнейсы и сланцы, нередко пересеченные пегматитами.

По данным Л.Фернандо (Fernando, 1948), среди аллювиальных россыпей выделяются русловые (долинные) и террасовые. Продуктивные галечниково-гравийные отложения, называемые "иллам" и относящиеся к серии Ратнапура, наблюдаются в виде коротких невыдержанных по простиранию линз, залегающих чаще всего в основании отложений речного аллювия. Иногда галечниково-гравийные отложения подстилаются крупногалечниковым слоем. В целом разрез аллювиальных отложений россыпей представлен переслаивающимися гравием, галечником, песками и глинами (рис. 7). Мощность отложений 1,5-15 м, реже до 30 м. Мощность продуктивного горизонта не превышает 1 м. Возраст отложений верхне-средне-плейстоценовый.

Рис. 06. Карта размещения месторождений драгоценных камней района Ратнапура (о.Шри Ланка). По А.К.Кумарасвейм (Cooray, 1967)

1 – россыпи драгоценных камней, в том числе альмандина

Рис.07. Зарисовки стенок выработок, пройденных на россыпи драгоценных камней (о.Шри-Ланка). По Вейде и Фернандо (Cooray, 1967)

1 – коренные породы; 2 – выветрелые коренные породы; 3 – гравий с драгоценными камнями, в том числе с альмандином; 4 – глина и песчаная глина; 5 – песок; 6 – почва; 7 – косослоистый железистый песок; 8 – песчаный гравий; 9 – торфянистая почва с окаменелым деревом.

Добыча продуктивного "иллама" производится из шурфов. Порода промывается до серого шлиха, который затем разбирается вручную. Из ратнапурских россыпей добыто несколько сот тонн драгоценных камней (Киевленко и др., 1974). Сведения о количестве добытого ювелирного альмандина отсутствуют.

В БРАЗИЛИИ ювелирный альмандин в аллювиальных россыпях встречается в округе Минас-Новас. Здесь в долинах рек и речек развиты комплексные россыпи драгоценных камней: топаза, берилла, аквамарина, хризоберилла, турмалина и альмандина. Продуктивный горизонт "катальхо" представлен кварцевым галечником. Источником россыпей являются развитые в районе кристаллические сланцы и пегматиты.

3. Прибрежно-морские россыпи

Гранатовые россыпи этого типа известны в СССР (Карелия) и в Австралии. Данные по геологии австралийских россыпей в литературе отсутствуют.

Альмандин накапливается непосредственно в полосе прибоя в пляжных россыпях, протягивающихся вдоль берега иногда на несколько километров, при этом отдельные участки побережья приобретают характерную ярко-красную или малиновую окраску.

Как пример рассмотрим россыпь "Гранатового берега", расположенную в Карелии. Гранатом-альмандином обогащены береговые валы, террасы и пляжи. Содержание его в пляжных песках колеблется от 5 до 57%. Альмандин представлен прозрачными неокатанными или слабоокатанными зернами малинового или грязно-бурого цвета, размером до 1,5 см.

ДЕМАНТОИД

Демантоид один из красивых и дорогих гранатов, в природе встречается очень редко. Полдневское и Бобровское месторождения демантоида, расположенные на Среднем Урале, к двадцатым годам нашего столетия были большей частью отработаны старателями.

В последние годы на Бобровском месторождении геологоразведочные работы возобновились. Находки демантоида известны в Италии, в СССР (Закавказье), в республике Заир и Венгрии.

Генезис минерала практически не изучен. По мнению М.А. Кашкая (1939), И.С. Корчагиной и Н. Парсальяна (1966), изучавших армянские проявления, демантоид образуется при воздействии на ультраосновные породы гидротермальных растворов, циркулирующих вдоль ослабленных тектонических зон. Источником гидротерм служат, по их мнению, кислые производные ультраосновной магмы: диориты и кварцевые диориты, выходы которых фиксируются в районе проявлений.

По мнению И.А. Малахова и Л.В. Малаховой (1970), образование демантоида связано с метасоматическими процессами, развивающимися в зонах тектонических нарушений и преобразующими магнетитовые пироксениты в магнетит-антигоритовые и антигоритовые серпентиниты. Эти процессы сопровождаются обычно некоторым привносом железа и магния и существенным выносом кальция.

В соответствии с существующей классификацией (Киевленко и др., 1974) выделяются три типа месторождений демантоида (табл.6). Коренные месторождения этого минерала, видимо, не могут иметь большого практического значения в виду незначительной концентрации минерала в мелких трещинах. Основным источником демантоида до сих пор являлись элювиально-делювиальные россыпи, в рыхлом материале которых происходит концентрация граната и аллювиальные россыпи, где накапливается демантоид с относительно больших площадей.

1. Зоны мелких минерализованных демантоидом трещин в серпентинизированных ультраосновных породах

К этому типу относятся отечественные месторождения Полдневское и Бобровское на Урале и проявления в Закавказье.

Таблица 6.

ПРОМЫШЛЕННО-ГЕНЕТИЧЕСКАЯ КЛАССИФИКАЦИЯ МЕСТОРОЖДЕНИЙ ЮВЕЛИРНОГО ДЕМАНТОИДА

Характерными особенностями этого типа является локализация демантоида в мелких трещинах, минерализованных, помимо демантоида, магнетитом, минералами группы серпентина, кальцитом, арагонитом и магнезитом. Минерализованные трещины занимают локальные участки в зонах повышенной трещиноватости, которые прослеживаются на расстояния в несколько километров при ширине 200-300 м. Зоны трещиноватости обычно развиваются в краевых частях массивов и нередко оперяют крупные разломы. Размеры трещин по простиранию не превышают 1 м, а по ширине – 2-3 см. Размеры овальных зерен и редких кристаллов демантоида измеряются долями миллиметра и достигают 3 мм; изредка встречаются индивиды в 6-10 мм. Для демантоида характерны включения магнетита, серпентина; зерна обычно окаймлены волокнистым серпентинитом.

