Введите номер документа
Ru
10:00 - 19:00
Рабочие дни:
Понедельник - Пятница
с 10:00 до 19:00
Суббота и Воскресенье
лаборатория не работает

Хризолит

Методические указания Хризолит

I. ОБЩИЕ СВЕДЕНИЯ 3
I. Свойства хризолита 3
2. Область применения и технические требования к качеству сырья 5
3. Размещение месторождений хризолита 7
4. Особенности генезиса хризолита 8
II. ПРОМЫШЛЕННО-ГЕНЕТИЧЕСКИЕ ТИПЫ МЕСТОРОЖДЕНИЙ ХРИЗОЛИТА И ИХ ХАРАКТЕРИСТИКА 10
А. Эндогенные месторождения 11
I. Магматические месторождения 11
Алмазоносные кимберлиты с хризолитом 11
Щелочные оливиновые базальты с хризолитом 18
2. Постмагматические месторождения 20
Хризолитоносные зоны и жилы в альпинотипных гипербазитах 20
Хризолитоносные клиногумит-серпофит-флогопит-оливиновые жилы в ультра основных-щелочных интрузивах центрального типа 23
Б. Экзогенные месторождения 29
III. ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ ПРЕДПОСЫЛКИ ПОИСКОВ И ПОИСКОВЫЕ ПРИЗНАКИ МЕСТОРОЖДЕНИЙ ХРИЗОЛИТА 30
I. Геологические предпосылки 30
2. Поисковые признаки 34
IV. МЕТОДИКА ПОПУТНЫХ ПОИСКОВ И ПЕРСПЕКТИВНАЯ ОЦЕНКА ПРОЯВЛЕНИЙ ХРИЗОЛИТА 35
I. Проектирование и проведение попутных поисков 35
2. Принципы перспективной оценки проявлений и площадей 38
ЛИТЕРАТУРА 40

I. ОБЩИЕ СВЕДЕНИЯ

I. Свойства хризолита

Хризолит является прозрачной разновидностью оливина. Его название происходит от греческих слов "хризос" – золото и "литое" – камень и обусловлено золотисто-зеленым цветом минерала. За рубежом ювелирные разности оливина часто именуют перидотом.

В течение многих лет "уральскими хризолитами" называли демантоиды Урала (прозрачные зеленые разности граната андрадита). Химическая формула хризолита – (Mg,Fe)2SiO4. Он является железистой разновидностью форстерита, содержащей от 10 до 30% фаялитового компонента. Химический состав ювелирных хризолитов представлен в табл.1.

Хризолит кристаллизуется в ромбической сингонии; хорошо образованные призматически-дипирамидальные кристаллы его довольно редки; обычно он встречается в виде неправильных, изометричных зерен размером от 2 до 15 мм.

Твердость по шкале Мооса составляет 6,5-7,0. Вязкость и твердость меняются по кристаллографическим направлениям, что затрудняет обработку камня. Спайность развита плохо. Излом раковистый; блеск стеклянный, несколько жирный. Удельный вес – 3,32-3,50. Хризолит – минерал двуосный (2V= 80-83°), оптически положительный. Для него обычны следующие показатели преломления:

Ng – 1,682, Nm – 1,663, Nр – 1,642; двупреломление Ng–Np = 0,040. С увеличением содержания железа удельный вес и показатели преломления хризолита возрастают. Хризолит не подвергается заметному растворению в соляной кислоте, однако порошок его бурно реагирует с концентрированной серной кислотой. Температура плавления минерала около 1890°.

Цвет хризолита зеленый с различными оттенками – золотистым,

Таблица 1

ХИМИЧЕСКИЙ СОСТАВ ХРИЗОЛИТОВ, вес.%

Компоненты

Кимберлитовая трубка Удачная (ЯАССР)

Кимберлитовая трубка Мир (ЯАССР)

Хризолитоносные линзы Холбын-Хаирханского проявления (Восточный Саян)

Антигоритовые прожилки острова Зебергет (Красное море)

Хризолитоносные жилы массива Кугда (Красноярский край)

Пегматоидный оливинит Бор-Уряхского проявления (Красноярский край)

Элювиально-делювиальные отложения массива Кугда (Красноярский край)

 

1

2

3

4

5

6

7

SiO2

41,62

40, 20

40,35

40,70

41,30

41,62

40,48

TiO2

Не опр.

Не опр.

Не опр.

Не опр.

Не опр.

0,08

0,05

Al2O3

То же

То же

0,74

То же

0,50

0,20

0,40

Fe2O3

То же

2,03

2,33

То же

11,70

0,97

0,65

FeO

9,60

5,57

3,78

11,15

6,49

9,88

MgO

49,02

51,03

52,35

47,45

43,40

49,56

47,30

Cr2О3

0,01

Не опр.

Не опр.

-

Не опр.

Не опр.

0,03

CaO

Не опр.

То же

0,38

-

0,38

0,27

0,06

MnO

0,01

0,08

0,10

-

0,37

0,37

0,43

NiO

Не опр.

0,29

Не опр.

-

0,23

Не опр.

0,35

K2O

То же

0,03

0,05

-

Не опр.

0,15

0,В

Na2О

То же

0,25

0,04

-

То же

0,12

0,10

P2O5

То же

-

0,02

-

То же

0,02

Не обн.

CoO

-

0,01

Не опр.

-

0,02

-

-

H2O

0,79

-

-

0,79

Не опр.

Не опр.

0,26

П.П.П.

-

0,08

-

-

То же

0,20

0,43

Сумма

101,05

99,57

100,14

100,09

97,90

100,05

100,45

Примечание. 1, 6, 7 – по Л.А.Попугаевой (1958); 2 – по Е.В.Францессон (1968); 3 – по И.С.Якшину (1973); 4 – по Е.Я.Киевленко (1974); 5 – по Т.Л.Гольдбурт (1969).

желтым, фисташковым, травяным, оливковым и бурым. Работами ряда исследователей (Бобриевич и др., 1959; Webster, 1962) установлено, что зеленая окраска минерала вызвана закисным железом, а ее яркость и интенсивность обуславливаются присутствием ионов никеля. В серпентинизированных оливиновых породах (дунитах) хризолит приобретает зеленый оттенок за счет метасоматического серпентина, который развивается по трещинкам минерала (Бетехтин, 1956). С повышением содержания окисного железа хризолит приобретает желтые и бурые оттенки. И.В.Белов (1958) отмечает, что при переходе закисного железа в окисное хризолит становится черным и непросвечивающим. Установлено, что хризолиты коренных месторождений имеют более интенсивную и равномерную окраску, нежели хризолиты россыпей. На одном и том же месторождении хризолиты могут иметь разную окраску: например, в кимберлитовой трубке Удачная в Якутии наблюдаются как светло-зеленые, так и бурые хризолиты.

2. Область применения и технические требования к качеству сырья

Хризолит используется в ювелирном деле в течение нескольких тысячелетий. Известное с глубокой древности месторождение ювелирного оливина на острове Зебергет (Сент-Джонс) в Красном море упоминается Плинием в "Естественной истории", написанной еще в начале новой эры. Образцы хризолитов с этого острова обнаружены при археологических раскопках в Александрии. Известны ограненные хризолиты, относящиеся к периоду греческой античной культуры. В средние века крестоносцы привозили в Европу (в числе военной добычи) великолепные ювелирные изделия с хризолитом (Moneta, 1965). В древности хризолит ценили не только за его красоту: этому камню приписывали и свойство предостерегать владельца от неразумных поступков и ограждать от дурных снов.

Большим спросом хризолит стал пользоваться в начале нашего века вследствие "зеленой моды"; наряду с изумрудом, весьма повысился интерес и к другим камням зеленого цвета.

В современном ювелирном производстве хризолит используется, в основном, в золотых изделиях в виде граненых вставок и реже кабошонов. Общепринятой формой его огранки является бриллиантовая, благодаря которой камень приобретает яркую игру. Прозрачные, интенсивно окрашенные разновидности хризолита относятся к драгоценным камням 4-го порядка (Киевленко и др., 1974).

Технические требования, утвержденные Министерством геологии СССР применительно к ювелирному хризолиту Кугдинского месторождения, приведены в табл.2.

