Иризирующие Полевые Шпаты

I. ОБЩИЕ СВЕДЕНИЯ

I. Свойства иризирующих полевых шпатов

Ювелирные и ювелирно-поделочные разности полевых шпатов обладают совершенно особым свойством, отличающим их от обычных, широко распространенных в природе минералов этой группы. Это свойство заключается в способности минерала обнаруживать на некоторых гранях, плоскостях спайности или отдельности своеобразную игру света — мерцание, отлив, свечение, а иногда и вспышку ярких цветовых бликов. В нашей литературе это явление принято называть иризацией, а в зарубежной — существуют "видовые" названия: опалесценция (адулярисценция), авантюрисценция, лабрадорисценция и др.

Опалесценцией называют мерцание в голубоватых, зеленоватых, жемчужно-белых и бледно-желтых тонах, наблюдаемое обычно у полупрозрачных полевых шпатов. Такое мерцание напоминает блики лунного света на поверхности воды. Отсюда происходит и название иризирующей разновидности — лунный камень.

Авантюрисценция проявляется у другой, не менее распространенной разновидности — солнечного камня или авантюринового полевого шпата — и выражается в ярком свечении минерала точечными бликами в оранжево-красных, ярко-желтых и малиновых тонах.

Лабрадорисценцией называют световую игру на гранях и плоскостях спайности кристаллов Лабрадора. Она может напоминать яркие спектральные краски побежалости на металле, переливы, свойственные окраске крыльев некоторых тропических бабочек или перьев павлина. Отсюда синонимы названия "Лабрадор" — спектролит, тавусит (от персидского "тавуси" — павлин).

Наконец, некоторые плагиоклазы — перистериты — обнаруживают переливчатость окраски в голубовато-сиреневых, серо-синих тонах, напоминающую отлив перьев на шее голубя /"перистера" — по-гречески голубь/.

Некоторые специальные названия иризирующих полевых шпатов происходят от характера иризации в кристаллах или от названия мест наибольшего распространения таких полевых шпатов. Так, Брёггер /Brogger, 1890/ называет мурчисонитом иризирующий ортоклаз, у которого сильная игра света в голубых и желтых тонах /иногда в одном и том же образце/ проявляется на плоскости так называемой мурчисонитовой отдельности /почти параллельной базопинакоиду/. Беломоритом называют иризирующую в голубых, серых и фиолетовых тонах разновидность олигоклаза, распространенную в пегматитах на побережье Белого моря. Известны другие названия иризирующих полевых шпатов: жиразоль, волчий или рыбий глаз, цейлонский опал и др.

Почти все полевые шпаты способны проявлять иризацию /табл.1/. Лунный камень, как это видно из таблицы, может быть представлен санидином, ортоклазом, адуляром, микроклином, альбитом и олигоклазом. Площадь иризирующих частей кристаллов различна и колеблется от 3-5 см² до 1-3 дм². Иризация солнечного камня проявляется у ортоклаза, микроклина, альбита, олигоклаза, андезина и Лабрадора, Размер прозрачных иризирующих участков обычно составляет 3-5 см в поперечнике.

Иризирующий Лабрадор в монокристаллах практически не встречается. Обычно он образует сдвойникованные по различным законам сростки кристаллов — вкрапленники (глазки) в породе. Очертания иризирующей поверхности (010) часто неправильно округлые, изометричные, а при наличии двойниковой периклиновой штриховки они могут иметь форму вытянутого параллелограмма. Размеры иризирующих глазков Лабрадора в среднем составляют 2-5, реже 10-15 см, иногда достигая 30-80 см в поперечнике /Агафонова, 1969/.

Иризация Лабрадора может быть сплошной и локальной. В небольших блок-кристаллах наблюдается сплошная одноцветная иризация, а в крупных — локальная разных цветов и оттенков.

Таблица 1

Иризирующие полевые шпаты

Существует несколько разновидностей локальной иризации: пятнистая или мозаичная, каемочная и зональная. Наиболее распространенная пятнистая иризация проявляется в виде чередующихся иризирующих и неиризирующих участков. Каемочная иризация представляет одноцветную или многоцветную иризирующую оторочку (кайму) шириной от 0,01 до 0,1 мм, которая прослеживается не более чем на 5-6 мм. Зональная иризация наблюдается в виде подобных многоугольников с общим центром, отделенных друг от друга иризирующими или неиризирующими зонами шириной до 1-3 мм. Число таких многоугольников иногда достигает 50.

Устанавливается отчетливая связь между цветом иризации и химическим составом Лабрадора. С увеличением основности Лабрадора происходит смена цвета иризации от синего до желтого. Узоры иризации совпадают с рисунком неодновременного погасания зерен Лабрадора.

Иризация является следствием неоднородного строения кристаллов полевых шпатов, представляющих продукты распада первоначально гомогенных смешанных кристаллов в процессе упорядочения их структуры. Различный характер иризации /лунный, солнечный камень и др./ у одних и тех же минералов объясняется особенностями состава, морфологией, размерами и распределением в теле кристалла продуктов такого распада.

У солнечного камня луч света испытывает отражение, преломление и дифракцию от пластинок гематита, образовавшихся вследствие распада ферри-полевошпатовой молекулы. Гематитовые пластинки имеют гексагональную, треугольную, прямоугольную, ромбовидную или неправильную формы (иногда с зазубренными, неровными краями) и размеры от субмикроскопических до 3,5 мм в длину при толщине 50-500 мкм. Эти пластинки закономерно ориентированы параллельно обычным граням полевого шпата, реже — редко встречающимся и еще реже — теоретически возможным, но несуществующим граням (Anderson, 1915; Divljan, 1960; Франк-Каменецкий, 1964 и др.; Рундквист и др., 1973 г.).

Ферриортоклаз. сохранивший метастабильное состояние /без выпадения гематитовых пластинок/, известен на пегматитовом месторождении Итронгэй /о. Мадагаскар/, где он в виде золотисто-желтых прозрачных кристаллов встречен совместно с цирконом и диопсидом. Минерал является драгоценным камнем /Lacroix, 1922/.

Отражающими свет минералами иногда могут быть пластинки ильменита /особенно у лабрадоров/ или самородной меди /de Souza Campos, 1962/. Известен прозрачный авантюриновый Лабрадор из Калифорнии с включениями металлический меди /Anderson, 1917/.

Натриево-калиевые полевые шпаты /санидин, ортоклаз, адуляр, микроклин, альбит, антипертит/ распадаются на калиево- и натриево-полевошпатовую составляющие в виде пертитовых вростков.

Дир и др. /1966/, ссылаясь на данные других исследователей, отмечают, что иризация может быть обусловлена диффузией света от соседних доменов с различными оптическими свойствами. Плоскости иризации почти параллельны второй оси и составляют с плоскостью (001) угол около 73°. Таким образом, они почти совпадают с (60) или (70). Вдоль этих плоскостей в ортоклазе и микроклине часто проявляется мурчисонитовая спайность или отдельность.

Величина пертитовых вростков и количество их в теле кристалла определяют интенсивность и реже оттенок иризации.

Как отмечает Спенсер /Spenser, 1930/, чем тоньше пертитовые вростки, тем ярче будет иризация в голубых тонах. Жемчужно-белая иризация вызывается более обильными и более широкими вростками альбита. Лучшие лунные камни представлены ортоклаз-криптопертитом /Шри Ланка, Бирма/. Натровый ортоклаз-криптопертит месторождений Южной Норвегии и альбит-антипертит Северной Норвегии /о. Сейланн/ обнаруживают как типичную иризацию лунного камня, так и иризацию в лимонно-желтых и красно-оранжевых тонах.

В перистеритах, представляющих собой плагиоклаз № 5-17, также отсутствует полная смесимость натриевого и кальциевого полевых шпатов и поэтому в них обычно присутствуют альбитовая (Аn_0-5) и более основная (Аn₃₀) фазы (Хэтч и др.,1975). Свет отражается от границ этих двух фаз, лежащих в плоскости (081), по Бёггильду (Boggild , 1924). К олигоклазам относятся беломориты Северной Карелии, некоторые перистериты месторождений Канады в пегматитовых жилах Онтарио и Квебека.

Аналогичным явлением (распадом на альбитовую и анортитовую составляющие) объясняется иризация основного плагиоклаза (Агафонова, 1950). Изменением относительной величины альбитовых вростков (в более основных плагиоклазах они толще и встречаются реже) объясняется, по-видимому, и зависимость интерференционной окрас­ки лабрадора от его основности. Иногда иризация Лабрадора в красных и золотистых тонах бывает обусловлена включением пластинок гематита, ильменита и меди, и тогда он рассматривается как солнечный камень.

Иризация лунного камня устойчива. Она сохраняется вплоть до температуры плавления полевых шпатов и может вновь восстанавливаться после медленного охлаждения (Spenser, 1930; Полевые шпаты..., 1952). Лабрадор при нагревании белеет. Если при этом он становится матовым, то иризация тускнеет и исчезает, а если стеклянный блеск сохраняется, то иризация наблюдается в Лабрадоре даже после нагревания до 1300°С (Агафонова, 1969). Иризация солнечного камня, по данным И.Н. Рундквист и др. (1973 г.), исчезает в микроклинах с интенсивно развитыми сегрегированными пертитами. В этих микроклинах нарушается закономерная ориентировка пластинок гематита или они вовсе исчезают.

Физические и оптические свойства иризирующих полевых шпатов такие же, как и свойства обычных минералов этой группы и поэтому в настоящем выпуске не рассматриваются. Иризирующие полевые шпаты обычно слабо просвечивают и гораздо реже бывают прозрачны.

В частности, беломорит может просвечивать в пластинках толщиной до 5 мм.

Химический состав иризирующих полевых шпатов обычен. Иногда они содержат окись натрия в количестве от долей процента до 12%, при этом в некоторых случаях можно говорить об иризирующих полевых шпатах как об антипертитах (ортоклаз Вишневогорского месторождения). Содержание окиси железа в полевых шпатах с иризацией солнечного и лунного камня обычно варьирует в одних и тех же пределах.

Иризирующие полевые шпаты иногда содержат обильные включения, среди которых наиболее часто встречаются в лунном камне апатит и турмалин, а в Лабрадоре — пластинки ильменита. Нередко в кристаллах иризирующих полевых шпатов наблюдаются щелевидные или трубкообразные пустоты, располагающиеся в полостях, параллельных основным граням. Полевые шпаты легко выветриваются с образованием каолиновых глин.

Лунный камень имеет большое сходство с голубоватыми опалесцирующими опалами. Отличаются они по твердости (у опалов она ниже) и наличию спайности (у опалов ее нет). Кроме того, опал под микроскопом выглядит аморфным. Лунный камень может быть имитирован опалесцирующим стеклом. У стекла более высокая плотность, но более низкая твердость, двупреломление слабое или вовсе отсутствует, в го время как у лунного камня двупреломление выражено отчетливо. В характере отсвета также имеются различия: у стекла это мутноватый блик, а у лунного камня шелковистый отлив. Другой способ имитации лунного камня заключается в использовании бесцветной синтетической шпинели на голубоватой тонкой металлической, лаковой или эмалевой подложке или подложке из тонких игл рутила. Солнечный камень может быть имитирован авантюриновым стеклом (Schlossmacher, 1969).