ПОЛДНЕВСКОЕ месторождение, расположенное на Среднем Урале в верховьях р.Бобровки, открыто в конце XIX в. В начале нашего столетия (1900-1912 гг.) месторождение интенсивно отрабатывалось. Отсюда на мировой рынок поступали крупные очень красивые ювелирные демантоиды. Степень отработки месторождения сейчас определить трудно.

Полдневское месторождение расположено в северо-западной части Каркодинского габбро-перидотитового массива; здесь развиты серпентинизированные пироксениты (диаллагиты) и серпентиниты, обладающие характерной параллелепипедальной отдельностью. Наиболее выражены трещины отдельности с простиранием 3-5° и падением на северо-восток под углом 85°. Вдоль трещин перидотиты интенсивно серпентизированы, наблюдаются толстые пленки серпентина, переходящего в волокнистый хризотил (метаксит); в породах вдоль трещин отмечается пористость и окремнение. В серпентинитах трещины вы­полнены, в основном, метакситом. Г.Н. Вертушков, изучавший месторождение в 1932 г., отмечает, что демантоид встречается в небольших трещинах, ориентированных параллельно наиболее выраженной системе отдельности пироксенитов и серпентинитов. Наиболее типичны трещины линзообразной формы, длиной по простиранию и падению

40-45 см и шириною 2-3 см, с более мелкими оперяющими трещинками. Демантоид образует на стенках трещин небольшие скопления в форме "куста" или "цепочки". Форма зерен овальная, кристаллические грани почти неразличимы. Кроме демантоида встречаются арагонит в виде радиально-лучистых сферолитовых образований, крупнокристаллический кальцит, налеты водных силикатов магния и серовато-белый землистый магнезит.

БОБРОВСКОЕ месторождение расположено в 150 км северо-западнее Полдневского в левом борту долины р.Малой Бобровки (рис.8). Россыпная часть месторождения открыта и интенсивно разрабатывалась в конце XIX в. Демантоид в коренном залегании обнаружен лишь в 1960 г. А.В. Глазковым; этот минерал приурочен к системе сближенных, круто- и пологопадающих мелких трещин юго-восточного простирания, развитых по контакту дунитов и пироксенитов в западной части Нижне-Тагильского дунитового массива. Вмещающие породы – дуниты, пироксениты, интенсивно изменены и превращены в брусит-антигоритовые и магнетит-антигоритовые серпентиниты. Демантоид встречен в трещинах мощностью 5-25 см, выполненных серовато-белым волокнистым серпофитом и глинистой массой. Реже демантоиды наблюдаются в зальбандах трещин в зоне измененных пород. Распределение демантоидов по трещине неравномерное; часто наблюдаются сростки мелких зерен, образующих агрегаты размером 3x5 мм. Размеры зерен редко превышают I мм. Демантоиды из трещин прозрачны и окрашены в бледно-зеленый и желтовато-зеленый цвета, а из вмещающих пород обычно бурые или серовато-зеленые непрозрачные так же замещаются по микротрещинам антигоритом и магнетитом.

К этому же геолого-промышленному типу относятся проявления демантоида в Закавказье, расположенные к северо-востоку от о.Севан (Даринское в Армении и Шах-Дагское в Азербайджане).

На Даринском проявлении демантоиды обнаружены в прожилках хризотил-асбеста, развитых по системе тектонических трещин и трещин отдельности в пределах южного эндоконтакта Джил-Сатанахачского массива улыраосновных и основных пород.

Рис.08. Геологическая карта района Бобровского месторождения демантоида (палеозойский фундамент). По А.Сыркину (1972-1975г.)

1 – аллювиальные отложения: пески, глина, галечники; 2 – плагиоклазовые и пироксен-плагиоклазовые порфириты; 3 – полосчатые амфибол-полевошпатовые породы; 4 – зеленые хлорит-карбонатные породы; 5 – слюдисто-кварцевые, углисто-кварцевые, глинисто-филлитовые сланцы; 6 – кварцевые конгломераты и сливные кварциты; 7 – пироксениты; 8 – дуниты; 9 – габбро, габбро цоизит-актинолитовое, плойчатое; 10 – габбро роговообманковое; 11 – коренное проявление демантоида; 12 – россыпное месторождение демантоида; 13 – разрывные нарушения; 14 – зона развития брусит-антигоритовых, магнетит-антигоритовых серпентинитов.

Длина прожилков по падению и простиранию не превышает 1 м, а мощность колеблется от 1 до 15 см. Демантоид образует прекрасные ромбоэдры размером от долей до 1,5 мм, реже более. Цвет демантоида нежно-зеленый, фисташковый, изредка встречаются изумрудно-зеленые разности. Кристаллы прозрачны и чисты, включений не содержат.

На Шах-Дагском проявлении скопления демантоида отмечены в мелких параллельных трещинах, выполненных зеленовато-желтым метакситом и карбонатом. Размер зерен демантоида от 1 до 5 мм.