Таблица 2

Технические требования к ювелирному хризолиту в сырье OCT-41-92-74

Типовая разновидность (месторождения)

Качественная характеристика сырья в бездефектной области камня

Минимальные размеры бездефектной области камня, мм

Сорт

Кугдинское (Таймырский национальный округ)

а. Кристаллы, их обломки или зерна зеленого, желтовато-зеленого и оливково-зеленого цветов. Окраска яркая

5x5x5

I

---

б. То же

3x3x3

II

---

в. Кристаллы, их обломки или зерна зеленого, желтовато-зеленого и оливково-зеленого цветов. Окраска бледная

4x4x3

I

ПРИМЕЧАНИЯ:

1. Для всех сортов допускаются единичные точечные газово-жидкие включения.

2. Выход бездефектной области камня должен быть не менее 50%.

Наиболее распространенными дефектами хризолита являются замутнения, трещиноватость, включения магнетита и золотисто-бурой слюды, которая обычно приурочена к участкам с желтоватым оттенком. Иногда в краевых частях зерен зеленого хризолита наблюдаются темноокрашенные (почти черные) участки, ухудшающие его качество.

По данным Р.Х.Джанса (Jahns, 1960), розничные цены на хризолиты в США колеблются от 48 до 75 долларов за один ограненный камень, в зависимости от качества камня и его размеров. Оптовые цены на ограненный хризолит, поставляемый из США на внешний рынок, составляют 1,5-2,0 доллара за карат.

3. Размещение месторождений хризолита

Месторождения ювелирного хризолита очень редки, что объясняется специфичными условиями образования, а также неустойчивостью этого минерала при вторичных процессах.

На мировой рынок ювелирный хризолит поступает из АРЕ и США. Наиболее крупное месторождение хризолита, вероятно в значительной степени теперь уже выработанное, известно на острове Зебергет в Красном море. В течение многих веков это месторождение являлось источником самых высококачественных хризолитов. В США в настоящее время известны три месторождения ювелирного хризолита: Сан-Карлос и Бьюэлл-Парк (шт.Аризона) и Килбоурн-Хоул (шт.Нью-Мексико).

На территории СССР ювелирный хризолит обнаружен в алмазоносных кимберлитовых трубках Якутии (Удачная, Дальняя и др.). В 1962 г. в Красноярском крае было открыто Кугдинское месторождение хризолита.

4. Особенности генезиса хризолита

Оливин является одним из наиболее распространенных минералов в природе и, как правило, имеет магматическое происхождение. Он известен как породообразующий минерал дунитов, перидотитов и оливинитов, а также входит в состав габбро, кимберлитов, базальтов и туфов основного состава. Оливин встречается в метеоритах. Так, в 1772 г. Палласом в Сибири был найден железо-никелевый метеорит с включениями оливина (палласит). Позже было сделано много подобных находок в Северной Америке.

Ювелирные разности оливина – хризолиты, как уже отмечалось, встречаются довольно редко. Образуются они в результате протокристаллизации из магматического расплава (в кимберлитах и основных эффузивных породах), а также в результате метасоматических процессов (в альпинотипных гипербазитах и ультраосновных – щелочных интрузивах центрального типа). В кимберлитах и базальтах хризолит наблюдается в виде порфировых выделений, а в метасоматических образованиях, связанных с ультраосновными породами, он встречается в виде отдельных кристаллов и зерен или их скоплений.

Фенокристаллы хризолита в кимберлитах образуются в магматическом очаге в условиях высоких давлений и температур (Бобриевич и др., 1959). Необходимым условием их сохранения является быстрое остывание расплава, так как иначе происходит коррозия зерен хризолита под воздействием остаточного расплава, обогащенного железом.

Хризолит базальтов образуется в вулканическом очаге в результате дифференциации магматического расплава и имеет также глубинное происхождение. По-видимому, фракционная кристаллизация играла важную роль в этой дифференциации, и скопления отдельных зерен хризолита явились результатом гравитационного оседания и, в меньшей степени, конвекционных течений. Хотя выделения (нодули) хризолита присутствуют иногда в базальтовых шлаках и туфах, это не может служить доказательством их образования после излияния магмы, так как эти породы из-за высокой пористости не являются средой, где может иметь место процесс кристаллизации хризолита (Lausen , 1927).

Хризолит постмагматических образований наблюдается в клиногумит-серпофит-флогопит-оливиновых жилах, приуроченных к ультраосновным–щелочным интрузивам центрального типа, а также в антигоритовых прожилках, в хризотил-сепиолитовых линзах и тальковых жилках в альпинотипных гипербазитах.

Процессы образования постмагматического хризолита разными авторами трактуются по-разному. По мнению Хьюма (Hume, 1935), образование сравнительно крупных кристаллов хризолита в гипербазитах острова Зебергет, связано с перекристаллизацией мелкозернистого породообразующего оливина под воздействием гидротермальных растворов, которые циркулировали в перидотитовом массиве. Бездефектность кристаллов Хьюм объясняет прекращением дальнейших подвижек по минерализованным трещинам, а сохранность кристаллов – чистотой их состава и структурным совершенством, что обусловило их большую устойчивость к процессу серпентинизации по сравнению с вмещающими оливиновыми породами. По мнению Е.Н.Киевленко (Киевленко и др., 1974), зерна хризолита образовались не в результате простой перекристаллизации оливина перидотитов, а являются продуктом высокотемпературного магнезиального метасоматоза серпентинитов. Этот процесс объясняет наличие свежих крупных кристаллов хризолита, которые едва ли могли сохраниться при серпентинизации гипербазитового массива.

Генезис проявлений хризолита в Восточном Саяне является спорным вопросом. О.М.Глазунов и др. (1974) считают, что он образовался в гидротермальную стадию под воздействием гранитной интрузии. Гидротермальные растворы обусловили развитие процесса серпентинизации и образование хризотил-сепиолитовых жил, содержащих хризолит. Одним из благоприятных факторов, способствовавших образованию кристаллов хризолита, считается повышенный потенциал щелочей (К и Nа). По мнению других исследователей (Якшин и др., 1973), хризолит является продуктом метасоматического процесса, на что указывают следующие особенности этих проявлений: линзы с хризолитом изолированы друг от друга в пределах одной хризолитоносной трещины; отсутствуют признаки нарастания хризолита на стенках трещин – каждый кристалл хризолита полностью заключен в серпентиновую массу.

Хризолит в ультраосновных–щелочных интрузиях центрального типа, по мнению Т.Л.Гольдбурт (1969), образовался в результате перекристаллизации оливина под воздействием метасоыатических растворов. Источником этих растворов является ийолит-мельтейгитовая магма; при этом допускается участие автометасоматоза в первую стадию образования хризолитоносных жил.

II. ПРОМЫШЕННО-ГЕНЕТИЧЕСКИЕ ТИПЫ МЕСТОРОЖДЕНИЙ ХРИЗОЛИТА И ИХ ХАРАКТЕРИСТИКА

Все месторождения и проявления ювелирного хризолита по условиям образования относятся к двум генетическим группам: эндогенной и экзогенной. В соответствии с существующей классификацией месторождений хризолита (Бокая и др., 1970 г.; Киевленко и др.,

1974) в зависимости от условий локализации, состава вмещающих пород и масштабов минерализации выделяется пять промышленно-генетических типов месторождений хризолита (табл.3).

А. Эндогенные месторождения

Эта группа включает месторождения хризолита двух генетических типов – магматические и постмагматические.

1. Магматические месторождения

Алмазоносные кимберлиты с хризолитом

Среди магматических месторождений хризолита самыми крупными по запасам являются месторождения, связанные с алмазоносными кимберлитами, где добыча хризолита может проводиться попутно с алмазами и пиропами. Однако серьезным недостатком месторождений этого типа являются мелкие размеры кристаллов "и зерен.

Алмазоносные кимберлиты с хризолитом известны в различных районах мира: в Якутии (трубки Мир, Удачная и др.), в Южной и Восточной Африке (трубки Де-Бирс, Кимберлей, Мвадуи и др.) и в других районах.