2. Область применения и технические требования к качеству сырья

Иризирующие полевые шпаты в зависимости от степени прозрачности и интенсивности иризации подразделяются на ювелирные (ограночные) и ювелирно-поделочные. К первым относятся наиболее прозрачные разности голубого или серебристого лунного камня с сильным блеском и прозрачные солнечные камни с яркими оранжевыми блестками. В классификации Е.Я. Киевленко (Киевленко и др., 1974) лунный камень (адуляр) отнесен к ювелирным (драгоценным) камням III-го порядка, а Лабрадор, беломорит и другие непрозрачные иризирующие полевые шпаты — к ювелирно-поделочным камням II-го порядка.

Наиболее прозрачные лунные камни с интенсивной иризацией используются для производства бус, подвесок, запонок. Учитывается, что наибольший эффект иризации достигается на выпукло-шарообразной поверхности, и причем, тем лучше, чем больше кривизна этой поверхности. Очень эффектны шарики, изготовленные из двух полусфер, склеенных по базальной плоскости (Bauer, 18%).

Иногда лунный камень используется для изготовления гемм. В некоторых изделиях удается получить игру света, напоминающую кошачий глаз (зелено-полосчатую иризацию) или свечение в виде четырехлучевой звезды (Schlossmacher, 1969).

Солнечный камень используется для вставок в броши, кулоны, браслеты, булавки. Из крупных кусков солнечного камня изготавляются вазы, кубки, различные фигурки и т.п. В дешевых ювелирных изделиях природные камни заменяются имитирующим их стеклом или другим материалом.

Технические требования к ювелирному лунному камню, равно как и солнечному, в нашей стране пока не разработаны. За рубежом минимальные размеры прозрачных участков лунного камня принимаются равными 1,8-2,5 см.

Иризирующий Лабрадор используется для изготовления различных вставок в ювелирные изделия. По OCT-4191-74 минимальные размеры иризирующих глазков этого камня должны составлять 1,5 см³. Сравнительно редко и только в исключительно красивых кусках для производства брошей, застежек, печаток, колец используется и поделочный лабрадорит. В главной массе, как известно, лабрадорит является ценным декоративно-облицовочным и облицовочным камнем (см. выпуск 12 настоящих "Методических указаний"...).

Требования к поделочным беломориту и лабрадориту регламентируются ОСТ-41-117-76 (табл.2). В первом приближении указанные минимальные размеры бездефектных областей можно принимать и для солнечного камня.

Таблица 2

Технические требования к поделочным беломориту и лабрадориту в сырье

(OCT-41-117-76)

Сведений о стоимости иризирующих полевых шпатов за рубежом очень мало. Стоимость обусловлена не только ювелирными качествами камня, но и его массой. Синканкас (Sinkankas, 1968) приводит следующие данные о ценах в сырье на иризирующие полевые шпаты:

Цена в амер. долл.за грамм:

Цены на ограненные камни следующие:

Цена в амер. долл.за карат

Лунные камни из Шри Ланка с серебристым блеском стоят дешевле голубых (примерный интервал цен 3,00-10,00). С другой стороны, крупные кабошоны из серебристо-белого лунного камня имеют цены от 0,75 до 200,00 долл.

3. Размещение месторождений иризирующих полевых шпатов

Месторождения иризирующих полевых шпатов распространены очень широко, но месторождения с сырьем хорошего качества редки.

В СССР месторождения ювелирно-поделочных полевых шпатов — беломорита и солнечного камня — известны в Северной Карелии, месторождения лунного и солнечного камня — на Кольском полуострове, Среднем Урале, солнечного камня — на острове Седловатый в Белом море, в Прибайкалье, в Киргизской ССР.

За рубежом крупные месторождения лунного камня находятся в Шри Ланка (юго-западные и центральные провинции), а солнечного — в Южной Норвегии (район Бамбле) и в Южной Индии близ Кангьям. Меньшие по масштабам добычи месторождения иризирующих полевых шпатов находятся в Бирме (попутная добыча лунного камня с другими самоцветами в Могокском районе), Бразилии, некоторых штатах США (Орегон, Нью-Мексико, Калифорния, Северная Каролина, Пенсильвания), в Демократической Республике Мадагаскар, Танзании, Швейцарии и других странах. Наиболее крупным экспортером лунного камня является Шри Ланка (месторождения юго-западных провинций), Бирма, а в последнее время — Индия.

Наиболее крупные месторождения лабрадорита в СССР известны на Волыни, а за рубежом — в Канаде на п-ове Лабрадор, в Финляндии (близ Або и Еламаа) и на Мадагаскаре. Менее крупные месторождения известны также и в других районах Канады — в провинциях Квебек и Ньюфаундленд.

4. Особенности генезиса иризирующих полевых шпатов

Иризирующие полевые шпаты образуются в очень широком диапазоне температур и давлений в связи с различными геологическими процессами; они могут быть магматического происхождения, кристаллизуясь как породообразующие компоненты некоторых пород — лабрадоритов, сиенитов, риолит-порфиров — или пегматитового, встречаясь преимущественно в безрудных (керамических) пегматитах. Пегматиты с лунным камнем не содержат миароловых пустот, в них изобилуют участки, имеющие мелкозернистую структуру, а зональность выражена слабо. Солнечный камень может встречаться как в крупных миароловых пустотах пегматитовых тел, так и в блоках полевого шпата пегматитов, не содержащих пустот. Как более низкотемпературные могут рассматриваться некоторые перистериты Канады, обычно ассоциирующие с турмалином, апатитом и редкоземельными минералами.

В кальцит-альбитовых пегматитах лунный и солнечный камень — альбит-антипертит — выделяются несколько ранее кальцита, слагающего значительные по площади обособления. Им сопутствуют мусковит, биотит, турмалин, апатит и циркон.

Иризирующий адуляр (лунный камень) является обычным минералом альпийских жил, где встречается наряду с кварцем, слюдами и другими полевыми шпатами. В ультраабиссальных условиях при частичном выплавлении наиболее легкоплавких силикатных компонентов и последующей их кристаллизации, а также, возможно, при метасоматическом росте порфиробластов калиевого полевого шпата возникают очковые обособления лунного камня в гнейсах (лептитах).

Лунные и солнечные камни представлены либо микропертитами, либо криптопертитами, которые образуются при охлаждении первоначально гомогенного твердого раствора, сопровождающегося упорядочением структуры.

При этом взаимозамещаемость ионов натрия и калия ограничивается, и начинается реет обособленных структурных единиц натрового и калиевого полевых шпатов (Хэтч и др., 1975). Быстрое охлаждение или резкое нарушение режима кристаллизации способствует появлению лунного камня. Это подтверждает тот факт, что лунные камни наиболее часто представлены санидином, ортоклазом или промежуточным микроклином, для которых характерны неупорядоченная и частично упорядоченная структуры решетки (табл. 3). О нарушении режима кристаллизации и явлениях резкого спада температуры свидетельствуют, например, выделения мелкозернистого материала, отвечающие составу и структуре вмещающих пород в пегматоидных обособлениях, содержащих иризирующий санидин в риолите и в пегматитовых телах с лунным камнем в ларвиките.

Таблица 3

Оптические свойства и молекулярный состав лунных камней зарубежных месторождений (по А.С.Марфунину, 1962)

Солнечные камни представлены, как правило, минералами с упорядоченными структурами решетки: микроклином, низкими плагиоклазами. С явлением упорядочения кристаллической структуры высокотемпературных железистых полевых шпатов, образовавшихся благодаря обогащению магматического или пегматитового расплава железом боковых пород, связано и выделение гематитовых пластинок, являющихся причиной специфической иризации солнечного камня. В кристаллической решетке таких полевых шпатов алюминий частично замещен трехвалентным железом. Процесс обусловлен внутримолекулярной перегруппировкой ферри-полевошпатовой молекулы_; которая может включать ферри-ортоклазовый и, возможно, ферриальбитовый и ферри-анортитовый компоненты (Белянкин, 1926; Faust , 1936). Д.С. Кумбс (1956) считает, что авантюриновый калиевый полевой шпат образуется тогда, когда упорядочение ионов кремния и алюминия в кристаллической структуре минерала достигает микроклиновой стадии и большая часть железа вытесняется из кристаллической решетки. Поэтому в железистых полевых шпатах из Итронгэя (Мадагаскар), где упорядочение структуры не завершилось и остановилось на ортоклазовой или даже санидиновой стадии, окись железа сохранилась в твердом растворе, а не выпала в виде гематита. С распадом ферри-альбитовой молекулы с незначительной примесью ферриортоклазового компонента связано, по-видимому, образование альбит-антипертитового солнечного камня, найденного в кальцит-альбитовых жилах о-ва Сейланн, Северная Норвегия. По данным Хоула и Шетелига (Hoel, Schetelig, 1916), микроскопические пластинки гематита желтого цвета с красноватым оттенком ориентированы в плоскости (010) параллельно (12) и (112).

В мелких кристаллах их очень много, в крупных — мало. Некоторые авторы (Divljan, 1960) допускают образование иризирующих разновидностей полевого шпата в процессе метасоматоза и перекристаллизации.

Солнечный камень — очень неустойчивое образование. В процессе перекристаллизации полевых шпатов при постмагматических процессах нарушается закономерная ориентировка тонких включений гематита, и эффект иризации в минерале исчезает (Свяжин, 1959).

Вопрос о генезисе иризирующих глазков лабрадора до сих пор остается дискуссионным. Известны две основные гипотезы их образования: магматическая и метасоматическая. Согласно концепции магматического происхождения лабрадоритов, иризирующие глазки лабрадора представляют собой порфировые вкрапленники, выделившиеся первыми при кристаллизации этих пород из расплава (Полканов, 1948, 1953; Крамаренко, 1974). Однако Ю.И. Половинкина (1964), изучавшая лабрадориты Украины, считает, что крупные кристаллы лабрадора образуются в результате кальциевого метасоматоза. В ходе интенсивного роста кристаллов лабрадора, постепенно вытесняющих и замещающих прочие минералы породы, образуются анхимономинеральные лабрадориты.

Т.Н. Агафонова (1970) рассматривает иризирующие глазки лабрадора — по размеру более крупные, чем зерна основной массы, — как своеобразные метакристаллы, в сложном многостадийном формировании которых сочетались как процессы перекристаллизации мелких зерен лабрадора основной массы, так и процессы замещения пироксена и оливина. Процесс перекристаллизации лабрадора, по мнению этого исследователя, состоит в изменении формы, размеров и способа группировки кристаллов. При перекристаллизации лабрадора происходит упорядочение его структуры с распадом твердого раствора альбит-анортит, обуславливающим появление иризации.

II. ПРОМЫШЛЕННО-ГЕНЕТИЧЕСКИЕ ТИПЫ МЕСТОРОЖДЕНИЙ ИРИЗИРУЮЩИХ ПОЛЕВЫХ ШПАТОВ

Большая часть наиболее крупных месторождений иризирующих полевых шпатов (табл.4) принадлежит к эндогенной и метаморфогенной сериям, в которых, в свою очередь, выделяются соответственно магматическая, пегматитовая и метаморфическая группы. Экзогенные месторождения иризирующих полевых шпатов, практически известные только для лунного камня, представлены элювиальными, сформированными в коре выветривания, и элювиально-делювиальными россыпями, из которых добыча лунного камня производится попутно с извлечением других драгоценных камней.