2. Экзогенные (россыпные) месторождения демантоида

Среди россыпных месторождений демантоида на Среднем Урале известны элювиально-делювиальные (увальные) и аллювиальные (русловые и террасовые). Это россыпи ближнего сноса, расположенные около коренных источников. Увальные россыпи всегда богаче русловых и террасовых, что обусловлено, видимо, меньшей площадью разноса материала. Распределение демантоида в россыпях неравномерное, "кустовое" или "струйчатое", причем наиболее резкие колебания содержания отмечалось вкрест простирания россыпи. По разрезу рыхлых отложений распределение демантоида также неравномерно. Наибольшая концентрация (до 100 г/м³) отмечалась в песках, залегающих на плотике, причем в средней их части. В верхней и средней частях разреза россыпи содержание убогое: от единичных зерен до 0,7 г/м³. Помимо демантоида, в россыпях встречались золото и платина.

Россыпи ПОЛДНЕВСКОГО месторождения относятся к русловым аллювиальным россыпям и располагаются по рекам Хризолитка и Бобровка. Протяженность россыпи около 9 км, ширина до 500 н. Она сложена современным аллювием, разрез которого представлен следующими разностями пород (Мельникова, 1956 г.): 1) растительный слой до 0,15 м;

2) бурая глина слабо песчанистая, вязкая, с остроугольными обломками вмещающих пород, мощность до 1,0 м; продуктивные пески серого и буровато-серого цвета, грубозернистые, с большим количеством гальки и незначительным содержанием глинистого материала, мощность до 0,90 м. Вместе с демантоидом в песках встречаются золото, хромит, магнетит и др.

Промышленная часть россыпи, видимо, полностью отработана старателями в конце XIX – начале XX в. Сведения о строении россыпи, запасах и содержании демантоида не сохранилось. Однако известно, что россыпи здесь были богаче Бобровских и демантоид был в них лучшего качества.

Россыпи БОБРОВСКОГО месторождения расположены в непосредственной близости от коренных источников. Они открыты в 1855 г., в следующие 70 лет интенсивно отрабатывались старателями. Не отработанными являются целики и бортовые части россыпей. О количестве добытого демантоида сохранились лишь самые отрывочные сведения. Известно, что в 1912 г. было добыто 86,6 кг, в 1913 г. – 104,0 кг, а за 6 месяцев 1914 г. – 16,7 кг качественных кристаллов (Киевленко и др., 1974).

В 1972-1974 г. на Бобровских россыпях были проведены ревизионные работы (Черемицын, Сыркин, 1972-1974 гг.). По данным этих работ перспективы россыпи ограничены.

Месторождение объединяет три россыпи демантоида: элювиально-делювиальную (увальную) россыпь по р. Малой Бобровке и две аллювиальные третьей и второй надпойменных верхнеплейстоценового возраста террас долины р. Большая Бобровка.

Элювиально-делювиальная россыпь находится в левом борту долины реки; протяженность россыпи 450-500 м и ширина 20-100 м. Продуктивный горизонт россыпи - красноцветные супеси и глины плиоцена (кустанайская свита) мощностью 1,0-2,5 м, залегающие на выветрелых породах палеозоя. Демантоидоносный горизонт перекрыт глыбово-щебенистым материалом днепровского горизонта и современным делювием общей мощностью 2,5-10,0 м.

Распределение демантоида в россыпи кустовое и гнездовое. Содержание высокое, достигающее местами 100 г/м³. Россыпь практически отработана.

Россыпь третьей надпойменной террасы расположена в правом борту долины реки. Протяженность россыпи до 2,5 км, ширина 50-60 м. Продуктивный горизонт мощностью до 3,5 м представлен аллювиальными галечниками и песками с прослоями алевритов и перекрыт суглинками и глинами мощностью 6,5-8,5 м. Демантоид из россыпи извлекался попутно.

Россыпь второй террасы расположена ниже современного уреза воды и повсеместно перекрыта отложениями поймы мощностью 2-3 м. В разрезе террасы выделяются песчано-галечниковые отложения и перекрывающие их иловатые темно-серые глины с маломощными линзочками песка и гравия. Суммарная мощность отложений террасы не превышает 6 м. Продуктивными являются песчано-галечниковые отложения, залегающие в основании террасы. Мощность горизонта от 0,5 м в бортовых частях до 1,0-1,5 в тальвеге при ширине 100-150 м.

Демантоид распределяется по всей мощности пласта относительно равномерно. Наибольшая изменчивость в распределении демантоида отмечена вкрест и по простиранию россыпи. В россыпи преобладают демантоиды размером до 4 мм (составляют более 80%); более крупные камни встречаются довольно редко. Степень окатанности зерен различная: хорошо окатанные индивиды встречаются сравнительно редко, значительно чаще наблюдаются слабоокатанные зерна изометричной формы, со сглаженными углами и гранями, цвет демантоида желто-зеленый, зеленый, голубовато-зеленый, бурый. Зерна бурого цвета обычно трещиноваты и переполнены включениями. Окраска зерен часто неравномерная. Более ярко окрашена центральная часть кристалла. Характерными дефектами являются включения магнетита, хромшпинелидов, хризотил-асбест и трещиноватость зерен.

1. ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ ПРЕДПОСЫЛКИ И ПОИСКОВЫЕ ПРИЗНАКИ МЕСТОРОЖДЕНИЙ ЮВЕЛИРНЫХ ГРАНАТОВ

ПИРОП

1. Геологические предпосылки

Основным геологическим фактором, контролирующим формирование и размещение месторождений пиропа, связанных с кимберлитами и эруптивными базальтоидными брекчиями, является тектоно-магматический.