Кимберлитовые провинции расположены в пределах древних платформ, подвергшихся тектонической активизации в палеозойскую и мезозойскую эры. Кимберлитовые тела размещаются, как правило, вдоль зон глубинных разломов и относятся к интрузивной (дайки, жилы) либо к экструзивной (трубки взрыва) фациям. Встречаются они обычно группами, нередко образуя поля площадью 50-500 км2 и более. Морфология трубок взрыва весьма разнообразна. В плане они имеют округлую, овальную или неправильную форму, а площадь их составляет 3-45 тыс.м2 . С глубиной сечение трубок уменьшается, а некоторые из них переходят в дайки. Протяженность на глубину самая различная: от первых сотен метров до километра и более; залегание трубок в большинстве случаев вертикальное или близкое

Таблица 3

ПРОМЫШЛЕННО-ГЕНЕТИЧЕСКАЯ КЛАССИФИКАЦИЯ МЕСТОРОЖДЕНИЙ ХРИЗОЛИТА

Генетическая группа

Генетический класс

Промышленно-генетический тип

Характеристика продуктивных тел

Тип скоплений хризолита

Сопутствующие минералы

Характеристика ювелирного хризолита

Промышленное значение месторождений

Месторождения

1

2

3

4

5

  6

7

8

9

Эндогенная

Магматический

Алмазоносные кимберлиты с хризолитом

Трубки взрыва, выполненные кимберлитом; площадь их в плане от 3000 м2 до 1,5 км2 , протяженность на глубину от 100 м до 1,5 км

Породообразующий минерал; порфировые вкрапленники

Алмаз,

пироп,

хром-диопсид,

ильменит

Кристаллы и зерна угловато-овальной, реве изометричной формы. Обычные размеры 3-5 мм. Трубки Удачная. Дальняя и др. (Якутия) отличаются небольшими размерами зерен хризолита 3-5 мм в среднем. Окраска светло-зеленая. Качество кристаллов невысокое

Являются объектами попутной добычи при разработке алмазоносных трубок и источником россыпей

Трубки Удачная, Дальняя и др. (Якутия);

Кимберлей и др. (Африка)

Щелочные оливиновые базальты с хризолитом

Нижние и средние части лавовых потоков, находящихся вблизи конусов; вулканические жерла

Породообразующий минерал; порфировые вкрапленники; оливиновые бомбы и нодули размером от 7 до 40 см

Основные плагиоклазы,

диопсид,

авгит,

ильменит,

пироп

Изометричные зерна и кристаллы размером 2-12, реже 15 мм, нодули; окраска зеленая с оттенками от желтоватых до буроватых

Коренные проявления практического значения не имеют; являются источником россыпей

Сан-Карл ос, Бьюэлл-Парк и др. (США)

Постмагматический

Хризолитоносные зоны и жилы в альпинотипных гипербазитах

Зоны, образованные антигоритовыми прожилками, мощность и протяженность которых не постоянны. Жильные зоны, состоящие из отдельных кулисообразных линз длиной 1,0-5.0 м и мощностью 0,03-0,10 м

Кристаллы и их скопления

Антигорит,

серпентин,

оливин,

магнетит

и другие

Хризолит о.Зебергет густой травяно-зеленой окраски; в ограненном виде кристаллы весят 5-10 г и более. Хризолит проявлений представлен удлиненными кристаллами размером 2-5 мм. Окраска оливково-зеленая. светло-зеленая

Промышленное значение месторождений различно – от крупных до мелких

о.Зебергет (АРЕ),

Хара-Нурское U и Оспинское U в Восточном Саяне

Хриэолитоносные клиногумит-серпофит-флогопит-оливиновые жилы в ультраосновных-щелочных интрузивах центрального типа

Жилы, образующие зоны, имеют протяженность 10-50, иногда до 300 м; мощность колеблется от 0,1 до 3,0 м

Скопления зерен в виде гнезд размером от 10 до 40-50 см. Форма изометричная или вытянутая по простиранию жил

Клиногумит,

серпофит,

флогопит,

перовскит, титано-

магнетит,

кальцит

Изометричные или удлиненные зерна, а также обломки кристаллов размером 4-10 мм, реже до 25 мм. Окраска зеленовато-желтая

Коренные проявления практического значения не имеют; являются источником мелких элювиальных и элювиально-делювиальных россыпей

Кугдинское и Бор-Уряхское U (Красноярский край)

Экзогенная

Россыпи

Элювиальные и элювиально-делювиальные россыпи

Разрушенные выходы коренных тел и делювиальные шлейфы

Рассеянный, иногда скопления

Соответствуют каждому типу коренных продуктивных тел

Слабо окатанные зерна или угловатые обломки кристаллов

Главный источник ювелирного хризолита

Сан-Карлос и др. (США)

Примечание. U – проявление хризолита к нему.

Кимберлит представляет собой гипабиссальную ультраосновную породу порфировой структуры, являющуюся эруптивной брекчией, в которой среди разнородных включений присутствуют пироп-содержащие породы. Кимберлитовые породы в зависимости от содержания и размеров обломочного материала разделяются на несколько разностей. Эти породы отличаются также и содержанием зерен неизмененного оливина. В пределах одной трубки возможно совместное нахождение нескольких разностей кимберлитовых пород; между ними наблюдаются постепенные переходы, а порой весьма сложные соотношения, обусловленные многофазностью процесса формирования трубки.

Скопления хризолита встречены только в кимберлитах базальтового облика (трубки Удачная, Дальняя и другие в Якутии). В небольшом количестве, не имеющем практического значения, хризолит наблюдается и в других разновидностях кимберлита - например, в основной массе, цементирующей кимберлитовую брекчию (глубокие горизонты трубок Мир и Зарница в Якутии; Кимберлей, Мвадуи и другие в Африке).

Кимберлит базальтового облика представляет собой плотную породу темного серовато-зеленого цвета, порфировой с элементами обломочной структуры. Порфировые выделения представлены хризолитом (до 25-30%), нередко флогопитом (10%) и ильменитом (4-5%). Кроме того, наблюдаются мелкие остроугольные обломки различных пород (10-15%). Кимберлит часто серпентинизирован, основная масса породы (до 50%) имеет серпентин-карбонатный состав. Присутствуют зерна пиропа, алмаза и других минералов.

В связи с многофазноотью заполнения кимберлитовых трубок, в кимберлитах базальтового облика присутствует оливин нескольких генераций. Оливин первой генерации, образовавшийся в наиболее благоприятных для роста условиях, характеризуется относительно крупными зернами (от 0,5-2,0 до 7,0 и даже 12-15 мм), придающими породе порфировый облик. Вторичные процессы в этих зернах проявлены в небольшой степени. Оливин, образовавшийся в более поздние стадии, обычно мелкий (0,1-0,5 мм) и, как правило, затронут вторичными изменениями. Прозрачные ювелирные разности в оливине поздних генераций встречаются редко.

Распределение ювелирного хризолита в кимберлитах неравномерное. Форма зерен большей частью неправильная. Характерны удлиненно-уплощенные очертания зерен, реке наблюдаются зерна изометричной формы.

Типичным представителем данного типа является трубка УДАЧНАЯ. Расположена она в северо-восточной части Тунгусской синеклизы. Вмещающими породами кимберлитов являются верхнекембрийские и нижнеордовикские отложения, представленные доломитами и доломитизированными известняками (Анодин, 1961).

Трубка состоит из двух сопряженных тел – Удачная-Западная и Удачная-Восточная, являющихся самостоятельными образованиями (рис.1).

Оба тела вытянуты в широтном направлении и имеют юго-западное склонение; на глубину они прослежены до 500 м. Трубка Удачная-Западная сложена кимберлитовой брекчией, а Удачная-Восточная, образовавшаяся позднее, - кимберлитом базальтового облика (Бобриевич и др., 1959). Промежуточная зона представлена сильно измененной рыхлой кимберлитовой брекчией. Неизмененный хризолит, имеющий практическое значение, присутствует только в трубке Удачная-Восточная. Форма этой трубки на дневной поверхности близка к эллипсу, вытянутому в широтном направлении; с глубиной она становится асимметричной. Углы падения контактов от 25-45° до 80-90°; на глубине 80-100 м они почти вертикальные.