К первой группе эндогенной серии относятся месторождения ювелирного лабрадора и поделочного лабрадорита, представленные изверженными существенно полевошпатовыми породами — лабрадоритами. В группе пегматитовых месторождений выделяются гранитные и сиенитовые пегматиты. К гранитным пегматитам, сложенным микроклином и плагиоклазом в различных соотношениях, а иногда нацело микроклином, относится большая группа месторождений иризирующих полевых шпатов, в том числе месторождения поделочного беломорита и проявления солнечного камня в Северной Карелии, в Прибайкалье и на Урале, месторождения ювелирного солнечного камня в Южной Норвегии (район Бамбле). Сюда же отнесены пегматитовые тела с перистеритами, известные в штатах Онтарио и Квебек (Канада). Наибольшее практическое значение имеют месторождения беломорита в нашей стране и месторождения солнечного камня за рубежом. Извлечение иризирующих полевых шпатов производится попутно с отработкой пегматитов на керамическое сырье, слюду и минералы, содержащие редкие земли.

К типу сиенитовых пегматитов относятся существенно ортоклазовые (или микроклиновые) пегматиты, имеющие ограниченную практическую ценность из-за низкого качества сырья.

За рубежом такие месторождения (Южная Норвегия, район г.Осло) служили источником музейных образцов, известных всему миру; в СССР пегматитовые тела, отнесенные к этому типу, содержат сырье хорошего качества, годное для поделок, но они находятся на территории Ильменского государственного заповедника и не разрабатываются. К серии метаморфогенных месторождений, которая представлена гнейсами — лептитами с овоидной текстурой, относятся известные в прошлом месторождения с наилучшим по качеству ювелирным лунным камнем, расположенные в центральных провинциях Шри Ланка (Думбара, Канди). В настоящее время они отработаны.

Приведенный список месторождений можно было бы значительно расширить, если включить в него месторождения небольшого практического значения, отработанные в течение короткого времени, или те проявления иризирующих полевых шпатов, практическая ценность которых остается не выясненной.

К первым относятся месторождения санидинового лунного камня в шлировых пегматоидных обособлениях в риолит-порфирах (округ Грант, шт. Нью-Мексико, США), альбитового (антипертитового) лунного и солнечного камня в кальцит-альбитовых (альбит-рингитовых) пегматитовых жилах на о. Сейланн в Северной Норвегии. Ко вторым — относятся многочисленные проявления иризирующих полевых шпатов у нас в стране в щелочных пегматитах ультраосновных-щелочных комплексов на Кольском полуострове (Ловозерский и Хибинский массивы), в Якутии (Инаглинский массив). Проявления иризирующих полевых шпатов известны в гиганто-порфировидных сиенитах Ортотокойского массива Кызыл-Омпульского интрузивного комплекса Киргизии.

Некоторые месторождения лунного камня, например, Бирмы и юго-западной части Шри Ланка не включены в предлагаемую классификацию из-за отсутствия достаточных данных по геологии этих месторождений. Ниже приводится характеристика выделенных геолого-промышленных типов месторождений.

Таблица 4

ГЕОЛОГО-ГЕНЕТИЧЕСКАЯ КЛАССИФИКАЦИЯ МЕСТОРОЖДЕНИЙ ИРИЗИРУЩИХ ПОЛЕВЫХ ШПАТОВ

1. Лабрадориты

Промышленные месторождения лабрадорита в СССР сосредоточены на территории Украины и приурочены к двум крупным плутонам: Коростеньскому на Волыни и Корсунь-Новомиргородскому в Приднепровье. Из большого числа месторождений (около 26) изучены только шесть, а разрабатываются два.

В Коростеньском плутоне (Волынь) лабрадориты и габбро-анортозиты, в которых встречаются глазки иризирующего лабрадора, образуют два крупных (Володарск-Волынский и Чеповичский) и несколько мелких массивов. Крупные лабрадоритовые тела имеют вертикально вытянутую карманообразную или горизонтально вытянутую линзообразную формы залегания. Мелкие тела лабрадоритов распространены среди габбро-анортозитов в виде прослоев и небольших линз.

Лабрадориты представляют собой лейкократовую, почти мономинеральную разность габбро-анортозитов. Порода равномерно-, средне-, крупно- и гигантозернистая, слабопорфировидная, с вкрапленниками, достигающими нескольких сантиметров в поперечнике; окрашена в темно-серые, серые и светло-серые тона. Для лабрадоритов характерна аллотриоморфнозернистая, пан- или гипидиоморфнозернистая структура. Содержание в породе Лабрадора составляет 97-100%, темноцветных и рудных компонентов — в среднем до 3%. Иризация Лабрадора часто зональная; цвет ее меняется от желтого до зеленого, синего и фиолетового, реже красного. Габбро-анортозиты — породы, переходные от габбро к лабрадориту, как правило, крупнозернистые, темного серовато-зеленого цвета. Иризирующие глазки Лабрадора наблюдаются как в лабрадоритах, так и в габбро-анортозитах.

Среди лабрадоритов Волыни выделяют четыре типа, отличающихся цветом, структурой, зернистостью и иризацией: головинский, турчинский, васьковичский и крапивенский (Семенченко и др.,1974). Из них лишь первые два типа, имеющие яркую иризацию, могут использоваться в камнерезной промышленности и для изготовления различных ювелирных изделий и поделок.

Головинский тип представлен гигантозернистой порфировидной иризирующей породой от темно-серого до черного цвета. К этому типу относятся лабрадориты наиболее крупного Головинского месторождения, а также Каменнобродского, Горбулевского, Добрынского и ряда других. Турчинский тип характеризуется средне- и крупнозернистыми, иногда слабопорфировидными иризирующими лабрадоритами серого и светло-серого цвета. Иризация весьма интенсивная, яркая, преимущественно голубая и синяя (Турчинское, Каменная Печь, Исаковское и другие месторождения).

Месторождения лабрадоритов и габбро-анортозитов, на которых попутно добывается иризирующий лабрадор, имеют сходное геологическое строение; поэтому в качестве примера ниже следует описание наиболее крупного из них — Головинского месторождения.

ГОЛОВИНСКОЕ месторождение, связанное с Володарск-Волынским массивом лабрадоритов и габбро-анортозитов, является одним из лучших месторождений лабрадоритов Украины. Оно расположено близ села Головине в Черняховском районе Житомирской области.

Месторождение, по данным Ю.В. Семенченко и др., сложено кристаллическими породами верхнего протерозоя (граниты, лабрадориты, габбро-нориты и габбро) и покрывающими их четвертичными песчано-глиниотыми отложениями.

Западная часть Головинского месторождения содержит почти черный крупнозернистый лабрадорит с порфировидными кристаллами-глазками лабрадора таблитчатого и призматического облика. Структура породы гипидионорфнозернистая, текстура — массивная. В лабрадоритах наблюдаются три системы трещин отдельности.

Наиболее развиты трещины север-северо-восточного простирания (20-40°) и северо-западного и юго-западного падения под углом 82-85°. Трещины отдельности субширотного (270-280°) и северо-восточного (45-55°) простираний с углами падения от 20 до 40° придают толще лабрадоритов характер наклонно падающих пластов. Плоскости наклонных трещин, как правило, шероховаты, часто, изогнуты и ожелезнены, а также минерализованы гизингеритом. Глазки лабрадора обладают яркой зональной иризацией в синих и голубых тонах. Размер глазков в среднем варьирует от 0,6-1,5 до 5-6 см, иногда достигая 10-15 см в поперечнике. В восточной части месторождения преобладают среднезернистые разности лабрадоритов; иризирующие кристаллы лабрадора постепенно исчезают (Ависов, 1928).

В Корсунь-Новомиргородском плутоне (Приднепровье) лабрадориты и габбро-анортозиты образуют четыре крупных и ряд мелких массивов, залегающих изолированно один от другого среди гранитов рапакиви. Лабрадориты представлены темно-серыми крупнозернистыми иризирующими разностями (Городищенское месторождение) и светло-серыми более мелкозернистыми неиризирующими (Новомиргородское месторождение). Лабрадориты состоят из Лабрадора (90-95%) и небольшого количества (5-10%) темноцветных минералов: моноклинного пироксена, гиперстена и оливина.

Сходные анортозитовые массивы, в которых встречаются крупные иризирующие кристаллы Лабрадора, имеются и за рубежом — в Канаде (п-ов Лабрадор) и в США (штаты Нью-Йорк, Техас, Юта). Одним из них является крупный (площадью около 3000 км) анортозитовый массив АДИРОНДАК, расположенный в одноименных горах в шт. Нью-Йорк. Он прорывает толщу гренвильских сланцев верхнего протерозоя и представляет собой мощное линзовидное тело, окаймленное "рамой" более молодых массивных гранодиоритов и сиенитов (Лебедев, 1953). Анортозиты — крупнозернистые породы, содержащие порфиробласты Лабрадора размером до 7-10 см.

Лабрадор обладает яркой иризацией в голубых, зеленых, желтых, оранжевых и даже красных тонах (Ancher, 1974). Некоторые из зарубежных месторождений служат источником лабрадорового солнечного камня. Следует упомянуть также о находках лабрадоритовых тел — дериватов крупных габброидных интрузий — на Алтае в 10 км к юго-западу от г.Зыряновска. Наличие крупных кристаллов плагиоклаза в дресве позволяет предполагать возможность обнаружения на глубине крупнозернистых иризирующих лабрадоритов (Каримов, Халилов, 1968). Габброиды, представленные габбро-норитами, габбро-диоритами и диоритами, прорывают средне-верхнедевонские и нижнекарбоновые вулканогенно-осадочные породы. Форма и размеры тел лабрадоритов не установлены из-за плохой обнаженности. Лабрадориты темно-серые, чаще серые с пепельным оттенком, среднезернистые, массивные, состоящие на 95-100% из лабрадора. Промежутки между зернами плагиоклаза выполнены мелкими ксеноморфными зернами магнетита, диопсида, роговой обманки и биотита. Среднезернистый лабрадорит не имеет интенсивной иризации, присущей крупнозернистым разностям, но на полированной поверхности его появляются красивый ровный цвет и сильный блеск. Эта порода может с успехом использоваться в качестве облицовочного и частично поделочного материала.

2. Гранитные пегматиты микроклин-плагиоклазовые, плагиоклаз-микроклиновые и микроклиновые

Гранитные пегматиты с иризирующими полевыми шпатами (лунным и солнечным камнем) имеют простые состав и строение. Как правило, основными минералами в них являются полевой шпат (микроклин, олигоклаз), кварц и слюда (мусковит или биотит). Структура меняется от мелкозернистой (в краевых частях) до гигантозернистой (в центральных частях). Четкая зональность наблюдается редко. Обычно присутствуют апографическая, пегматоидная, блоковая зоны. Кварцевые ядра обычно отсутствуют.