Все кимберлитовые трубки относятся к раннемагматическим образованиям и являются производными щелочно-ультраосновного магматизма областей активизации древних платформ и щитов и как исключение геосинклинальных областей. Характерной чертой кимберлитовых трубок является цементация эруптивной и кластической брекчии кимберлитом – типичной порфировидной породой ультраосновного ряда, возникшей в условиях высоких давлений. Все породы, выполняющие трубки – эруптивная брекчия ( обломки вмещающих пород), кластическая кимберлитовая брекчия (обломки кимберлита) и кимберлит – претерпели интенсивный автометаморфизм под влиянием нижележащей кимберлитовой магмы (Трофимов, 1968).

Учитывая, что изучением кимберлитов занимается ряд ведущих геологических организаций и институтов СССР (ЯГУ, НИИГА, СО АН СССР, ВСЕГЕИ, ВАГТ и многие другие) и накоплен огромный материал по геологии этих месторождений и методике их поисков и освоения, рассматривать в настоящей работе геологические предпосылки и по­исковые признаки вряд ли целесообразно. Тем более, что уже есть целый ряд специальных работ (Рожков, 1963; Боткунов, 1964; Трофимов, 1964; Милашев, 1965; Сарсадских и др., 1968 и др.), где все эти вопросы в той или иной мере освещены.

Определенный генетический и практический интерес имеют пиропоносные вулканические трубки Средне-Чешских гор. Как уже отмечалось, до открытия африканских кимберлитов, чешские месторождения играли основную роль в добыче ювелирного пиропа. Эти месторождения не утратили значения и в настоящее время, так как являются практически единственным генетическим типом месторождений, где пироп является основным, а не попутным, компонентом.

Вулканические трубки размещаются на площадях развития эффузивного (базальты, тефриты, нефелиниты и т.п.) и глубинного (эссекситы, сиениты и т.п.) магматизма, проявленного в складчатых обрамлениях срединных массивов (Чешское Среднегорье) или платформ (Минусинская впадина). Все они локализуются вдоль зон глубинных разломов.

Трубки Средне-Чешских гор выполнены эруптивной брекчией прорванных ими пород: обломками осадочных пород мелового возраста, подвергшимися незначительному обжигу с остатками обугленной древесины, базальтов, гнейсов, пиропоносных перидотитов, эклогитов и слагающих эти породы минералов. Цемент трубок недостаточно изучен, но имеются указания (Сикора, 1952), что преимущественно его состав карбонатный. В ряде трубок наблюдается цементация об­ломков пород и минералов базальтами. Этот факт позволил В.С. Трофимову (Трофимов, 1966) генетически связать  чешские вулканические трубки с базальтовым магматизмом. Тем более, что в районе распространения трубок развиты базальтовые туфы с обломками пиропоносных перидотитов.

Таким образом, благоприятными для развития пиропоносных вулканических трубок взрыва являются складчатые обрамления срединных массивов и краевые зоны древних платформ с широким проявлением базальтового магматизма (эффузивного и в меньшей степени интрузивного).

Большой практический интерес представляют россыпные месторождения пиропа и особенно россыпи ближнего сноса (элювиальные, делювиальные и аллювиальные).

Для этих россыпей характерны наибольшие концентрации пиропа, так как будучи хрупким минералом, он не выдерживает длительных транспортировок и быстро измельчается. Это обстоятельство может быть использовано для отыскания коренных проявлений при наличии более легко выявляемых россыпей.

Пироп является очень устойчивым к выветриванию минералом и сохраняется даже в верхних горизонтах химической коры выветривания.

Для элювиальных и делювиальных россыпей характерны конусообразные плащи и шлейфы. Содержание полезного компонента уменьшается по мере удаления от коренного источника.

Аллювиальные россыпи приурочиваются к современным или древним речным долинам. Наиболее благоприятными для образования этих россыпей являются области развития интенсивной эрозии и дезинтеграции пород.

Как уже отмечалось, среди аллювиальных россыпей выделяются долинные и террасовые. Первые разделяются на русловые и носовые россыпи. Русловые обычно располагаются на участках перегибов плесов и перекатов, примыкающих к стержневой зоне. Русловые россыпи характеризуются большей концентрацией тяжелой фракции аллювиаль­ного материала, в том числе и пиропа, распределение которого определяется морфологией плотика (западины, неровности и т.п.).

В косовых россыпях распределение пиропа определяется формой и местоположением кос. Прибрежные речные косы ровных участков русел обогащены в головных частях. Серповидные косы излучин рек обогащены в средних частях, островные косы вытянутой формы – только в головных частях, а островные поперечные косы обогащены почти равномерно по всей площади.

В россыпях всех типов пироп (как и алмаз) ассоциирует с грубообломочным материалом. Продуктивные горизонты элювиальных и делювиальных россыпей представлены песчано-галечниково-глинисто-щебнистым материалом, а аллювиальных – галечниковым и валунно-галечниково-песчано-глинистым. Среди существенно песчаных и глинистых отложений скопления пиропа не известны.

В шлихах пироп концентрируется в тяжелой фракции и легко диагностируется по яркому красному цвету. Минералами-спутниками являются пикроильменит, магнетит, хромдиопсид и др.

2. Поисковые признаки

Прямым признаком месторождений пиропа являются находки пиропа в коренном залегании или во вторичных ореолах рассеяния.

Основными косвенными признаками месторождений пиропа первого и второго промышленно-генетических типов (и связанных с ними россыпей) являются находки обломков кимберлита и минералов-спутников: пикроильменита, оливина и магнетита или обломков базальтовой эруптивной брекчии и минералов-спутников – пироксена, ильменита, рутила и циркона соответственно.