Хризолитоносный кимберлит трубки Удачная-Восточная представляет собой породу темно-зеленого цвета порфировой структуры» содержащую ксенолиты осадочных пород, кристаллических сланцев,

Рис. 01. Схема геологического строения (а) кимберлитовой трубки Удачная и разрезы через нее (б, в) (Бобриевич и др., 1959)

1 – делювиальные образования; 2 – глинистый кимберлит зоны интенсивного изменения; 3 – промежуточная зона измененной и рыхлой кимберлитовой брекчии; 4 – кимберлитовая брекчия; 5 – микролитовый крупнопорфировый кимберлит базальтового облика; 6 – известняк; 7 – скважины

змеевиков, перидотитов, а также округлые зерна пиропа и ильменита.

Содержание неизмененного оливина в трубке Удачная-Восточная достигает 20-25% от веса кимберлитовой породы; на контакте с вмещающими породами оно резко падает. Установлена, что 28% оливинов месторождения представлено хризолитом.

Размер зерен хризолита варьирует от 2 до 16 мм и чаще всего составляет 3-5 мм. Форма зерен большей частью неправильная – характерны округлые или удлиненно-уплощенные зерна. Они обычно корродированы и имеют матовую поверхность.

В зависимости от окраски выделяются четыре разновидности хризолита: светло-зеленая (28,8%), зеленая (37,4%), оливковая (20%) и зеленовато-бурая (13,8%). Особенно красивы светло-зеленые и зеленые разности хризолита. Большинство зерен прозрачно. Основной их дефект - трещины, расположенные обычно в краевых частях зерен.

Трубка МВАДУИ (Танзания) – наиболее крупное из известных в мире кимберлитовых тел. Размеры ее в плане составляют 1,5 х 1,0 км; разведана она до глубины 500 м. Верхняя часть трубки (до 360 м от поверхности) заполнена продуктами разрушения кимберлита, осадочным и обломочным материалом, снесенным с ее бортов. Нижняя часть сложена кимберлитом двух типов: брекчиевидным и базальтового облика. Крупные вкрапленники оливина, в том числе хризолита, присутствуют в кимберлитах базальтового облика; реже встречаются пироп, ильменит и хром-диопсид. Такое же строение имеет большинство других алмазоносных трубок с хризолитом в Танзании и в других районах мира.

Резюмируя изложенное, можно отметить:

а) месторождения хризолита связаны с алмазоносными кимберлитами – своеобразными интрузивными породами ультраосновного состава повышенной щелочности;

б) алмазоносные кимберлиты, содержащие хризолит, представлены трубками взрыва, располагающимися вдоль глубинных разломов на древних платформах;

в) ювелирные разности хризолита приурочены к кимберлитам базальтового облика; хризолиты в других видах кимберлитов, как правило, серпентинизированы;

г) известные в СССР месторождения этого типа характеризуются мелкими размерами зерен хризолита и невысоким их качеством.

Щелочные оливиновые базальты с хризолитом

Месторождения и проявления хризолита данного типа известны в США (штаты Нью-Мексико и Аризона). Кроме того, имеются сведения о находках хризолита у нас в стране в базальтах долины р.Аргунь (Драверт, 1923) и в Саяно-Байкальской провинции (Белов, 1958).

Месторождения этого типа в настоящее время не разрабатываются в связи с трудностью извлечения кристаллов хризолита из скальных вмещающих пород; в ряде случаев проводится селективная выборка отдельных зерен хризолита из сегрегации оливина базальтового потока. Данный тип месторождений малоперспективен, однако как источник образования россыпей он имеет большое значение.

В США коренные месторождения ювелирного хризолита: Сан-Карлос, Бьюэлл-Царк и Килбоурн-Хоул размещены в пределах лавового поля Датил, расположенного в восточной части шт.Аризона и на западе шт.Нью-Мексико. Эффузивы лавового поля Датил к югу от поднятий Дефьянс и Суни перекрывают почти горизонтально лежащие породы плато, возраст которых изменяется от палеозойского на юге до мелового на северо-востоке. На поверхности сохранились только останцы лавовых потоков. В рельефе они выражены столовыми горами, которые поднимаются на высоту от нескольких сотен метров до двух километров. Главная фаза эффузивной деятельности в пределах плато Колорадо проявилась в плиоцене (Ирдли, I954). В вулканическом поле Датил, где размещаются известные месторождения хризолита, излияние лав происходило в несколько этапов и завершилось сравнительно недавно.

Месторождение Сан-Карлос приурочено к базальтам лавового потока в непосредственной близости от кратера (вулканического конуса), а два других – Бьюэлл-Парк и Килбоурн-Хоул – в базальтах, относящихся к фации вулканических жерл (Sinnankas , I959). Хризолит встречается в виде мелких, реже крупных зерен или их сегрегации. Окраска зеленая с различными оттенками. Бездефектные зерна редки, поэтому в ограненном виде большинство хризолитов весит не более 2 карат.

Наиболее продуктивное месторождение – САН-КАРЛОС – расположено в округе Хила шт.Аризона на плоской столовой горе Перидот-Меза площадью около 8 км2, поверхность которой сложена базальтовым покровом мощностью 3-30 м. Базальтовый поток подстилается слоистыми вулканогенными туфами и осадочными породами, представленными глинами, песчаниками и гравием. Осадочные породы соответствуют формации конгломератов Гила, заполнившей межгорные впадины, и относятся к четвертичному периоду (Lausen , 1927).

Базальтовый поток в нижней своей части довольно порист и содержит большое количество округлых сегрегации кристаллического хризолита (до 60% от всей породы). Размер их колеблется от 7,5 до 20 см. Каждая сегрегация имеет оболочку губчатого базальта. Размер зерен хризолита варьирует от 6 до 12, реже до 15 мм. Окраска камня зеленая с оттенками от желтых до буроватых. Сопутствующие минералы представлены магнетитом, шпинелью, диопсидом, полевым шпатом, авгитом и биотитом. Оливиновые скопления размером 15-40 см наблюдаются и в вулканических туфах, залегающих под базальтовым потоком. Эти скопления представляют собой зернистую оливиновую массу, содержащую зерна хризолита. Диаметр отдельных зерен хризолита достигает 2 мм; окраска их желтовато-зеленая, редко изумрудно-зеленая.

Месторождение БЬЮЭЛЛ-ПАРК в округе Апач шт.Аризона расположено в блюдцеобразной впадине диаметром около 3 км. Юго-восточный край впадины окаймлен узкой грядой оливиновых базальтов. Хризолит встречается в виде вкрапленников как в базальте, так и среди продуктов выветривания базальтов на склонах гряды и прилегающих к ней участках, на дне впадины, являющихся промышленной частью месторождения. Вместе с хризолитом встречаются пироп, диопсид, ильменит, авгит, биотит. Форма зерен хризолита большей частью изометричная; средний размер зерен 6 мм, а иногда и 25 мм. Окраска хризолита зеленая с желтым или буроватым оттенком (Sinkankas , 1959).

Проявления хризолита, расположенные на острове Росса в Антарктике и имеющие сходное с описанными выше месторождениями геологическое строение, представляют интерес в качестве коллекционного материала (Taylor , 197I).

В заключение следует отметить главные особенности месторождений этого типа:

а) хризолит является породообразующим минералом щелочных оливиновых базальтов, в которых он развивается в виде отдельных зерен или их сегрегации;

б) скопления хризолита концентрируются в нижних частях мощных дифференцированных базальтовых покровов и в их туфах.

2. ПОСТМАГМАТИЧЕСКИЕ МЕСТОРОЖДЕНИЯ

Хризолитоносные зоны и жилы в альпинотипных гипербазитах

Месторождения и проявления хризолита, относящиеся к данному типу, известны в АРЕ (о.Зебергет) и в Бурятской АССР (Восточный Саян). Располагаются они среди альпинотипных улыраосновных пород, представленных главным образом серпентинизированными дунитами. Хризолитоносные прожилки и линзы, состоящие из антигорита (о. Зебергет) и хризотил-серпентиновых пород (Восточный Саян), приурочены к секущим гипербазитовые тела зонам трещиноватости. Ювелирный хризолит распределен в прожилках и линзах неравномерно и встречается в виде отдельных кристаллов или небольших скоплений.