Иногда в зальбандах тел обособляется плагиоклазовая зона или оторочка. Миароловые пустоты редки.

Форма пегматитовых тел пластовая, линзовидная, неправильная. Размеры значительны. Участки с иризирущими полевыми шпатами наблюдаются в краевой плагиоклазовой зоне, в блоковой и пегматоидной зонах, иногда в апографической. Проследить четкую закономерность в появлении той или иной иризирующей разновидности полевых шпатов в зависимости от состава пегматитовых тел и вмещающих пород удается лишь в отдельных случаях.

Ниже приводится описание некоторых месторождений по преобладающему вещественному составу пегматитов.

Микроклин-плагиоклазовые пегматиты с беломоритом и солнечным камнем

Пегматиты, содержащие беломорит, распространены на некоторых месторождениях Северной Карелии (Слюдяной бор, Хето-Ламбино), а месторождения пегматитов с солнечным камнем — в Южной Норвегии (Бьерданмен, Хавредал, Бамбле и др.). Такого же типа пегматиты с солнечным камнем известны в Канаде, США, на Мадагаскаре и в Индии. Плагиоклаз в них представлен олигоклазом.

ПЕГМАТИТЫ СЕВЕРНОЙ КАРЕЛИИ (рис.1) относятся к глубинным, сформировавшимся в условиях медленного застывания. Главные массы жильных минералов (кварц, полевой шпат) образуют крупнокристаллические агрегаты без миароловых пустот. Вмещающими породами являются гнейсы беломорской серии архея, которые подразделяются на ряд свит. Наиболее пегматитонасыщенными являются керетская, хето-ламбинская, лоухская и чупинская. Эти свиты сложены переслаивающимися плагиобиотитовыми, амфибол-биотитовыми, микроклин-биотитовыми гнейсами, гранито-гнеисами, мигматитами и амфиболитами.

Рис. 01. Схематическая геологическая карта района месторождения Хето-Ламбино, Северная Карелия; по Р.П. Евсеевой и др., 1967г.

1 – четвертичные отложения; 2 – габбро-нориты; 3 – эпидот-биотитовые гнейсы с микроклином: 4 – биотитовые и амфибол-биотитовые гнейсы; 5 – биотитовые гнейсы; 6 – пегматитовые жилы; 7 – геологические границы; 8 – границы толщ предполагаемые; 9 – простирание горизонтов: а – установленые, б – предполагаемые

Пегматитовые поля пространственно совпадают с полями интенсивной мигматизации и развития архейских гранитных интрузий и контролируются участками воздымания осевых частей поперечных складок II-го порядка, осложняющих крупные антиклинальные и синклинальные складки северо-западного простирания, принадлежащие Беломорскому мегантиклинорию. Архейские гранитоиды, с которыми связывают образование пегматитовых тел, характеризуются плагиоклаз-микроклиновым и микроклиновым составом. Возраст их саамский и постботнийский.

Пегматитовые жилы с беломоритом имеют согласное залегание в гнейсах и на контакте гнейсов и амфиболитов и обычно секущее — в амфиболитах. Форма согласных жил линзовидная, пластовая, неправильная с раздувами, пережимами и апофизами во вмещающие породы. Длина жил колеблется от первых десятков метров до 250 м при мощности от 2 до 30 м. Жилы, залегающие в амфиболитах, имеют дайкообразную форму и обычно меньшие размеры: в длину до 80 м при мощности 2-10 м. Контакты с вмещающими породами у всех кил четкие, резкие, извилистые у согласных жил и прямолинейные у секущих. Согласные жилы часто содержат ксенолиты гнейсов. Во многих жилах устанавливается реакционная плагиоклазовая оторочка. Жилы простираются на северо-запад и северо-восток. Падение их крутое, направление падения меняющееся в зависимости от направления падения вмещающих пород.

Главные минералы описываемых пегматитовых тел — полевой шпат, мусковит, биотит, кварц. Кроме того, насчитывается около 50 второстепенных и акцессорных минералов: гранат, турмалин, апатит, роговая обманка, сфен, сульфиды различных металлов, ортит и др. Широко развиты вторичные минералы. В ряде жил присутствует кварц-мусковитовый замещающий комплекс.

Наиболее изученными являются пегматитовые тела Енско-Лоухского слюдоносного пегматитового пояса, к которому относятся месторождения Слюдяной бор и Хето-Ламбино. Описание их излагается по Н.Н. Сенкевичу и др. (1967г.).

На месторождении СЛЮДЯНОЙ БОР, которое расположено в 13 км к юго-западу от г.Беломорска, распространены слюдоносные и керамические пегматиты, среди которых наиболее обогащены беломоритом четыре жилы. Одна из жил прослеживается по простиранию на 260 м при мощности 5-12 м. Она имеет слабо дифференцированное строение с преобладанием апографических и пегматоидных структур кварц-полевошпатовых и полевошпатовых агрегатов. Беломорит развит в центральной части и на северо-западном фланге жилы. В нем обычно присутствуют обильные крупные вростки кварца, реже встречаются небольшие мономинеральные блоки. Содержание последних — 1,5%, беломорита с вростками кварца — 40% от объема жилы.

Три другие жилы, несколько меньшие по размерам, состоят из плагиоклаза и микроклина с незначительными выделениями кварца, биотита, мусковита, роговой обманки и граната. Преобладает пегматит апографической структуры с расположенными без определенной закономерности участками пегматита блоковой и пегматоидной структуры. Среднее содержание иризирующего полевого шпата здесь несколько ниже. Беломорит этого месторождения имеет интенсивную иризацию и отвечает техническим требованиям на поделочные цветные камни.

Месторождение ХЕТО-ЛАМБИНО расположено вблизи одноименного поселка на юго-западном побережье Кандалакшской губы. Среди вмещающих пород преобладают биотитовые, амфибол-биотитовые и амфиболовые гнейсы и амфиболиты. Имеются мелкие тела габброноритов. Пегматиты распространены широко, но скопления иризирующего плагиоклаза обнаружены только в двух жилах, одна из которых отработана до глубины 8 м, и отсортированный блоковый микроклин и плагиоклаз складированы. По данным опробования, 9% объема штабеля приходится на иризирующий плагиоклаз-беломорит. Вторая жила (рис.2) является продолжением первой, имеет длину 62 м, мощность 4,5-6,5м, сложена пегматитом апографической структуры с блоковыми обособлениями кислого плагиоклаза, меньше — серого полупрозрачного кварца и розового микроклина.

Рис. 02. Месторождение Хето-Ламбино, Северная Карелия; зарисовка канавы на пегматитовой жиле №2а; по Р.П. Евсеевой и др., 1967г.

1 – пегматит апографический структуры; 2 – пегматит пегматоидной структуры; 3 – участки иризирующего плагиоклаза; 4 – блоковый плагиоклаз; 5 – блоковый микроклин; 6 – кварц; 7 – биотит-амфиболовые гнейсы; 8 – гранат-амфиболовые гнейсы

Содержание иризирующего плагиоклаза около 50% объема жилы. По качеству он несколько уступает беломориту месторождения Слюдяной Бор. Отдельные блоки иризирущего плагиоклаза имеют размеры 1,7x9,0 м, более мелкие выделения — 5-10 см в поперечнике — приурочены к участкам развития кварц-мусковитового комплекса.

По данным И.Е. Каменцева и О.Г. Сметанниковой (1974), исследовавших иризирующие плагиоклазы гранитных пегматитов Чупино-Лоухского района, упомянутые плагиоклазы принадлежат перистеритовой области (3-17% An). Согласно рентгеновским и электронно-микроскопическим исследованиям, они состоят из двух фаз, соответствующих низкому альбиту и плагиоклазу № 30.

Месторождения солнечного камня ЮЖНОЙ НОРВЕГИИ сконцентрированы в южной части Скандинавского щита. Согласно Бугге (Хольтедаль, 1957), — это область развития пород докембрийской формации Консберг — Бамбле, представленной чередованием слюдяных роговообманковых сланцев, кварцитов, а также кордиеритовых, силлиманитовых и гранатовых гнейсов. Наряду с этим встречаются граниты и диорито-гнейсы, а также амфиболиты, скаполит-роговообманковые, кордиерит-антофиллитовые и другие породы. Широко распространенные гранитные пегматиты залегают преимущественно в продуктах метаморфизма основных пород, занимая как согласное, так и секущее положение по отношению к вмещающим породам. Форма тел — дайкообразная, линзовидная, неправильная.

Пегматитовые тела отрабатываются на полевой шпат, редкоземельные (иттрий) минералы и солнечный камень. Наиболее известные месторождения солнечного камня находятся в районе Бамбле, Бьердаммена, Хавредала, Тведестранна, Хитерё и Едегарденг.

Пегматиты с солнечным камнем состоят из кварца и приблизительно равного количества микроклина и олигоклаза.

Олигоклазовый солнечный камень ассоциирует с бетафитом, фергюсонитом, иттротитанитом и другими редкоземельными минералами, а также дравитом и концентрируется, в основном, в хорошо развитой краевой плагиоклазовой зоне на контакте с вмещающими породами. Около пегматитов с солнечным камнем, по данным Дилжана (Diljan, 1960), развиты крупнокристаллические кордиерит-жедритовые (антофиллитовые) породы и антофиллит-кордиерит-флогопитовые сланцы с дравитом и скаполитом.

СЛЮДЯНСКОЕ проявление, по П.В.Калинину (1964), представлено линзовидной с апофизами жилой, залегающей на контакте мраморов и пироксен-амфиболовых гнейсов на территории одноименного флогопитового месторождения. Жила имеет тот же состав, что и выше описанные жилы Южной Норвегии; микроклин содержит участки амазонита. Структуры: пегматитовая, пегматоидная, блоковая. Скопления олигоклаза с иризацией солнечного и лунного камня наблюдаются в краевых частях жил и апофизах, достигая 0,3 м. в поперечнике.

Плагиоклаз-микроклиновые и микроклиновые пегматиты

Такие пегматиты могут содержать лунный и солнечный камень (Няшевское на Среднем Урале, Копь Пилипенко в Прибайкалье) или являться источником только солнечного камня, обычно невысокого качества (микроклиновые пегматиты района побережья Белого моря в Северной Карелии). За рубежом подобные пегматиты известны в Канаде (провинции Квебек и Онтарио). Они содержат перистериты.

НЯШЕВСКОЕ проявление находится в районе ст. Миасс к северо-востоку от Ильменского щелочного интрузива. Проявление представляет собой группу жил субмеридионального простирания, залегающих среди змеевиков Няшевского массива вблизи их контакта с гранито-гнейсами.

Пегматитовые жилы состоят из кварца и микроклина с небольшим количеством плагиоклаза и биотита. Акцессорные минералы: апатит, сфен, магнетит, мусковит, циркон, бетафит. Жилы отличаются симметрично-зональным строением.

В наиболее крупных прослеживается тонкая актинолит-хлоритовая оторочка (2,5 см), зона олигоклаза с кварцем, микроклином, пироксеном и роговой обманкой, прерывистые кварц-микроклиновые зоны — блоковая, графическая и субграфическая и кварцевое ядро с блоками микроклина.