АЛЬМАНДИН

1. Геологические предпосылки

Как уже отмечалось, несмотря на широкое распространение альмандина в природе, ювелирные его разности встречаются довольно редко. Из выделенных трех промышленно-генетических типов коренных месторождений ювелирного альмандина метамррфогенный является наиболее значимым промышленным типом. Но даже и в этом случае ювелирный гранат извлекается попутно при разработке абразивного граната. Единственным примером, где ювелирный альмандин является "равноправным" компонентом, служит месторождение Форт Врангель (США, Аляска).

Месторождения, связанные с эффузивами и пегматитами, распространены нешироко и очень плохо изучены, поэтому геологические предпосылки рассматриваются только для метаморфогенного типа.

Исходя из условий формирования месторождений ювелирного альмандина, основным геологическим фактором, контролирующим его размещение, является литолого-метаморфический.

Метаморфогенные месторождения ювелирного альмандина располагаются, в основном, на щитах: Балтийском – месторождения Карелии (СССР) и Финляндии, Индийском – Индия и Шри Ланка, Канадском – месторождения западного побережья Гренландии, где эти месторождения связаны с метаморфическими комплексами архея и протерозоя. Реже месторождения встречаются в складчатых областях (Форт Врангеля, США; Урал, СССР), где они размещаются уже среди палеозойских кристаллических сланцев.

Альмандин формируется в широком диапазоне метаморфических условий (от амфиболитовой фации до гранулитовой) и различного вещественного состава исходных пород. Ювелирные разности альмандина образуются, в основном, в амфиболитовую фацию регионального метаморфизма глинистых или существенно глинистых пород, которые преобразуются в различные виды гранатсодержащих пород (гранат-биотитовые, силлиманит-гранат-биотитовые, гранат-силлиманитовые и т.п. сланцы и гнейсы). Во всех названных породах постоянно присутствуют в переменных количествах кварц и полевые шпаты. Характерными минералами-спутниками являются силлиманит и биотит, а индекс-минералами – биотит, гранат и силлиманит.

Для большинства месторождений альмандина характерна ассоциация силлиманит-гранат-биотит (СССР, Индия, Шри Ланка), менее распространена ассоциация гранат-биотит (США, Форт Врангель). На наиболее изученных месторождениях исследователями постоянно отмечается укрупнение зернистости пород, в том числе и граната (Форт Врангель, США; Кительское, СССР), что согласуется с представлением С. Бресслера (Bressler, 1950) о двухэтапном формировании месторождений альмандина, когда гранатсодержащие породы подвергаются локальным процессам перекристаллизации. Источником растворов

при этом могут служить развитые в районах месторождений интрузивные породы (граниты, диориты) или сами метаморфические породы (возникновение зон регрессивного метаморфизма и т.д.). Причины, обусловливающие возникновение в одних случаях прозрачных, а в других – непрозрачных кристаллов, практически не изучались. Предполагается, что наиболее благоприятными условиями для формирования ювелирного альмандина являются медленная кристаллизация при постоянной скорости роста, граневый тип роста, статические условия, однородность исходных глинистых пород, высокая температура и т.д. (Раст, 1967). В природе редко выдерживается постоянство столь многих факторов, поэтому, видимо, и не известны месторождения собственно ювелирного альмандина. Выявление благоприятных условий формирования ювелирного граната в процессе геологоразведочных работ не представляется возможным в связи с совместным нахождением и ювелирных и абразивных разностей альмандина.

Роль магматических образований (гранитов, диоритов и т.п.) в формировании метаморфогенных месторождений альмандина надежно не установлена. Однако наличие в районах известных месторождений интрузий кислого и среднего составов (Кительское, Форт Врангель; и предположение о воздействии постмагматических растворов на гранатсодержащие породы (Форт Врангель) заставляют придавать магматическим образованиям определенное (видимо, не решающее) значение.

Россыпные месторождения ювелирного альмандина наиболее широко распространены в районах развития гранатсодержащих пород, претерпевших механическое или химическое выветривание площадного типа (Шри Ланка; Индия).

Элювиальные россыпи располагаются на коренных выходах продуктивных пород (сланцев и гнейсов) при условии пологого рельефа и по площади соответствуют выходу коренного источника в плане. В случае некоторого уклона рельефа могут образоваться элювиально-делювиалъные шлейфы.

В аллювиальных россыпях альмандин накапливается в русловых (долинных) и террасовых галечниково-гравийных и галечниковых отложениях. Гранатоносные отложения концентрируются в приустьевых частях ручьев и речек – притоков главной долины.

2. Поисковые признаки

Прямым поисковым признаком месторождений альмандина являются находки прозрачных красиво окрашенных кристаллов альмандина в коренном залегании и вторичных ореолах рассеяния. Размеры кристаллов и их обломков не лимитируются.

Косвенным признаком могут служить находки альмандина любого качества в связи с эффузивами, гранитными пегматитами и кристаллическими сланцами.

ДЕМАНТОИД

1. Геологические предпосылки

Эндогенные месторождения демантоида пространственно и генетически связаны с ультраосновными породами и поэтому основным геологическим фактором, контролирующим образование и размещение демантоида, является тектоно-магматический.

Зоны глубинных разломов контролируют размещение ультраосновных массивов, которые фиксируют направление разломов и образуют крупные гипербазитовые пояса (Каркодинский демантоидоносный габбро-перидотитовый массив входит в состав гипербазитового пояса западного склона Урала). Массивы ультраосновных пород, как правило, представляют собой крупные зональные интрузии пластовой или лакколитообразной формы со сложным составом пород – от ультраосновного до кислого. Продуктивными вмещающими породами являются серпентинизированные дуниты, пироксениты (диаллагиты), перидотиты и серпентиниты. Характерной особенностью этих пород является серпентинизация, проявленная в две стадии: автометаморфическую "дорудную" и аллометаморфическую, развивающуюся вдоль тектонических зон и трещин и обусловившую формирование прожилков серпофита, метаксита (Урал) и хризотил-асбеста (Закавказье), в том числе и демантоидоносных.