Знаменитое месторождение хризолита на о. ЗЕБЕРГЕТ издавна славилось высококачественным камнем. Остров Зебергет расположен в Красном море в 80 км восточнее порта Берек. В северной части острова, где добывался хризолит, среди докембрийских кристаллических сланцев размещаются три перидотитовых массива, образующие в рельефе небольшие холмы. Самый высокий из них (235 м), носящий название "Главного перидотитового холма", сложен дунитами, энстатитовыми перидотитами и лабрадорит-порфиритами донижнепалеозойского возраста.

Хризолитоносные антигоритовые прожилки пронизывают серпентинизированные перидотиты  в различных направлениях, образуя штокверки площадью по 35-40 м. Мощность и протяженность прожилков не постоянны; как правило, они выклиниваются достигая неизмененных перидотитов. Ювелирный хризолит встречается в прожилках в виде отдельных кристаллов или скоплений. С глубиной количество скоплений возрастает, и улучшается качество хризолита.

Хризолиты о. Зебергет уникальны как по качеству, так и по величине кристаллов. Известны кристаллы весом более 50 г. В ограненном виде многие камни весят 5-10 г и более. Окраска густая травяно-зеленая.

Р.Х.Гривс (Sinkankas , 1959) писал: "Египетский перидот – это благородный оливин драгоценного качества, который встречается в виде прекрасных бездефектных кристаллов с характерней однородной темной желтовато-зеленой окраской, благодаря которой изделия из этого камня получили название "вечерних изумрудов".

Х.Ф.Хьюм (Hume, 1935) указывал, что после 1914-1915 гг. добыча хризолита на о.Зебергет прекращена. Но по данным Синканкаса (Sinhankas , 1959), "нет никаких указаний, что это месторождение истощается".

В СССР имеется несколько проявлений хризолита (Хара-Нурское и Дибинское в Бурятии; Ямботывис на Полярном Урале), которые могут быть отнесены в этому же типу.

ХАРА-НУРСКОЕ (Холбын-Хаирханское) проявление хризолита расположено в северо-восточной части одноименного массива Восточно-Саянского гипербазитового пояса. Хризолитоносные линзы хризотил-серпентиновых пород размещены в небольших телах дунитов и приурочены к системе параллельных трещин широтного и субширотного простираний (70-90°) с паданием на юго-восток под углом 80-90°. Расстояние между трещинами составляет 0,5-1,0 м. Изолированные линзы располагаются вдоль этих выдержанных трещин кулисообразно. В настоящее время вскрыто шесть линз, три из которых содержат хризолитовую минерализацию (Якшин и др., 1973). Длина линз по простиранию 1,0-5,0 м, по падению – 1,5-2,0 м; мощность до 0,1 м. Кристаллы хризолита включены в серовато-белую тонковолокнистую серпентиновую массу, обволакивающую каждый кристалл. Распределение хризолита неравномерное; наибольшее количество кристаллов наблюдается в центральных частях линзообразных тел. Содержание хризолита составляет 30-35%. Размер кристаллов колеблется от 1-2 до 3-5 мм, в редких случаях достигает 3 см. Форма их округлая или овальная, часто удлиненная веретенообразная. Четких кристаллических форм не образует. "Веретена" хризолита ориентированы под углом 30-45° к стенкам трещин. Хризолит прозрачен, обладает окраской от оливково-зеленой до светло-зеленой. Как правило, большинство кристаллов разбито трещинами.

С.М.Глазуновым и др. (1973) состав хризолитоносных пород, выполняющих зоны трещиноватости на Хара-Нурском проявлении, определен как серпентин-сепиолит-палыгорскитовый.

В настоящее время данное проявление не перспективно из-за отсутствия эффективной технологии извлечения кристаллов хризолита из вмещающей породы.

В заключение необходимо подчеркнуть некоторые особенности месторождений этого типа:

а) постмагматические месторождения и проявления хризолита пространственно тесно связаны с альпинотипными ультраосновными пассивами, представленными, в основном, серпентинизированными дунитами и перидотитами;

б) скопления хризолита приурочены к антигоритовым прожилкам или линзам тонковолокнистой серпентиновой породы, располагающимся в зонах трещиноватости, которые являлись проводниками для метаморфизующих постмагматических растворов.

Хризолитоносные клиногумит-серпофит-флогопит-оливиновые жилы в ультраосновных-щелочных интрузивах центрального типа

К этому типу относятся известные лишь в СССР – Кугдинское месторождение и Бор-Уряхское проявление (Красноярский край).

Наиболее изученным является КУГДИНСКОЕ месторождение, расположенное на севере Красноярского края в 200 км южнее пос.Хатанге. Приурочено оно к одноименному интрузиву, входящему в состав Маймеча-Котуйской провинции развития ультраосновных-щелочных пород. Пространственное размещение массивов ультраосновных-щелочных пород контролируется пересечением систем субширотных и субмеридиональных глубинных разломов 2-го порядка (Егоров, 1964). Эти разломы располагаются под углом 30-35° к зоне глубинного разлома 1-го порядка, проходящей по северной границе платформы.

Возраст массивов предположительно триасовый.

Кугдинский интрузивный массив прорывает известняки кындынской свиты нижнего-среднего кембрия, которые в зоне экзоконтакта шириной 70-300 м метаморфизованы и превращены в доломиты и кальцифиры. Располагается массив на пересечении глубинных разломов субмеридионального и субширотного направлений и представляет собой воронкообразное тело, круто наклоненное к юго-востоку. В плане оно имеет овальную форму, слегка вытянутую в северо-западном направлении (рис.2).

Площадь массива около 17 км2. Кугдинский массив имеет концентрически зональное строение и формировался в следующей последовательности: оливиниты и связанные с ними перовскит-титаномагнетитовые руды; перидотиты и пироксениты; мелилитовые породы; мельтейгиты-якупирангиты; ийолиты и мельтейгиты; нефелиновые и щелочные сиениты (Гольдбурт, 1969).

Хризолитоносные жильные тела пространственно связаны с самыми ранними и наиболее распространенными интрузивными породами – рудными оливинитами, слагающими ядро Кугдинского массива, и приурочены к системе трещин северо-западного простирания. Для хризолитоносных жил характерно нахождение их вблизи залежей перовскит-титаномагнетитовых руд.

Жилы характеризуются субвертикалъныи падением и резкими контактами с вмещающими породами. Господствующее простирание тел и их апофиз северо-западное (300-320°); иногда встречаются апофизы северо-восточного (20-70°) простирания (рис.3). Протяженность составлявляет 10-50 м, в редких случаях – 300 м; мощность колеблется от 0,1 до 3,0 м.

Хризолитоносные жилы имеют клиногумит-серпофит-хризолит-флогопит-оливиновый состав. Минеральные компоненты распределены весьма неравномерно – встречаются как обособленные зерна и единичные кристаллы, так и скопления или полиминеральные обособления.

Рис. 02. Схема геологического строения массива Кугда (по ТЛ.Голъдбурт и др., 1966г.)

1 – контактово измененные доломиты кындынской овиты нижнего кембрия; 2 – флогопит-оливиновые породы; 3 – щелочные и нефелиновые сиениты; 4 – нефелин-пирокоеновые породы; 5 – перекристаллизованные мелыейгиты; 6 – мельтейгиты, мельтейгит-якупирангиты, якупирангиты, ийолиты; 7 – мелилитовые породы; 8 – перидотиты и пироксениты; 9 – перовскит-титанонагнетитовые залежи; 10 – рудные оливиниты; 11 – метасоматически измененные оливиниты; 12 – флогопитовые жилы; 13 – хризолитовые (клиногумит-серпофит-флогопит-оливиновые) жилы; 14 – контакты пород: а – резкие, б – постепенные

Рис. 03. План жилы Валютная (траншея № 2) (по Гурьянову и др., 1974 г.)

1 – среднезернистые рудные оливиниты; 2 – выветрелые оливиниты; 3 – жильный оливин; 4 – флогопит (кристаллы и их скопления); 5 – хризолит (скопления, зерна); 6 – рыхлая слюдисто-оливиновая, слюдисто-хризолит-оливиновая порода; 7 – сухие трещины

Отдельные участки хил имеют почти мономинералъный состав из оливина или флогопита. Как правило, оливин и хризолит составляют 60-70% объема породы, 20-35% приходится на флогопит, 5-10% – на серпофит, кальцит, клиногумит и титаномагнетит; доли процента – на остальные минералы.