Солнечный камень наблюдается в блоковом и субграфическом пегматите в просвечивающих или непрозрачных кристаллах микроклина и микроклин-пертита, содержащих пластинки гематита. Площадь иризирующих участков до 7x10 см. Наряду с солнечным камнем встречается микропертитовый и криптопертитовый микроклиновый (?) лунный камень, образующий небольшие участки в графическом и блоковом-пегматите, в том числе в блоках микроклина, включенных в кварцевое ядро.

КОПЬ ПИЛИПЕНКО расположена на Слюдянском флогопитовом месторождении в пределах пояса редкоземельных гранитных пегматитов Прибайкалья. Возраст пегматитов условно докембрийский. Вмещающие породы — гнейсы. Пегматиты образуют жилы с раздувами кварц-микроклин-пертитового состава с подчиненным развитием кристаллов титанита, биотита, роговой обманки, магнетита и ортита. В акцессорных количествах присутствуют циркон, торит, монацит, фергюсонит и другие редкоземельные минералы. Структура пегматитов — блоковая с развитием в краевых частях графического пегматита. Солнечный и лунный камень из Копи Пилипенко, по данным П.В. Калинина (1939), образует довольно крупные участки в блоках микроклин-пертита. Добыча его была незначительной.

Плагиоклаз-микроклиновые и микроклиновые пегматиты ПОБЕРЕЖЬЯ БЕЛОГО МОРЯ, по данным И.Н. Рундквист и др. (1973 г.), залегают в беломорской серии архея. Они имеют блоковую, пегматоидную, реже грубографическую структуру. Микроклин, помимо обычных срастаний с кварцем и сплошных масс в блоковой зоне, образует выделения в форме "порфиробластов", отличающихся эвгедральной формой, более светлым цветом и полупрозрачностью.

Он менее пертитизирован, чем микроклин основной массы и содержит чешуйки гематита, обусловливающие иризацию. При размерах "порфиробластов" до 30 см в поперечнике иризирующие участки едва достигают нескольких сантиметров. Наиболее прозрачные и наименее трещиноватые участки отвечают ювелирному солнечному камню, однако они имеют небольшие размеры. Перспективность таких жил окончательно еще не выяснена, но они несомненно заслуживают дальнейшего изучения.

Плагиоклаз-микроклиновые и микроклиновые пегматиты с иризирующим альбит-олигоклазом (перистеритом) распространены в районах Вильнев и Вест-Портленд (Квебек), Портленда и Хайбла (Онтарио), Канада.

Пегматитовые жилы ВИЛЬНЕВА и ВЕСТ-ПОРТЛЕНДА залегают в биотитовых гнейсах с красным гранатом. Они сложены перистеритом и белым микроклином. Перистерит не образует четко выраженных кристаллов, отдельные его зерна не превышают 7,5-10 см. Они имеют сильный блеск и светло-голубую иризацию. Встречены также турмалин, мусковит, гранат-спессартин, апатит, гуммит, циркон, уранинит, монацит. Жилы отрабатываются на керамическое сырье.

Бледно-красный перистерит с красивым отливом цветов встречается в некоторых пегматитовых телах района ХАЙБЛА и во многих пегматитовых телах ПОРТЛЕНДА.

По данным Парсонза (Parsons, 1930), иризирующие перистериты из карьера полевых шпатов в районе МОНТАГЛЯ (округ Хейстинг, Онтарио) ассоциируют с красным и зеленым микроклином, кварцем и биотитом. По оптическим свойствам перистерит соответствует альбиту №10, сдвойникованному по альбитовому и периклиновому законам. Перистерит иризирует, в некоторых образцах иризация наблюдается только в центральных частях, краевые части кристаллов шириной до 2 см. иризируют редко.

Сведений о запасах и добыче иризирующего полевого шпата этих месторождений не имеется.

Как упоминалось, по геологии месторождений лунного камня Шри Ланка и Бирмы имеется очень мало сведений. Однако по косвенным данным можно судить о принадлежности месторождений этих стран к типу гранитных пегматитов.

Как в ШРИ ЛАНКА, так и в БИРМЕ пегматитовые тела с лунным камнем залегают среди метаосадочных пород архея — переслаивающихся кислых гнейсов, кристаллических известняков, кварцитов (рис. 3 и 4). В Шри Ланка эти породы известны под названием кхондалитовой серии. Помимо чарнокитов, широко распространенных в Шри Ланка, развиты более поздние интрузивные тела нормальных гранитов, имеющие в своей жильной свите пегматиты. В Бирме в краевой фации гранитного массива Кабайнг на контакте с известняками залегают сиениты, в которых калиевый полевой шпат иризирует в ярко-голубых тонах. Месторождения с лунным камнем встречаются здесь на горе Миа-Таунг и близ Леу. Кроме того, лунный камень добывается из комплексных россыпей совместно с рубином, сапфиром, благородной шпинелью и другими самоцветами в долине р. Могок.

В юго-западной части Шри Ланка близ Амбалангоды одно из пегматитовых тел с лунным камнем было исследовано Спенсером (Vadye, Fernando, 1945). Тело состоит из грубозернистого агрегата матово-белого полевого шпата, кварца, пироксена, среди которых в виде рассеянных зерен встречается графит. Пегматитовое тело, сильно измененное пневматолитическими и гидротермальными процессами, было затем выветрено на глубину до 30 м, в результате чего превращено в глину с обломками кристаллов ортоклаза (лунного камня) размером до 7,5 см, не затронутых выветриванием. Обломки лунного камня составляют 45% от объема выветрелой массы, кварц — 7%.

Лунные камни Шри Ланка изучались многими исследователями: Спенсером, Чао, Тейлором, Харгривсом ("Полевые шпаты...", 1952), Раманом и другими (Raman, 1951, Raman и др., 1950). По их данным, изученные образцы представлены ортоклаз-криптопертитами.

Рис. 03. Геологическая карта центральной и юго-западной части о. Шри Ланка; по Курай (Cooray, 1967)

Серия хайланд и породы юго-западного района (докембрий): 1 – гранат-биотитовые гнейсы: 2 – основные породы (пироксен-амфиболиты, основные чарнокиты); 3 – чарнокиты (основные, промежуточные, кислые) и чарнокитовые породы; 4 – кристаллические известняки, доломиты; 5 – известковые гранулиты и гнейсы; 6 – кварциты, кварц-полевошпатовые сланцы; 7 – гранат-силлиманитовые сланцы, гранулиты и гнейсы; 8 – нерасчлененные отложения с линиями трендов; 9 – гранит; 10 – сбросы

Рис. 04. Схематическая геологическая карта месторождений драгоценных и полудрагоценных камней. Бирма, район Могок; по Айер (Iyer , 1953)

1 – аллювиальные отложения; 2 – основные и ультраосновные породы; 3 – граниты Кабайнг; 4 – сиениты; 5 – авгитовые и роговообманковые граниты; 6 – кварциты; 7 – известковые гнейсы; 8 – известняки и кальцифиры; 9 – кхондалиты; 10 – нерасчлененные кристаллические породы. Месторождения драгоценных и полудрагоценных камней: 11 – рубина, 12 – сапфира, 13 – благородной шпинели, 14 –лунного камня

Выделяются следующие иризирующие разновидности: белый лунный камень с шелковистым до жемчужно-белого блеском; голубовато-белый и голубой с небесно-голубым до густо-голубого оттенком иризации. Лунный камень месторождений Шри Ланка является ювелирным и поставляется на мировой рынок по довольно высокой цене. Данных о величине добычи не имеется, но именно этот тип месторождений является основным источником лунного камня в настоящее время.

Все приведенные месторождения представлены пегматитовыми телами больших и очень больших глубин и связаны с докембрийскими образованиями.

Вместе с тем в округе Грант (шт.Нью-Мексико, США) известны шлирообразные санидиновые пегматитовые тела, залегающие в субвулканической (глубина формирования 0,6 км) интрузии риолит-порфиров, характеристика которых приводится по Келлею и Брансону (Kelley, Branson, 1947). Массив риолит-порфиров кварц-ортоклазового состава, имеющий в диаметре 1,32 км, залегает среди кислых лав, туфо- и лавобрекчий. Структура его меняется от порфировидной до гранитной. Текстура миаролитовая, в контактах — флюидальная. Пегматоидные обособления санидина и кварца часто рассекаются прожилками тонкозернистого риолита (рис.5). Риолит-порфир на значительной площади изменен — серицитизирован и каолинизирован.

Пегматитовые тела линзовидной формы до 4-5 м в длину при ширине от 0,2 до 1-2 м сложены санидином и дымчатым, в меньшей мере молочно-белым и бесцветным, кварцем, ассоциирующими с биотитом и клевеландитом. Из других минералов встречены сфен, магнетит, ильменит, колумбит. Санидин нередко образует идиоморфные кристаллы размером до 32,5x32,5x50 см., сдвойникованные по бавенскому закону, а площадь его скоплений достигает 0,8x1,5 м².

Окраска санидина меняется от бесцветной до зеленовато-белой и дымчатой. Иризация обычно проявляется на плоскостях мурчисонитовой отдельности: у светлых разностей она белая или голубая, у дымчатых – от серебристо-серой до интенсивно голубой.

Рис. 5. Штуф пегматита из риолит-порфира; Нью-Мексико, США. Схематическая зарисовка; по Келлей и Брансону (Kelley, Branson, 1947)

1 – санидин; 2 – кварц; 3 – риолит-порфир

В дымчатом санидине устанавливается обилие включений в виде отрицательных кристаллов, нитевидных трубочек, каверн размером от 0,0002 до 0,004 мм. Кристаллы санидина с поверхности иногда каолинизированы на глубину 2,5 см. Е.Я. Киевленко и Н.Н. Сенкевич (1976) рассматривают эти выделения как гломерозернистые кварц-санидиновые агрегаты, кристаллизовавшиеся еще в выводном магматическом канале, поскольку образование пегматитов на таких малых глубинах теоретически невозможно.

Промышленное значение месторождений этого типа ограничено из-за обычной трещиноватости кристаллов и обилия включений.

3. Сиенитовые пегматиты ортоклазовые (микроклиновые)

Из месторождений, имеющих практическое значение как источник ювелирно-поделочного лунного камня, к этому типу могут быть отнесены, по-видимому, месторождения в окрестностях Кангьям в Южной Индии, а коллекционных лунных камней ― ортоклазовые пегматиты Южной Норвегии района Осло (Ставерн ― бывший Фредериксверн, Уда). В Советском Союзе к этому типу могут быть отнесены проявления лунного камня, известные на Кольском полуострове (Ловозерский и Хибинский массивы), в Якутской АССР (Инаглинский массив), а также месторождения сиенитовых пегматитов с солнечным и лунным камнем в Ильменских и Вишневых горах (Средний Урал).

Сведения по геологии месторождений Индии отсутствуют. По данным Шлоссмахера (Schlossmacher, 1969), лунный камень извлекается из сиенитовых пегматитов. Он иризирует в зеленых, желто-коричневых, оранжевых или белых тонах.

В ЮЖНОЙ НОРВЕГИИ пегматитовые тела с лунным камнем залегают в виде серии жил, равномерно распределенных в массиве ларвикитов.