В габброидных и более кислых породах демантоид не встречается.

Месторождения демантоида размещаются в зонах повышенной трещиноватости в краевых частях ультраосновных массивов. Демантоид локализуется в мелких трещинах, группирующихся в небольшие продуктивные зонки, дискретно расположенные в основной зоне. Среди трещин преобладают трещины отдельности (месторождения Урала), менее распространены тектонические трещины (проявления Закавказья), развивающиеся в зонах трещиноватости, оперяющих разломы.

Таким образом, благоприятными для обнаружения месторождений демантоида являются краевые зоны ультраосновных массивов, претерпевших авто- и аллометаморфическую серпентинизацию дунитов, перидотитов, пироксенитов и т.п.

Для россыпных месторождений демантоида характерна локализация в верховьях долин мелких речек, примыкающих к коренному источнику. Все россыпи демантоида являются россыпями ближнего сноса, так как демантоид относится к хрупким минералам и не выдерживает длительной транспортировки. Россыпи демантоида возникают преимущественно в областях с преобладающим развитием физических кор выветривания (Средний Урал). В условиях химических кор, особенно их нижних горизонтов, демантоид неустойчив, так как содержит закисное железо. Видимо, этой же причиной объясняется молодой, четвертичный возраст россыпей демантоида.

В разрезах продуктивных горизонтов (пески, песчано-глинистые и песчано-галечниковые отложения) россыпей Полдневского и Бобровского месторождений демантоид располагается выше надплотикового горизонта в плохо отсортированных песках со значительным содержанием глинистого материала и обломков вмещающих пород.

При таком распределении демантоида характер плотика (карманы, западины) не влияет на его локализацию.

2.Поисковые признаки

Месторождения демантоида крайне редки и слабо изучены, а поэтому очень трудно наметить их поисковые признаки (кроме прямых).

К прямым поисковым признакам относятся находки, кристаллов, зерен демантоида и их обломков любого качества, размера и количества в коренном залегании или во вторичных ореолах рассеяния (высыпках, развалах, россыпях).

В качестве косвенных признаков можно рассматривать зоны трещиноватости в краевых частях ультраосновных массивов с непротяжёнными маломощными трещинами, выполненными серпофитом, метакситом и хризотил-асбестом. Сопутствующие минералы представлены магнетитом, антигоритом, арагонитом, кальцитом и магнезитом.

IV. МЕТОДИКА ПОПУТНЫХ ПОИСКОВ ПИРОПА, АЛЬМАНДИНА И ДЕМАНТОИДА

1. Проектирование и проведение попутных поисков

Как уже отмечалось, ювелирные гранаты образуют или самостоятельные месторождения и являются основными компонентами при их разработке (демантоид, пироп из трубок взрыва и т.д.), или извлекается попутно (пироп из кимберлитовых трубок, альмандин из месторождений метаморфогенного типа и др.).

Для попутно извлекаемых гранатов методика попутных поисков сводится к определению качества как ювелирного сырья в соответствии с существующими стандартами.

Для месторождений собственно ювелирных гранатов (месторождения демантоида, вулканические рубки взрыва и элювиальные россыпи пиропа, аллювиальные месторождения альмандина и др.) попутные поиски начинаются с момента проектирования, когда на основании анализа благоприятных геологических факторов выбираются площади для проведения попутных поисков.

Как уже отмечалось, месторождения демантоида, наиболее ценного и редко встречающегося граната, обычно размещаются в эндоконтактовых зонах серпентинизированных ультраосновных массивов (дунитов, пироксенитов), в зонах повышенной трещиноватости.

Для месторождений пиропа второго промышленно-генетического типа – вулканические трубки взрыва – благоприятны области складчатых обрамлений срединных массивов и древних платформ с широким развитием базальтоидного магматизма, особенно эффузивного, и его жерловой фации (трубок взрыва). В подобной геологической ситуации в СССР известны пиропоносные трубки взрыва в Минусинской впадине.

Метаморфогенные месторождения альмандина размещаются в областях развития метаморфических пород амфиболитовой фации регионального метаморфизма – кристаллических сланцах и гнейсах. Эти породы нередко содержат альмандин в значительных количествах. Однако такие скопления (проявления) не представляют какого-либо практического интереса в виду фактической неизвлекаемости альмандина из скальных пород. Такие районы могут быть перспективными на россыпные месторождения, где происходит не только "высвобождение" альмандина, но и его гранулометрическое фракционирование (в аллювиальных россыпях).

На выделенные в процессе проектирования потенциально перспективные площади наносятся все известные места находок гранатов, выявленные ранее (при съемках, поисках и т.д.).

При проведении съемочных и геологоразведочных работ по основному геологическому заданию на выделенных при проектировании площадях проводятся попутные поиски ювелирных гранатов и в первую очередь на участках прямых их находок или проявления косвенных признаков. Следует еще раз подчеркнуть, что из ювелирных гранатов наиболее дорого стоит демантоид, выявлению проявлений которого должно быть уделено особое внимание.

Масштаб попутных поисков должен соответствовать масштабу работ по основному заданию, но на участках обнаружения прямых или косвенных признаков ювелирных гранатов масштаб поисков должен укрупняться для выявления минерализованных объектов (проявлений, отдельных тел или участков зон, продуктивных пластов и т.п.).