Ювелирный хризолит входит в состав хризолит-серпофитовых скоплений (рис.4), реже образует самостоятельные обособления среди жильного оливина.

Хризолит-серпофитовые обособления в жилах встречаются часто. Длина их составляет, в среднем, 10-15 см. Форма обособлений несколько вытянута в направлении простирания жилы. Строение зональное. Центральная часть обособлений сложена серпофитом, часто с кальцитом, периферическая – хризолитом, иногда с клиногумитом, магнетитом, флогопитом и изредка перовскитом. Серпофитовое ядро окаймляется сплошной или прерывистой оторочкой из прозрачного желтовато-зеленого хризолита и полупрозрачной его разности зеленовато-серого цвета, переходной к жильному оливину. В отдельных случаях оторочка представлена только полупрозрачным хризолитом. Общая ширина оторочки колеблется от 0,5 до 1,5 см. Жильный оливин на контакте с хризолит-серпофитовыми обособлениями претерпел гидротермальные изменения, в результате чего наблюдаются новообразования кристаллов хризолита, клиногумита, флогопита и магнетита.

Вмещающие породы (рудные оливиниты) на контакте с хризолитоносными жилами флогопитизированы и обогащены рудным минералом. Ширина измененной зоны 5-15 см.

Хризолит представлен зернами и обломками кристаллов угловатой, удлиненной формы, изредка близкой к изометричной; максимальные размеры зерен составляют 4-10 мм, реже 15 мм. Хризолит прозрачен и имеет характерную желтовато-зеленую окраску. Встречаются также разности зеленого, оливково-зеленого и зеленовато-желтого

Рис. 04. Размещение хризолит-серпофитовшс обособлений в пределах продуктивной жилы (а) и их строение (б) (по Гурьянову и др., 1974 г.)

1 – рудный оливинит; 2 – рыхлая слюдисто-оливиновая, слюдисто-хризолит-оливиновая порода; 3 – жильный оливин; 4 – полупрозрачный хризолит; 5 – хризолит; 6 – серпофит; 7 – клиногумит; 8 – флогопит; 9 – мелкочешуйчатый флогопит; 10 – кальцит; 11 – магнетит

цветов. Качество камня часто низков из-за трещиноватости, присутствия включений, путной и неоднородной окраски.

Месторождения рассмотренного типа характеризуются следующими геологическими особенностями:

а) пространственной связью с ультраосновными-щелочными интрузивами центрального типа и приуроченностью хризолитоносных жил к субвертикальным трещинам в рудных оливинитах;

б) парагенезисом хризолита с серпофитом, клиногумитом, флогопитом и кальцитом.

Б. Экзогенные месторождения

Оливин в условиях гипергенеза неустойчив и образует, как правило, только элювиальные и элювиально-делювиальные россыпи, располагающиеся непосредственно у коренного источника. Эти россыпи являются основным объектом добычи ювелирного хризолита. Они известны в СССР (Кугдинское месторождение) в связи с ультраосновными-щелочными интрузивами центрального типа, в США (Сан-Кардос, Бьюэлл-Парк и др.) на месторождениях хризолита в щелочных оливиновых базальтах, а также в связи с алмазоносными кимберлитами (СССР, Африка). Последние имеют меньшее промышленное значение из-за низкого качества сырья. К сожалению, материалы по геологии зарубежных россыпных месторождений в литературе отсутствуют.

Хризолитоносная россыпь Кугдинского месторождения связана с элювиально-делювиальными отложениями, покрывающими вершину и пологие склоны горы Хризолитовой. Общая площадь россыпи 0,26 км2. Россыпь несколько вытянута в северо-восточном направлении; мощность ее составляет 0,2-2,5 м, в среднем 0,7 м. Россыпь состоит из песчано-глинистого материала и обломков рудных оливинитов и жильных минералов (хризолит, серпофит, флогопит, оливин и клиногумит). Обломки жильных минералов составляют не более 10% объема россыпи. Хризолит встречается в виде зерен и обломков кристаллов с максимальными размерами до 3-5 мм; распределение его крайне неравномерно. Наиболее обогащенные хризолитом участки россыпи располагаются над коренными хризолитоносными жилами.

По данным А.П.Бобриевича и др. (1959), в контуре трубки Удачная-Восточная мощность элювия колеблется от 1 до 4 м и более. Сложена россыпь в верхней части глинистой породой которая с глубиной обогащается дресвой, мелкой щебенкой, обломками кимберлита и содержит слабо окатанные или угловатые мелкие зерна хризолита.

В аллювиальных отложениях хризолит, по-видимому, не сохраняется. Единственным указанием на наличие хризолита в аллювии является сообщение П.Л.Драверта (1923) о том, что в Восточном Саяне на притоках Оки добывались ювелирные хризолиты в виде окатанных прозрачных желтовато-зеленых зерен размером до 3-4 мм.

III. ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ ПРЕДПОСЫЛКИ ПОИСКОВ И ПОИСКОВЫЕ ПРИЗНАКИ МЕСТОРОЖДЕНИЙ ХРИЗОЛИТА

I. Геологические предпосылки

Рассмотренные в предыдущей главе закономерности размещения и условия образования месторождений хризолита позволяют определить их основные геологические предпосылки – магматические и структурно-тектонические, которые необходимы для выделения перспективных площадей и проведения поисковых работ.

Магматический фактор играет важную роль в формировании месторождений хризолита. Все известные месторождения и проявления этого минерала связаны с ультраосновными или основными породами повышенной щелочности.

Хризолит встречается в различных формациях гипербазитов: ультраосновных–щелочных пород древних платформ (кимберлитовые трубки Удачная в Якутии и Мвадуи в Африке, и другие, а также Кугдинское месторождение); алъпинотипных дунит-гарцбургитовых пород складчатых областей (о. Зебергет в Красном море, Хара-Нурское на Восточном Саяне), причем в кимберлитах он является породообразующим минералом. В остальных случаях генетическая связь с ультраосновными породами является более сложной (см.главу I, раздел 4).

Почти все разновидности кимберлитов, особенно туфобрекчии, интенсивно серпентинизированы и карбонатизированы, поэтому хризолит ювелирного качества сохраняется только в сравнительно свежих кимберлитах базальтового облика (Киевленко и др., 1974).

С ультраосновными-щелочными интрузивами центрального типа связаны постмагматические месторождения хризолита (Кугдинское месторождение). Эти массивы, как правило, имеют воронкообразную форму и зонально-кольцевое строение, обусловленное чередованием ультраосновных (оливиниты, пироксениты), ультраосновных щелочных (якупирангиты, ийолиты, уртиты), щелочных (нефелиновые сиениты) пород и собственно карбонатитов. Хризолитоносные жилы приурочены к рудным оливинитам в центральных частях интрузивов. Наиболее интересными для выявления ювелирных хризолитов, по-видимому, являются зональные массивы, в строении которых преобладают породы существенно оливинового состава при подчиненном количестве сиенитов и карбонатитов. При поисках месторождений хризолита данного типа необходимо учитывать степень эрозии массивов, поскольку хризолитоносные оливиниты обнажаются лишь при глубоком эрозионном срезе.

С альпинотипными гипербазитами связаны месторождения высококачественного хризолита (о. Зебергет), имеющие метасоматическое происхождение. Месторождения размещаются среди массивов, сложенных, в основном, серпентинизированными дунитами и перидотитами. Крупнозернистые разности этих пород, состоящих главным образом из оливина, являются наиболее благоприятными для роста крупных кристаллов хризолита (Hume, I935).

В эффузивных породах основного состава встречаются месторож­дения хризолита, имеющие магматическое происхождение. Наиболее благоприятна для образования ювелирного хризолита формация щелочных оливиновых базальтов. Хризолитоносные базальты США (шт.Аризона и Нью-Мексико) характеризуются ненасыщенностью глиноземом и сильной магнезиальностью и могут быть отнесены к лейцит-базальтовой субформации, по Ю.М.Шейнманну и др., (1961). Ювелирный хризолит встречается лишь в молодых, главным образом, четвертичных (вплоть до современных) базальтовых лавах, не затронутых метаморфизмом или поствулканической гидротермальной переработкой (Киевленко и др., I974). Скопления хризолита наблюдаются в нижних и средних частях лавовых потоков.