По данным Хольтедаля (1957), ларвикиты, как и ассоциирующие с ними нордмаркиты, экериты, биотитовые (драмменские) граниты и другие породы, имеют пермский возраст. Они образовались на глубине порядка 1,5 км в грабене Осло вслед за накоплением грубообломочных осадочных пород и излиянием лав. Интрузии имеют секущие контакты, часто встречаются кольцевые формы залегания (рис. 6).

Ларвикит представляет собой крупнозернистую массивную породу от светло-серого до темно-серого цвета, сложенную олигоклазом (№№ 15-30) и щелочным полевым шпатом. Плагиоклаз преимущественно антипертитовый, субмикроскопический сдвойникованный по альбитовому закону. Щелочной полевой шпат наблюдается в виде вростков в плагиоклазе или кайм вокруг его зерен. Темноцветные минералы: титанавгит, железистый оливин. Акцессорые: апатит, титаномагнетит, лепидомелан. Иногда присутствует нефелин (Хетч и др., 1975).

Полевые шпаты ларвикитов красиво иризируют в голубых тонах. Эта порода используется в качестве красивого облицовочного материала.

Ларвикиты прорваны дайками мелкозернистых сиенитов. Состав и ориентировка этих даек в массиве совпадают с таковыми у описываемых ниже, по данным Брёггера (Broker , 1890), пегматитов с лунным камнем. Во внутренних частях самих пегматитовых жид часты выделения мелкозернистого дарвикита (рис.7).

Жилы имеют пластообразную форму и пологое залегание. Они выполняют трещины контракции, реже случайные трещины. Мощность жил достигает 10-12 м, но наиболее часто они имеют мощность менее 1 м. Во внутреннем строении жил отмечается смена тонкозернистых структур ― у зальбандов иногда с отчетливой полосчатостью ― на грубозернистые и даже гигантозернистые во внутренних частях жил. Отдельные индивиды полевого шпата здесь могут достигать 2 м. Текстура жильной массы массивная. Полости с друзовым выполнением встречаются редко. Основной жильный минерал ― натровый ортоклаз (криптопертит), обычно серый в свежих разностях или красновато- до коричневато-серого ― в разрушенных.

Рис. 6. Геологическая карта южной части грабена Осло и прилегающих районов. Южная Норвегия; по Ю.А.Кузнецову, 1964

1 – граница грабена Осло; 2 – драмменские граниты, кварцевые порфиры и аплиты; 3 – экериты, нордмаркиты и мелкозернистые сиениты; 4 – акериты, лардалиты, кьельсоситы-ларвикиты; 5 – эссекситы; 6 – эффузивы; 7 – осадочные породы нижнего и среднего палеозоя; 8 – породы древнего фундамента.

Рис. 7. Разрез сиенитового пегматитового тела, Южная Норвегия; масштаб 1:25; по Брёггеру (Brogger, 1890)

1 – ларвикит: 2 – ларвикит тонкозернистый, полосчатый; 3 – магнетит; 4 – тонкозернистый сиенит; 5 – кристаллы полевого шпата; 6 – выделения роговой обманки.

Встречены следующие второстепенные минералы (в порядке кристаллизации): апатит, магнетит, пирохлор, полимигнит, титанит, циркон, пироксен, роговая обманка, лепидомелан, содалит и нефелин. Полевой шпат кристаллизуется после нефелина. Наиболее поздние образования: альбит, кварц, опал(?), флюорит и в друзах (редко) ― цеолиты и кальцит. Иногда диопсид, роговая обманка, эгирин, лепидомелан, нефелин и содалит наблюдаются в графическом срастании с полевым шпатом.

Как отмечает Брёггер, полевые шпаты этих месторождений, обнаруживающие иризацию, обладают "делимостью" как по обычным, так и совершенно необычным направлениям. В одних случаях она параллельна ортопинакоиду, в других ― мурчисонитовой отдельности. Оттенок иризации не зависит от положения иризирующих поверхностей. В одном из образцов криптопертита из месторождения близ Ула наблюдались два резко различных цвета иризации: великолепная небесно-голубая и желтовато-золотистая, латунно-желтая. Практическое значение этого типа месторождений невелико. Как указывалось, они являются источником коллекционных образцов.

В ЛОВОЗЕРСКОМ МАССИВЕ на Кольском полуострове проявления лунного камня находятся в центральной части массива на склонах гор Лепхе-Нельм и Куйвчорр.

В составе пород, слагающих массив, выделяются фойяиты, уртиты, луявриты. Все указанные разности пород прорваны небольшими телами пойкилитовых сиенитов и более поздними жильными породами мончикитами, тингуаитами и др.

Пегматитовые тела с лунным камнем пространственно и генетически связаны с пойкилитовыми нефелиновыми и нефелин-содалитовыми сиенитами. Форма тел штокообразная. Размеры значительны (до 300-400 м² в поперечном сечении). Строение концентрически-зональное. Вслед за приконтактовой оторочкой следует ортоклаз-эгириновая, ортоклазовая и натролитовая зоны. Первые две зоны содержат 50-90% ортоклаза. Кроме того, присутствуют эгирин, нефелин, арфведсонит, эвдиалит, лампрофиллит и др.; из акцессорных встречены минералы с редкими землями и редкими металлами.

Иризирующий ортоклаз слагает участки размером 3x5 см на контакте ортоклазовой и натролитовой зон. Он содержит 2,48% Nа₂O за счет пертитовых вростков альбита и характеризуется непостоянством оптических свойств и небольшим углом оптических осей (Власов и др., 1959).

Подобные пегматиты встречены также в западной части Хибинского массива (горы Куэльпор, Кукисвумчорр).

Пегматитовые тела с лунным и солнечным камнем, залегающие в массивах сиенитов ВИШНЕВЫХ и ИЛЬМЕНСКИХ гор на Среднем Урале, отличаются как условиями локализации пегматитовых тел внутри массива, их морфологией и внутренним строением, так и минералогической разновидностью самого иризирующего полевого шпата. Здесь он представлен микроклин-пертитом и антипертитом.

Как в том, так и в другом массиве жилы залегают в зоне эндо-контакта и имеют разнообразную форму: от линзовидных и пластовых до четковидных (с раздувами до 1,5 м) и сложно ветвящихся. К раздувам приурочены миароловые пустоты. Жилы сложены блоковым микроклин-пертитом и антипертитом. Солнечный камень наблюдается как в блоковой зоне, так и в миароловых пустотах. Размер кристаллов ох 2-3 до 15 см в поперечнике в миароловых пустотах и до 0,6-1,0 м в зоне блокового пегматоида. Иризируют обычно центральные частя полупрозрачных и прозрачных (в головке) кристаллов.

Иризация наблюдалась в микроклин-пертите сиенитов, вмещающих пегматиты, и в их жильных аналогах (Ильменогорский массив). Г.П. Барсанов (1940) отмечал в полевых шпатах последних вростки гематита.

ИНАГЛИНСКИЙ массив, согласно данным А.М. Корчагина (Глаголев и др., 1974), является резко разновозрастным образованием. В центральной части он сложен дунитами предположительно синийского возраста, в то время как в краевых его частях развиты сиениты, вонкиниты, пуласкиты, щелочные пегматиты и связанные с ними метасоматиты верхнеюрского-нижнемелового возраста.

Пуласкиты залегают среди шонкинитов и малиньитов, слагая дайки и сложно ветвящиеся тела в виде кольцевого штокверка вокруг дунитового ядра. Щелочные пегматиты с лунным камнем тесно связаны с пуласкитами и контролируются теми же концентрическими трещинами. Они сложены полевым шпатом, эгирином, натролитом и эккерманитом.

Мощность жил изменчива: от 5-7 си до 20 м при длине по простиранию 100-150 м и более. Залегание жил крутое. Апофизы жил образуют сетчатые инъекции в дуните. Зональность жил выражена нечетко. Симметричная зональность наблюдается в маломощных (до 3 м) жилах и состоит в смене от периферии к центру следующих зон: амфиболовая мелкокристаллическая, микроклин-амфиболовая, альбитовая с амфиболом и редкометальными минералами. В центре залегает эгирин-амфибол-альбитовая зона с цеолитами. По контакту с дунитом часто присутствует метасоматическая серпентин-вермикулитовая оторочка с хромдиопсидом (ряс.8).

Микроклин составляет до 85% объема жил. Во внутренних частях блоков микроклина иногда встречаются обособления светло-серого и светло-розового ортоклаза, обнаруживающие иризацию в голубоватых, голубовато-перламутровых и серебристых тонах. Размер иризирующих участков до 5 см², реже до 20 см²; иногда в пределах одного штуфа ортоклаза может наблюдаться несколько участков с иризацией.

Практическое значение указанных проявлений не выяснено. Возможна попутная добыча лунного камня с отработкой пегматитов на редкие металлы (Хибинский и Ловозврский массивы) или хромдиопсид (Инаглинский массив).

Помимо описанных примеров сиенитовых пегматитов известен довольно редкий тип пегматитовых жил с альбитом и кальцитом, являющихся производными, по-видимому, щелочно-ультраосновной магмы.

Рис. 8. Разрез жилы микроклин-альбит-амфиболовых пегматитов с эгирином и натролитом; по А.М. Корчагину (Глаголев и др., 1974)

1 – дунит; 2 – серпентин-вермикулитовая оторочка с хромдиопси-дом; 3 – амфиболовая призальбандовая корочка; 4 – калиевый полевой шпат; 5 – альбит; 6 – альбит-эгириновая просечка, иногда с натролитом; 7 – арфведсонит и эккерманит

Они распространены в юго-восточной части о. СЕЙЛАНН в Северной Норвегии. Район месторождений сложен древними гнейсами (биотит-гранатовые, амфиболовые и др.), местами прорванными каледонскими перидотитами, габбро и дайками огнейсованных нефелиновых сиенитов.

Пегматитовые жилы, залегающие среди амфиболовых гнейсов, имеют широтное простирание с вертикальным падением. Они состоят, в основном, из первичного альбита и кальцита с гнездами и зонами крупнолистоватого биотита и мусковита, которые служили объектами добычи. Наряду с поздним кальцитом, который преобладает, наблюдается и кальцит, кристаллизующийся одновременно с альбитом. Из второстепенных минералов присутствуют буро-зеленый турмалин, крупные кристаллы апатита (включенные в кальците), мусковит и мелкие кристаллы циркона. Кристаллы солнечного камня с необычной иризацией в голубовато-зеленых тонах представлены, по данным Хоула и Шетелига (Hoel, Schetelig, 1916), альбит-антипертитом (№6-8), содержащим пластинки гематита. Наряду с лунным камнем, они образуют друзовые сростки в пустотах, частично заполненных зернистым кальцитом. Кристаллы хорошо образованы, но имеют сглаженные и корродированные ребра. Размер их достигает 23x13x27 см. Габитус кристаллов обычно таблитчатый. Характерны двойники по альбитовому закону. Микроскопические антипертитовые вростки калиевого полевого шпата малочислены и наблюдаются обычно во внутренних частях больших кристаллов альбита.