При проведении попутных поисков на демантоид, учитывая незначительные масштабы его оруденения, необходимо достаточно внимательно оконтуривать и прослеживать зоны трещиноватости с прожилками серпофита, метаксита и хризотил-асбеста с включениями сопутствующих демантоиду минералов: магнетита, антигорита, арагонита, кальцита и магнезита. Следует отметить, что демантоид (или признаки ему сопутствующие) может быть обнаружен при изучении шлифов.

При картировании или опоисковании кристаллических сланцев и гнейсов фиксируются участки развития пород, обогащенных альмандином, силлиманитом, биотитом, а также характеризующихся укрупнением зернистости и особенно увеличением размеров зерен гранатов. На таких участках при наличии коры выветривания или дезинтеграции пород могут быть обнаружены промышленные россыпи.

На площадях развития жерловой фации базальтоидного вулканизма фиксируются признаки, указывающие на возможное присутствие здесь трубок взрыва (тела овальной формы с вертикальными рвущими контактами, выполненные брекчией, выхода и высыпки брекчированных пород, отличающихся по составу от пород, выходящих на поверхность и т.д.).

При рассмотрении промышленно-генетических типов месторождений пиропа, альмандина и демантоида неоднократно подчеркивалось большое практическое значение россыпей этих гранатов. Для пиропа большое значение имеют элювиальные и делювиальные россыпи, для альмандина элювиальные (при площадных корах выветривания) и особенно аллювиальные, для демантоида – элювиально-делювиальные и аллювиальные. Все аллювиальные россыпи являются россыпями ближнего сноса и это обстоятельство необходимо учитывать и рассматривать как возможность отыскания коренных объектов по россыпям и наоборот. В практике известны случаи, когда в районах развития непромышленных коренных месторождений развиваются промышленные россыпи. Характерным примером являются россыпные месторождения демантоида (Бобровское, Средний Урал). Учитывая все сказанное, при проведении попутных поисков необходимо тщательно обследовать речные долины, их склоны и аккумулятивные террасы с учетом особенностей строения россыпей каждого из гранатов и распределения в этих россыпях кристаллосырья.

на участках, где обнаружены прямые или косвенные признаки гранатов следует проводить дополнительные исследования: маршрутное исхаживание, проходка легких горных выработок (копуш, канав, мелких шурфов). При возможности могут быть применены геофизические (магниторазведка, электроразведка и др.) методы (выявление зон трещиноватости, трубок взрыва и т.д.).

Объем и количество горных работ не регламентируется, а определяется в каждом конкретном случае геологической обстановкой, из расчета необходимости отбора проб (или пробы) для определения качества сырья.

В задачу попутных поисков входит лишь качественная оценка выявленных проявлений. Отбор проб с каждого объекта производится для определения качества сырья и установления соответствия его существующим техническим стандартам.

Отбор проб из рыхлых отложений производится валовым способом с последующей промывкой до серого шлиха. Учитывая широкое распространение альмандиноносных кристаллических сланцев, пробы из них берутся лишь в случае присутствия красиво окрашенных (ярких тонов), прозрачных кристаллов, размеры которых соответствуют (или близки) стандартный. Пиропы из россыпей также должны обладать хотя бы минимальными ювелирными качествами, интересны и мелкие их кристаллы, сохранившие естественные грани, которые могут использоваться без дополнительной обработки. Кристаллы и зерна демантоида включаются в пробы независимо от их цвета, размера и прозрачности. Отобранные пробы направляются в установленном порядке курирующей экспедиции (Инструкция...,1973). При обнаружении проявлений малоизученных промышленно-генетических типов месторождений гранатов (альмандиноносных эффузивов, пегматитов и др.), а также гранатов, не образующих самостоятельных месторождений (см. гл. 1), для которых отсутствуют какие-либо материалы по методике оценки, следует руководствоваться общепринятыми поисково-оценочными методами.

2. Принципы перспективной оценки проявлений и площадей

Для оценки перспектив обнаруженных проявлений необходимо установить: наличие (пироп, альмандин) или возможность получения (демантоид) качественного сырья; интенсивность развития гранатовой минерализации и масштабы оруденения; принадлежность проявления к определенному промышленно-генетическому типу.

Качество сырья определяется по пробам, в результате обработки которых определяется соответствие зерен и кристаллов граната отраслевому стандарту, сортность, а в необходимых случаях его технологические свойства. Главными параметрами качества гранатов являются интенсивность и тон окраски, прозрачность и размер кристаллов и зерен. Следует отметить еще раз, что на стадии попутных поисков не всегда можно выявить объекты с кондиционным сырьем.

В рассматриваемом руководстве к таким камням относится демантоид, о присутствии которого можно судить по наличию некачественных индивидов или даже косвенных признаков. Для пиропа, и особенно альмандина из кристаллических сланцев, только наличие качественных кристаллов позволяет положительно оценить проявление.

Об интенсивности развития минерализации и масштабах оруденения можно судить по числу и размерам продуктивных тел (трубок, минерализованных трещин, слоев и т.д.), а также по протяженности рудоконтролирующих структур, пластов, тектонических зон.

Отнесение проявления к тому или иному промышленно-генетическому типу производится по характерным особенностям типов, рассмотренных выше.

По завершению попутных поисков на площади, определяются ее перспективы, исходя из наличия положительно оцененных проявлений (см. оценку перспектив проявлений), а также масштабов оруденения. Масштаб оруденения должен рассматриваться дифференцированно относительно разных гранатов. Так единичные проявления пиропа и альмандина не могут определить перспективы площади, в то время как даже единичные проявления демантоида могут вывести площадь в разряд перспективных.