Структурно-тектонические предпосылки имеют большое значение в размещении месторождений хризолита. Так, месторождения хризолита, связанные с кимберлитами, располагаются на древних платформах, тектонически активизированных в палеозое и мезозое. Кимберлитовые тела выполняют трубки взрыва, положение которых фиксируется зонами глубинных разломов (трубки Удачная, Дальняя и другие). Щелочные оливиновые базальты, несущие хризолитовую минерализацию, формируются на молодых активизированных платформах. Главная фаза эффузивной деятельности в пределах плато Колорадо, где размещаются месторождения хризолита (Сан-Карлос, Бьюэлл-Парк и Килбоурн-Хоул в США), проявилась в плиоцене (Ирдли, 1954). Одно из этих месторождений связано с базальтами лавового потока, а два других приурочены к блюдцеобразным депрессиям, несущим признаки вулканического жерла (Sinkankas , 1959).

Месторождения хризолита, связанные с гипербазитами ультраосновной-щелочной формации центрального типа, размещаются на древних платформах на границе со складчатым обрамлением (Кугдинское месторождение), а с альпинотипными гипербазитами – внутри складчатых областей (о. Зебергет, Красное море; Хара-Нурское, Восточный Саян). Массивы альпинотипных гипербазитов располагаются вдоль крупных региональных разломов, а положение ультраосновных–щелочных интрузивов центрального типа фиксируется пересечением глубинных разломов. Хризолитоносные жилы и прожилки в обоих случаях локализуются в зонах интенсивной трещиноватости.

Промышленные скопления хризолита в россыпях концентрируются в продуктах выветривания коренных месторождений, не претерпевших длительной транспортировки и активной переработки водными потоками. В связи с этим указанные выше магматические и структурно-тектонические предпосылки эндогенных месторождений хризолита сохраняют свое значение и для россыпей. К дополнительным поисковым предпосылкам экзогенных месторождений следует отнести геоморфологические. Хризолит может быть обнаружен главным образом в элювии и делювии на склонах возвышенностей, где располагаются коренные месторождения. Возможно обнаружение скоплений хризолита и в руслах рек, но только вблизи коренных месторождений.

Резюмируя изложенное, можно отметить:

а) для первого промышленно-генетического типа перспективны площади развития кимберлитовой формации, для второго – формации щелочных оливиновых базальтов; структурами, контролирующими размещение хризолитовых месторождений магматического происхождения, являются глубинные разломы, по которым внедрялась ультраосновная и основная магма повышенной щелочности;

б) для месторождений хризолита метасоматического генезиса перспективны площади развития гипербазитов дунит-гарцбургитовой формации и формации ультраосновных-щелочных пород центрального типа; положение хризолитоносных гипербазитовых массивов фиксируется глубинными разломами или узлами их пересечения, а локальными структурами размещения продуктивных тел в пределах месторождения являются трещинные зоны.

Кроме того, на возможность обнаружения месторождений хризолита в щелочных оливиновых базальтах, относящихся к фации вулканических жерл, могут указывать вулканические конуса. Кратер, располагающийся обычно на вершине конуса, в рельефе выражен впадиной в виде чаши или воронки. Хризолитоносные базальты, представляющие собой останцы лавового потока, в рельефе выражены столовыми горами, возвышающимися над подстилающими их породами.

2. Поисковые признаки

К числу прямых поисковых признаков месторождений хризолита относятся находки его кристаллов или их обломков в коренных породах, а также в механических ореолах рассеяния, возникающих при процессах физического выветривания этих пород. Ореолы могут наблюдаться в элювиальных, пролювиальных и, реже, аллювиальных отложениях. Для поисков хризолита из-за его невысокой устойчивости, основную роль играют элювиальные и делювиальные ореолы. Форма элювиальных ореолов рассеяния в плане определяется формой коренных выходов продуктивных тел, но размеры их обычно больше. Делювиальные ореолы рассеяния в зависимости от крутизны склонов могут протягиваться на несколько десятков метров, расширяясь книзу. Аллювиальные ореолы рассеяния хризолита образуются за счет переработки, сортировки и недлительного переноса элювиальных и делювиальных отложений.

Для каждого промыщленно-генетического типа косвенные признаки, указывающие на возможность обнаружения хризолитовой минерализации, будут различны. Для первого промышленно-генетического типа, связанного с кимберлитами, это – наличие кимберлитов базальтового облика, не затронутых процессами серпентинизации и карбонатизации.

На присутствие хризолитовой минерализации в базальтах могут указывать: свежий облик базальтовых пород, не затронутых постмагматическими процессами; наличие гломеропорфировых выделений, к которым обычно приурочен ювелирный хризолит; развитие вкрапленников оливина, в основном, в нижних или средних частях лавовых покровов, а также их большая мощность.

Для месторождений в алъпинотипных гипербазитах характерно наличие антигоритовых прожилков или хризотил-серпентиновых линз.

Для четвертого промышленно-генетического типа месторождений благоприятными косвенными признаками являются: наличие в интрузивах центрального типа площадей развития рудных оливинитов; общая флогопитизация оливинитов; присутствие клиногумит-серпофит-флогопит-оливиновых жил; находки сопутствующих минералов – клиногумита и серпофита.

IV. МЕТОДИКА ПОПУТНЫХ ПОИСКОВ И ПЕРСПЕКТИВНАЯ ОЦЕНКА ПРОЯВЛЕНИЙ ХРИЗОЛИТА

I. Проектирование и проведение попутных поисков

Проведение попутных поисков хризолита является составным элементом поисково-съемочных и геологоразведочных работ на различные полезные ископаемые: алмаз и пироп в кимберлитовых трубках; нефрит в альпинотипных гипербазитах; флогопит, апатит, магнетит и редкие металлы на ультраосновных-щелочных массивах центрального типа. Назначением попутных поисков является выявление проявлений хризолита. По геологическим предпосылкам хризолитовой минерализации при проектировании геолого-съемочных и геологоразведочных работ намечаются потенциально хризолитоносные площади. В процессе проведения работ по основному геологическому заданию на выделенных площадях устанавливаются и фиксируются все прямые и косвенные признаки хризолитоносности.

Как отмечалось выше, поиски проявлений ювелирного хризолита, связанных с кимберлитами, проводятся только попутно с поисками основного полезного ископаемого - алмазов. Методика поиско­вых и геологоразведочных работ на коренных и россыпных месторож­дениях алмазов, в которых хризолит является спутником, детально разработана и апробирована на многих алмазоносных площадях Якутии. Она достаточно подробно изложена в специальной литературе (Рожков и др., 1967 г.).

При проведении попутных поисков на ультраосновных–щелочных массивах центрального типа большое внимание следует уделить выявлению зон трещиноватости, в которых обычно размещаются клиногумит-серпофит-флогопит-оливиновые килы с хризолитовой минерализацией. При поисках в альпинотипных интрузивах также, в первую очередь, необходимо установить зоны трещиноватости, к которым приурочены хризотил-серпентиновые и антигоритовые хризолитоносные тела.

На участках, где установлены прямые или косвенные признаки хризолитоносности, необходимо сгустить сеть маршрутов для обнаружения коренных выходов новых продуктивных тел или прослеживания уже известных. После обнаружения коренных проявлений хризо­лита следует тщательно их обследовать, т.е. проследить жильные тела по простиранию, определить характер околожильных изменений, распределение и парагенетические ассоциации хризолита. Для этой цели применяются легкие горные выработки (расчистки, канавы, закопушки). Необходимо провести полную документацию выявленных хризолитоносных тел и отбор проб для определения качества сырья и содержания минерала в породе.

В зависимости от состояния опробуемой породы отбираются валовые или штуфные пробы. Если порода рыхлая – проводят валовое опробование; при этом в пробу отбирается весь продуктивный материал, из которого способом промывки или ручной выборки выделяется хризолитовый концентрат. Когда опробуемая порода плотная и твердая – из продуктивного тела отбираются штуфы размером ориентировочно 10x10x10 см. Отбор штуфов производится вручную и лишь для разрыхления вмещающих пород используют буровзрывные работы с заложением небольшого количества взрывчатого вещества в мелкие шпуры. Штуфное опробование не дает полной информации о содержании хризолита в породе и о его качестве; однако при этом могут быть получены сведения, необходимые для оценки проявления.