4. Овоидные лептиты

К этому типу относятся месторождения лунного камня в ЦЕНТРАЛЬНЫХ районах ШРИ ЛАНКА (Канди, Думбара).

Непосредственно содержащими лунный камень являются лептиты ― кислые гнейсы, подобные гранулитам, обладающие овоидной текстурой. Лептиты входят в группу кхондалитов, которые, как и чарнокиты, являются основными группами пород в серии хайланд.

Эта архейская толща пород протягивается через весь остров Шри Ланка в направлении с юго-запада на северо-восток.

Кхондалиты, согласно Курай (Cooray, 1967), в свою очередь подразделяются на гранат-силлиманитовые сланцы и гнейсы, кварциты и кварцитовые сланцы, кварц-полевошпатовые гранулиты, кристаллические известняки, известковые гранулиты и графитсодержащие сланцы. Все эти породы являются метаосадочными. Для них характерна сланцеватость и полосчатость, наличие складок различного размера. В районе Канди, например, они смяты в синклинальную складку северо-западного простирания шириной от 3 до 10 км и длиной многие десятки километров. Характер складчатости различный. Выделяются симметричные, опрокинутые и лежачие складки.

Чарнокиты в виде узких полос мощностью от 0,6 до 13,0 м ритмично чередуются со сланцами и гранулитами. Значительно реже они слагают обособленные тела значительных размеров. Преобладают кислые их разности от мелко- до крупнозернистой структуры.

Лептиты представляют собой светлоокрашенную породу с гнейсовидной или гранитовидной структурой, состоящую из ортоклаза и кварца. В различных количествах имеется примесь слюды и граната, иногда встречаются силлиманит и графит. Породы тонкополосчатые, линзовидные скопления кварца вытянуты по сланцеватости. По своему составу лептиты занимают промежуточное положение между гранат-силлиманитовыми сланцами и гнейсами, с одной стороны, кварцитами и кварцитовыми сланцами ― с другой.

В лептитах лунный камень встречается обычно вблизи их контакта с кристаллическими известняками (Vadye, Fernando, 1945). Он образует овоидные обособления, в которых обычно ассоциирует со шпинелью, сфеном, серендибитом (алюмоборосиликатом кальция и магния). Лунный камень представлен ортоклаз-криптопертитом в кристаллах бочонковидной формы с хорошо развитыми гранями пинакоидов размером до нескольких сантиметров. Кристаллы обычно слабо каолинизированы с поверхности.

Добывавшийся из лептитов лунный камень был самого высокого качества. В настоящее время эти месторождения отработаны.

5. Россыпи элювиальные и элювиально-делювиальные

Как упоминалось, россыпные месторождения известны только для лунного камня.

Элювиальные и элювиально-делювиальные россыпи представлены глинистыми продуктами выветривания пегматитов, лептитов, содержащих лунный камень (ШРИ ЛАНКА) ― первые или щебенкой и дресвой кислых лав с вкрапленниками иризирующего ортоклаза и санидина (НЬЮ-МЕКСИКО, КОЛОРАДО, США) ― вторые. Сведения об элювиальных россыпях очень кратко приводятся Спенсером. Так, на пегматитовом теле близ Амбалангода глинистые продукты выветривания распространены до глубины 30 м и слагают около половины объема всей выветрелой массы пегматитового тела. Обломки иризирующего полевого шпата извлекаются из глины путем отмучивания. Вадия и Фернандо (Vadye, Fernando, 1945) указывали также, что продуктивные на лунный камень лептиты частично каолинизированы. Выветривание несомненно облегчает добычу лунного камня и, кроме того, способствует его естественному обогащению, так как в первую очередь разрушается содержащий включения и трещиноватый полевой шпат. Наиболее обогащены сырьем нижние горизонты коры выветривания, переходные к зоне дезинтеграции коренных пород.

В штатах Нью-Мексико и Колорадо риолиты имеют широкое распространение. Щебенка и дресва при их выветривании скапливается у подножия крутых склонов, откуда и извлекаются обломки лунного камня с очень красивой голубой иризацией. Коммерческие разности обычно представляют собой кусочки весом 1-5 г. (Sinkankas, 1968).

III. ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ ПРЕДПОСЫЛКИ И ПОИСКОВЫЕ ПРИЗНАКИ МЕСТОРОЖДЕНИЙ ИРИЗИРУЩИХ ПОЛЕВЫХ ШПАТОВ

1. Геологические предпосылки

Разнообразие геологической обстановки, в которой залегают месторождения иризирующих полевых шпатов, обусловливает различную степень значимости тех или иных геологических предпосылок формирования месторождений и факторов, контролирующих их размещение.

Так, для магматогенных месторождений Лабрадора, а также пегматитовых месторождений лунного и солнечного камня основным является магматический фактор контроля. Вместе с тем важную роль играет структурный контроль в размещении пегматитовых полей в докембрийских толщах, а также пегматитовых тел внутри интрузивных массивов. Для наиболее интересных в практическом отношении месторождений лунного и солнечного камня, залегающих в докембрийских метаморфических толщах вне видимой связи с интрузиями, основными геологическими факторами контроля являются метаморфический и литологический.

Магматический фактор контроля является одним из важнейших, определяющих локализацию месторождений иризирующих полевых шпатов большинства промышленно-генетических типов месторождений, обнаруживающих прямую генетическую связь с интрузиями (например, сиенитовые пегматиты с лунным и солнечным камнем, магматические месторождения Лабрадора). В ряде случаев (например, для месторождений юго-западной части Шри Ланка и Бирмы, пегматитов с беломоритом Северной Карелии и пегматитов с солнечным камнем Южной Норвегии) такая связь может являться парагенетической и прослеживаться лишь по косвенным признакам (приуроченность пегматитовых полей к тем же структурам, что и магматические породы и поля мигматизации и т.п.).

Остановимся подробнее на значении магматического фактора контроля для определенных типов месторождений иризирующих полевых шпатов.

Микроклин-плагиоклазовые и плагиоклаз-микроклиновые пегматитовые тела с иризирующими полевыми шпатами как правило значительно удалены от выходов гранитов. Однако имеется ряд косвенных признаков, свидетельствующих о наличии генетической связи между теми и другими: залегание в одних и тех же контролирующих структурах, сходство минерального состава, близкий возраст и т.п.

Ряд исследователей (Родионов, 1959, 1964; Архангельская, 1964 и др.) считают возраст гранитов Северной Карелии архейским. Эти граниты образовались в одну из ранних фаз главной складчатости и являются, таким образом, синорогенными. Состав гранитов плагиоклаз-микроклиновый и микроклиновый. Текстура массивная, гнейсовидная, полосчатая. Граниты сопровождаются полями сплошной мигматизации.

В Чупяно-Лоухском пегматитовом поле гранитоидные тела имеют небольшие размеры: от сотен метров до 3-4 км в поперечнике. Выходы гранитондных пород, зоны мигматизации и пегматитовые поля обычно пространственно разобщены.

Для месторождений лунного камня в шлировых санидиновых пегматитах магматический фактор контроля наиболее ярко выражен. Риолит-порфиры относятся к типу субвулканических интрузивных тел, сформировавшихся на небольшой глубине (0,6 км) в тесной пространственной и генетической ассоциации с кислыми туфами, лавами и лавобрекчиями. Их состав отвечает составу калиевого риолита, в котором преобладает высокотемпературная форма калиевого полевого шпата ― санидин (Хэтч и др., 1975). Санидин образует вкрапленники, иногда значительных размеров, стеклянно-прозрачные, с очень красивым лунным отливом за счет криптопертитовых вростков альбита. Из других минералов присутствуют кварц, биотит.

Структура меняется от порфировидной до гранитной. Текстура миаролитовая, с многочисленными пегматоидными обособлениями санидина и кварца. Породы часто изменены автометасоматическими процессами (развитие слюд, каолинизация). Контактовые изменения отсутствуют или выражены слабо. На тесную генетическую связь санидиновых пегматитов с субвулканическими телами указывает размещение этих тел в пределах интрузий, их шлироподобный характер, близкий риолит-порфиру минеральный состав, наличие в породе рассеянных пегматоидных обособлений, пересечение пегматоидных шлиров прожилками тонкозернистого риолит-порфира.

Генетическая связь пегматитов с лунным камнем, распространенных в Шри Ланка и Бирме, с определенными магматическими комплексами не прослеживается и может только предполагаться по ряду косвенных признаков (пространственной близости, наличию в составе жильной свиты интрузивов пегматитов вообще и т.п.). Так, Курай (Cooray, 1967) отмечает, что юго-западный район Шри Ланка, где распространены указанные пегматиты, отличается большой насыщенностью мелкими гранитными массивами, которым сопутствуют поля мигматизации и пегматиты. Граниты нормального состава иногда несут редкоземельную минерализацию. Они имеют интрузивные контакты с вмещающими породами, иногда содержат ксенолиты последних, полосчатая текстура наблюдается лишь в краевых частях.

В Бирме, в районе д. Могок, граниты Кабайнг прорывают архейские отложения и сопровождаются обширными полями мигматитов, дайками аплитов, пегматитовыми и кварцевыми жилами. На контакте с известняками эти граниты обнаруживают переходы в сиениты с гнейсовидной текстурой, полосчатость которых параллельна полосчатости смятых в складки метаморфических толщ. Айер (Iyer, 1953) рассматривает сиениты как наиболее раннюю синтектоническую фазу внедрения гранитов, сопровождавшегося ассимиляцией известняков гранитным расплавом. Сиениты часто содержат иризирующий ортоклаз.

Указанный факт в какой-то мере позволяет судить о возможной генетической связи пегматитов, содержащих лунный камень, и гранитов Кабайнг. Это тем более вероятно, что на месторождениях лунного камня, представленных пегматитами, генетическая связь которых с вмещающими их интрузивными породами несомненна (санидиновые пегматиты округа Грант, Нью-Мексико, США; сиенитовые пегматиты Южной Норвегии), вмещающие породы (ларвикиты, риолит-порфиры) содержат иризирущий полевой шпат. Для гранитных интрузивов, с которыми генетически или парагенетически связаны пегматитовые месторождения лунного камня, вообще характерен калиевый полевой шпат, нередко обнаруживающий иризацию: санидин в риолит-порфирах, микроклин в гранитах Северной Карелии, ортоклаз в гранитах Кабайнг Бирмы и др. Общими особенностями во всех перечисленных районах являются небольшие размеры интрузивных тел и наличие в пегматитах редкометальной и редкоземельной минерализации.

Отчетливо прослеживается генетическая связь сиенитовых пегматитов с вмещающими их ларвикитами (залегание в прототектонических трещинах, близость по составу к дайкам мелкозернистого сиенита и т.п.).

Ларвикиты, как и сопутствующие им породы грабена Осло, отвечают гипабиссальной группе фаций глубинности магматических пород (по Д.И. Горжевскому и В.Н. Козеренко, 1965) и габбро-монцонит-сиенитоврй формации (по Ю.А. Кузнецову, 1964). В составе этих пород наблюдается ассоциация основного плагиоклаза с ортоклазом, часто пертитизированным и иногда обладающим эффектом иризации. Из других минералов присутствуют: оливин, авгит, эгирин, биотит, роговая обманка, нефелин. Акцессорные ― апатит. Форма интрузивных тел штоки, давки, плитообразные залежи. Обычна также кольцевая форма интрузий. Контакты с вмещающими породами интрузивные. Структура часто порфировидная, мелкозернистая в основной массе. Текстура массивная, полосчатая.