Площади и проявления гранатов, получившие положительную оценку по совокупности геологических и поисковых предпосылок, передаются специализированной организации в порядке, установленном выше названной инструкцией.

ЛИТЕРАТУРА

БОБРИЕВИЧ А.П. и др. Алмазные месторождения Якутии. М. Госгеолтехиздат, 1959.

БОЛЛ С. Геологическое и географическое распространение драгоценных камней. -Горный журнал, 1923, № 7, 8, 9.

БОТКУНОВ А.И. Некоторые закономерности распределения алмазов в трубке Мир . -Зап. Всес. Мин. об-ва, 1967, ч.93, вып.4.

Бюлл. иностр. ком. информ. (БИКИ), 1975, № 1-27.

ДЮ-ТОЙТ А. Геология Южной Африки. М., ИЛ, 1957.

ИНСТРУКЦИЯ по проведению попутных поисков месторождений цветных камней (ювелирных, ювелирно-поделочных, поделочных и декоративно-облицовочных), М., 1973.

КАШКАЙ М.А. О демантоиде из ультраосновных пород Азербайджана. -Доклады АН СССР, 1939, т. 22, № 8.

КИЕВЛЕНКО Е.Я., СЕНКЕВИЧ Н.Н., ГАВРИЛОВ А.П. Геология месторождений драгоценных камней. М., "Недра", 1974.

КОПЕЦКИЙ Л. Об алмазоносности Чешского массива. -Изв. АН СССР, серия геолог., 1960, » 12.

КОРЧАГИНА И.С., ПАРСАЛЬЯН Н. О находках демантоида в асбестовых прожилках Даринского месторождения (Северная Армения). -Зап. Арм. отдел. Всес. мин. об-ва, 1966, вып. 3.

КРАЛ Р. Кимберлиты Чешского Среднегорья. - В сб. "Магматические формации", М., "Наука", 1964.

КРАЛОВА М. Пиропы из гранат-пироксеновых перидотитов Чешского Среднегорья. Известия АН СССР, серия геол., 1965, № 10.

КРАЛОВА М., КРАЛ Р., ФИАЛА И. Пиропы из карбоновых отложений Чеиского Среднегорья. Известия АН СССР, серия геол., 1964, № 4.

ЛАЗЬКО Е.Е. К вопросу о происхождении граната в кимберлитах трубки Удачная. -Зап. Всес. мин. об-ва, 1971, 2 серия, ч.100, вып.6

ЛИТИНСКИЙ В.А. Ореолы и потоки рассеяния продуктов разрушения кимберлитовых тел. -Труды НИИГА, т. 132, 1962, вып.4.

МАЛАХОВ И.А., МАЛАХОВА Л.В. Нижне-Тагилъский пироксенит-дунитовый массив и вмещающие его породы. -Труды ин-та геологии и геохимии АН СССР УФ, Свердловск, 1970, вып.83.

МИЛАШЕВ В.А. Петрохимия кимберлитов Якутии и факторы их алмазоносности. Л., "Недра", 1965.

PACT H. Образование центров кристаллизации и рост метаморфических минералов. - В сб."Природа метаморфизма", М.,"Мир",1967.

РОЖКОВ И.С. Геологические особенности алмазных месторождений и задачи научных исследований. -Труды Якут.фил-ла СО АН СССР, серия геол., 1963, № 9.

САРСАДСКИХ Н.Н. и др. Субпровинции и комплексы кимберлитов и пикритовых порфиритов (Расчленение и классификация кимберлитов). - В сб."Магматические и метаморфические образования Сибири", 1968.

СИКОРА Л. Пироповые месторождения Средне-Чешской возвышенности. - В сб.трудов практич.геол., Прага, Природоведческое изд-во, 1952.

ТРОФИМОВ B.C. Кимберлитовая формация и ее алмазоносность. - В сб."Магматические формации", М., "Наука", 1964.

ТРОФИМОВ B.C. О кимберлитах Чешского Среднегорья. -Изв. АН СССР, серия геол., 1966, № 11.

ТРОФИМОВ B.C. Форма, размеры и состав кимберлитовых тел. -Советская геология, 1968, № 11.

ТРОФИМОВ B.C. Особенности строения некоторых зарубежных кимберлитовых трубок взрыва. -Разведка и охрана недр, 1971, № 1.

ХАРЬКИВ А.Д., АБАГИНСКАЯ Ю.А. Гранаты оранжево-красного цвета из кимберлитов Якутии и их генетические особенности. -Геология и геофизика, 1975, № 3.

AITKENS I. Garnets (Gemstones).-Bureau  of Mines Information Circular, № 6494, 1931.

BRESSLER C.T. Garnet deposits near Wrangell, South-Eastern Alaska. -Washington, US gov. print, cff 1950.

COORAY P.G. An introduction to the Geology of Ceylon. -Colombo, Ceylon, 1967.

FERNANDO L.J.D. The Geology and  mineral resources of Ceylon. -Bull, of the Imperial instit., v. XLVI, № 2-4, 1948.

LEX O. Idaho garnets. -The Mineralogist, 4.22, 42, 1954.

MIKHAILOW N.P., ROVSHA V.S. Pyrope-bearino peridotites of the Bohemian Massiv and their genesis. -Kristalinikum, 1966, № 4.

Other gemstones. -Mining Annual Review, 1971.

PABST A. Large and small garnets from Fort Wrangell, Alaska. -Amer. mineralogist, v. 28, № 4, 1943.

KNORRING O.A. Mew occurrence of uvarovite from Nothern Karelia in Finland, - Mineralog. Mag., № 29, 1951.