На стадии попутных поисков получить представительную пробу, объективно отражающую качество сырья, обычно не представляется возможным, но само обнаружение хризолита ювелирного качества уже определяет перспективность данной площади.

Попутные поиски россыпных месторождений хризолита ведутся обломочным методом. Учитывая плохую устойчивость хризолита при транспортировке, изучаются главным образом элювиальные и делювиальные отложения, покрывающие склоны долин и водораздел. Маршруты следует располагать вкрест вытянутости предполагаемых ореолов механического рассеяния. Для изучения состава рыхлых отложений и выходов коренных пород, помимо маршрутного обследования, проходят расчистки, закопушки, канавы. По найденным обломкам пород с признаками хризолитовой минерализации можно судить о возможном обнаружении проявления хризолита определенного промышленно-генетического типа. При находках в россыпях мелких обломков пород с зернами хризолита необходимо произвести разборку опре­деленного объема пород с отбором в пробу всех хризолитсодержащих обломков.

Пробы, отобранные как из коренных, так и из рыхлых отложений, документируются и направляются на исследование в соответствии с "Инструкцией по проведению попутных поисков месторождений цветных камней" (1973), утвержденной Министерством геологии СССР.

2. Принципы перспективной оценки проявлений и площадей

Перспективность обнаруженных проявлений оценивается с учетом следующих критериев:

а) наличия качественного сырья;

б) интенсивности развития хризолитовой минерализации;

в) размеров хризолитоносных тел и площадей;

г) принадлежности проявления к одному из известных промышленно-генетических типов.

Качество сырья выясняется по пробам, в результате обработки которых определяется соответствие сырья отраслевому стандарту, его сортность и, в необходимых случаях, технологические свойства. Главными критериями качества хризолита являются: цвет, интенсивность окраски, прозрачность и размер кондиционных участков зерен и кристаллов, пригодных к огранке (см.табл.2). Следует отметить, что отсутствие качественного сырья на первом этапе изучения проявления, когда объемы горных работ малы и находки хризолита могут носить случайный характер, еще не говорит о полной бесперспективности изучаемого объекта.

Интенсивность и масштабы развития хризолитовой минерализации определяются количеством и размерами хризолитоносных тел, выявленных в пределах контролирующих структур, а также общим количеством встреченного кристаллосырья. Отнесение проявления к одному из известных промышленно-генетических типов месторождений хризолита производится главным образом по составу вмещающих пород (кимберлиты; щелочные одивиновые базальты; альпинотипные гипербазиты – дуниты, перидотиты; ультраосновные–щелочные интрузии центрального типа), а также по структурно-морфологическим особенностям хризолитоносных тел (трубки взрыва, лавовые потоки, вулканические жерла, метасоматические жилы).

Проявления хризолита, получившие положительную оценку по совокупности геологических поисковых предпосылок и признаков, передаются специализированной организации для дальнейшего изучения в порядке, установленном указанной выше Инструкцией.

Перспективы хризолитоносности исследуемого района определяются после проведения попутных поисков наличием в его пределах проявлений хризолита и степенью их перспективности, а также благоприятной геологической обстановкой и косвенными признаками. Наиболее перспективными следует считать те площади, на которых обнаружены продуктивные тела с хризолитом хорошего качества.

ЛИТЕРАТУРА

Анодин Т.И. Краткая характеристика состава пород, вмещающих некоторые кимберлитовые трубки ЯАССР. -Труды Якут, фил-ла СО АН СССР, серия геол., 1961, №6.

Белов И.Б. К вопросу о порядке выделения минералов в палагонитовых базальтах. В сб. "Материалы по геологии Восточной Сибири", серия геол., 1958, вып.8.

Бетехтин А.Г. Курс минералогии, Госгеолтехиздат, 1956.

Бобриевич А.П., Бондаренко М.Н., Гневушев М.А. и др. Алмазные месторождения Якутии, М., 1959.

Воробьева О.А. Проблемы щелочного магматизма. В кн. "Проблемы магмы и генезиса изверженных горных пород", М., Изд-во АН СССР, 1963.

Глазунов О.М., Михайлова Т.Г., Замотринская Е.А. Форма вхождения хрома в оливины. -Геохимия, 1971, № б.

Глазунов О.М., Сутурин А.Н., Замалетдинов Р.С. Ювелирный хризолит из гипербазитов Восточного Саяна. В кн. "Неметаллические полезные ископаемые гипербазитов", М., "Наука", 1973.

Гольдбурт Т.Л. Драгоценный камень – хризолит Маймеча-Котуйской провинции улыраосновных и щелочных пород. -Самоцветы, 1964, №.2.

Гольдбурт Т.Л. Ювелирный хризолит из интрузии Кугда. -Зап.Всес.мин.об-ва, серия.4, 1969, ч.98, вып.4.

Драверт П.Л. Драгоценные камни Сибири. -Сибирские огни, 1923, №5-6.

Драгоценные и цветные камни как полезное ископаемое (под ред. В.И. Смирнова), М., "Наука", 1973.

Егоров Л.С. К вопросу о происхождении флогопит-оливиновых и родственных им пород в сложных щелочно-улыраоснов-ных массивах. -Геол.рудн.местор., 1964, № 4.

Ильин И.В., Курылева Н.А., Попугаева Л.А., Сигал Я.Б. Хризолиты кимберлитовых трубок Якутии как драгоценные камни для ювелирной промышленности. -Разведка и охрана недр, 1958, №2.

Ирдли А. Структурная геология Северной Америки. М., ИЛ, 1954.

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

Книппер А.Л. Тектоническое положение пород гипербазитовой формации в геосинклинальных областях и некоторые проблемы инициального магматизма. В сб. "Проблемы связи тектоники и магматизма", М., 1967.

Кухаренко А.А. Основные проблемы геологии платформенных комплексов щелочно-ультраосновных пород. -Ученые зап. ЛГУ, серия геол., 1962, вып.13.

Пинус Г.В., Колесник Ю.Н. Альпинотипные гипербазиты юга Сибири, Л., "Наука", 1966.

Сарсадских Н.Н., Ровша В.С. Об условиях генезиса минералов-спутников алмаза из кимберлитов Якутии. -Зап. Всес.мин.об-ва, I960, ч. 89, вып.4.

Смирнов Г.И. Характеристика минералов-спутников алмаза. -Труды Якут.фил-ла СО АН СССР, серия геол., 1961, №6.

Трофимов В.С. Кимберлитовая формация и ее алмазоносность. В кн. "Магматические формации", Изд-во АН СССР, 1964.

Трофимов В.С. О термине кимберлит. -Изв. АН СССР, серия геол., 1970, №11.

Францессон Е.В. Петрология кимберлитов. Л., "Недра", 1968.

Шейнманн Ю.М., Апельцин Ф.Р., Нечаева Е.А. Щелочные интрузии, их размещение и связанная с ними минерализация. -"Геология месторождений редких элементов", Госгеолтехиздат, 1961, вып.12,13.

Яншин Н.С., Ермолаев А.Н.. Тулубьев К.Л., Певченко И.Ф. Ювелирный хризолит в Восточно-Саянском гипербазитовом поясе. - Геология и геофизика, 1973, №12.

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

Bromfield С.S. ,Stride A.F. Mineral resources of the San Carlos Indian Reservation,Arizona. -Geol. sur. bull.,1956, №1027.

Hume W.F. Geology  of Egypt. Cairo, 1935, v.2.

Jahns R.H. Gemstones and allied materials. -Industrial minerals and rooks, 1960.

Edelstein. -Artia Prague, 1966

Lausen C. The occurrence of olivine bombs near Globe,Arizona. -American journal of science, 5s., 1927, v.14.

Моnetа В. Gemmologia. Milan, 1965.

Sinkankas J. Gemstones of North America., 1959.

Taylor A. M. Antarctic peridot. - The Journal of Gemmology,1971, V.12, №8.

W e b s t e r R. Gems: their sources,descriptions and identification. London, 1962.