Жильные породы широко развиты ― мелкозернистые породы в виде даек, пегматиты в трещинах контракции, дайки ромбен-порфиров.

Магматические породы этой формации контролируются трещинной тектоникой жестких блоков (грабен Осло). Внедрения отличаются многофазностью, причем в начальные стадии происходило излияние эффузивов.

Ильмено-Вишневогорский интрузивный комплекс, с которым связаны пегматиты с лунным и солнечным камнем, также принадлежит габбро-монцонит-сиенитовой формации с двухфазным внедрением слагающих его пород. В первую фазу образовались миаскиты и инъекционно-метасоматические породы экзоконтакта, а во вторую ― тела агирин-авгитовых сиенитов, щелочные метасоматиты и щелочные сиенитовые редкоземельные пегматиты, содержащие иризирующие полевые шпаты. Эгирин-авгитовые сиениты ― мезократовые породы, содержащие щелочной пироксен эгиринового ряда, микроклин-пертит и альбит; акцессорные минералы: сфен, апатит, монацит, ортит, ильмено-рутил и пирохлор.

Массивы эгирин-авгитовых сиенитов контролируются зоной глубинного разлома и залегают дискордантно вмещающим породам.

Калиевый щелочной метасоматоз по вмещающим миаскитам, связанный с этими сиенитами, обусловил образование иризирующего полевого шпата в щелочных метасоматитах.

Массивы Лозозерский и Инаглинский, с которыми связаны проявления лунного камня, приурочены к жестким структурам древних платформ, для них характерно многократное внедрение магмы по кольцевым разломан, иногда разделенное значительными перерывами во времени. Намечаются некоторые общие черты щелочных пород, с которыми связаны пегматиты с лунным и солнечным камней. Во всех породах наблюдается преобладание суммы щелочей над глиноземом (Nа₂O + K₂O > Al₂O₃), что говорит об их принадлежности к породам агпаитового ряда. Натрий преобладает над калием.

Отношение кремния к алюминию варьирует в широких пределах. Характерно, что в случае, когда материнская (вмещающая) порода недосыщена кремнекислотой и богата нефелином (эвдиалитовые луявриты), пегматиты с лунным камнем содержат нефелин в подчиненном количестве. Всем щелочным породам свойственно повышенное содержание редких металлов, редкоземельных элементов цериевой группы и тория.

Поскольку содержание лунный камень лептиты пространственно тесно ассоциируют с телами чарнокитов, иногда имеющих признаки интрузивных тел, необходимо кратко остановиться на характеристике последних.

Чарнокиты относятся к ультраабиссальной группе фаций глубинности магматических пород, образовавшихся на глубине 8-10 км, по Д.И. Горжевскому и В.Н. Козеренко. Чарнокиты свойственны только кристаллическим щитам и массивам архейского возраста. Их состав очень близок составу вмещающих пород, с которыми они образуют постепенные переходы. Состав ― ортоклаз, гранат, гиперстен ― говорит о формировании этих пород в условиях недостатка летучих. Форма тел пластовая. Часты также секущие тела. Явления изменения на контактах отсутствуют. Структура гранобластовая, текстура массивная и полосчатая. В центральной части Шри Ланка лептиты с овоидными выделениями лунного камня находятся в тесной пространственной ассоциации с пластовыми телами чарнокитов, тонко переслаивающимися с кварцитами, кристаллическими известняками и гранат-силлиманитовыми гнейсами.

Иризирующий Лабрадор генетически связан с массивами основных пород (лабрадоритов, габбро-анортозитов и габбро), относящихся к габбро-анортозитовой формации по Д.И. Горжевскому и В.Н. Козеренко. Они залегают в древних (докембрийских) интенсивно дислоцированных толщах гнейсо-мигматитов, размещаясь в краевых частях древних щитов (Украинский, Канадский). Форма массивов в плане более или менее изометрична, площадь 1000-1200 км².

Характерной их особенностью является тесная ассоциация с более молодыми кислыми интрузиями, образующими "раму" массивов, и отсутствие значительных масс габброидного состава. Кроме того, следует указать на некоторые петрографические особенности пород этих массивов ― относительную устойчивость состава плагиоклаза в объеме всего интрузивного тела и наличие крупно- или гигантозернистых разностей.

Литологический фактор заключается в приуроченности некоторых месторождений иризирующих полевых шпатов к породам определенного состава и иногда определенных физических свойств.

Наиболее ярко влияние состава вмещающих пород на образование того или иного вида иризирующего полевого шпата прослеживается на примере месторождений солнечного камня (типа микроклин-плагиоклазовых и частично микроклиновых пегматитов). Они залегают, как правило, среди существенно магнезиальных обогащенных железом метаморфических пород или имеют с ними непосредственный контакт. Такими породами являются пироксен-амфиболовые гнейсы, амфиболиты, скаполитовые пироксениты. Эти породы, богатые железом, обусловливают его вхождение в целый ряд минералов пегматитовых тел, в том числе в полевые шпаты, что служит причиной возникновения и солнечного камня. Обогащение пегматитового расплава-раствора, помимо железа, магнием, кальцием ведет к появлению таких минералов, как турмалин, пироксен, роговая обманка, сфен. Аналогичную роль могут играть змеевики, которые являются вмещающими для некоторых месторождений солнечного камня (Няшевское, Средний Урал; Копь Пилипенко в Прибайкалье).

Для пегматитовых жил с беломоритом, по данным В.М. Кустанович и др. (1969 г.), наиболее благоприятны существенно глиноземистые гнейсы, а также тонкопереслаивающиеся высокоглиноземистые гнейсы и биотитовые, амфибол-биотитовые гнейсы и амфиболиты. Тонкое переслаивание, возможно, обусловливает повышенную хрупкость пород и создает благоприятную обстановку для локализации большего числа пегматитов.

Для месторождений овоидных лептитов с лунным капнем обязательно их чередование с кристаллическими известняками. Отметим, что в Бирме по контакту разнородных по составу сред (граниты Кабайнг ― кристаллические известняки) образуются гибридные (по мнению отдельных авторов) сиениты с иризирующими полевыми шпатами.

Степень мигматизации гнейсов имеет значение для отдельных типов пегматитов. Так, микроклин-плагиоклазовые пегматиты с беломоритом залегают в гнейсах, не затронутых мигматизацией, а плагиоклаз-микроклиновые ― в интенсивно мигматизированных (микроклинизированных) гнейсах.

Приуроченность наиболее крупных месторождений иризирующих полевых шпатов к породам только архейского возраста позволяет, по-видимому, говорить и о стратиграфическом факторе контроля.

Метаморфический фактор контроля выделяется в связи с тем, что некоторые месторождения иризирующих полевых шпатов, в том числе наиболее высококачественного лунного камня в овоидных лептитах, имеют метаморфическое происхождение, а другие (пегматитовые месторождения лунного и солнечного камня в докембрийских отложениях) обнаруживают тесную связь с метаморфическими породами.

Так, месторождения Шри Ланка и Бирмы залегают только в кхондалитах или им подобных образованиях (гнейсы Ногок) и не встречаются за пределами распространения кхондалитов. Кхондалиты принадлежат пироксеново-гранулитовой субфации наиболее высокотемпературной гранулитовой фации метаморфизма первично осадочных (глинистых, песчанистых, карбонатных) пород, кислых и основных эффузивов (Тернер, Ферхуген, 1961).Породы интенсивно мигматизированы.

Пегматитовые месторождения беломорита и солнечного камня залегают в различных породах амфиболитовой фации метаморфизма (гнейсы, амфиболиты, мигматиты).

Таким образом, петрографический состав метаморфических толщ иногда сказывается на минеральном составе пегматитовых тел, обусловливая в ряде случаев появление определенной иризирующей разновидности полевого шпата (олигоклаз-беломорит, солнечный камень), а глубокий метаморфизм первично осадочных и эффузивных пород может непосредственно привести к образованию метаморфогенных месторождений лунного камня (овоидные лептиты).

Структурно-тектонические предпосылки выделяются в связи с тем, что для большинства месторождений лунного и солнечного камня с большей или меньшей детальностью устанавливается приуроченность их к определенным структурно-тектоническим элементам как регионального, так и более локального плана.

Месторождения иризирующих полевых шпатов могут размещаться в самых разнообразных структурно-тектонических зонах: в основаниях древних платформ (Шри Ланка, Бирма), на кристаллических щитах (лабрадориты, пегматиты Северной Карелии, пегматиты с солнечным и лунным камнем Южной Норвегии, пегматиты с иризирующим перистеритом Канады).

Более локальными контролирующими структурами могут быть названы складки II-го и более высоких порядков, наблюдаемые в древних метаморфических толщах, и осложняющие их элементы ― поперечные прогибы, воздымание осевых частей (Северная Карелия и др.), грабенообразные трещинные зоны (Южная Норвегия) и т.п.

Непосредственно для размещения пегматитовых тел благоприятными оказываются контакты разнородных по составу метаморфических пород, иногда тонкопереслаивающихся (породы кхондалитовой серии, амфиболиты и гнейсы и т.п.). Внутри массивов интрузивных пород благоприятными для размещения пегматитов с лунным камнем оказываются трещины контракции, к которым, наряду с пегматитами, приурочены и дайки, дайко- и штокообразные тела наиболее поздних фаз внедрения.

Наиболее полно структурный фактор в размещении пегматитовых тел с иризирующими полевыми шпатами (беломоритом) может быть рассмотрен на примере месторождений Северной Карелии.

Районы развития пегматитов с беломоритом (пегматитовые пояса) контролируются антиклинальными и синклинальными складками I-го порядка, осложняющими Беломорский мегантиклинорий и, в частности, участками погружения этих структур. Пегматитовые поля располагаются в местах перегибов или воздымания шарниров продольных и поперечных складок II-го порядка, к которым также приурочены интрузивные тела и поля мигматизации.

Кусты пегматитовых тел размещаются в мелких дополнительных складках, флексурообразных изгибах в гнейсах и структурах будинажа в основных породах. Положение отдельных пегматитовых тел фиксируется трещинами разрыва (растяжения), осложняющими мелкие антиклинальные складки. Простирание этих трещин согласуется с общим простиранием региональной структуры. Характер трещин определяет морфологические особенности пегматитов.

Рассмотренные выше литолого-метаморфические, магматические и структурно-тектонические предпосылки выделены для группы эндогенных месторождений иризирующих полевых шпатов. В полной мере они будут справедливы и для экзогенных ― элювиальных и элювиально-делювиальных месторождений иризирующих полевых шпатов, представляющих собой, как правило, продукты химического и физического выветривания коренных месторождений (лептитов, пегматитов, кислых порфировидных пород и т.п.).

2. Поисковые признаки месторождений иризирующих полевых шпатов

Прямыми поисковыми признаками являются находки кристаллов иризирующих полевых шпатов либо их обломков в коренном залегании, элювии, делювии или аллювиальных отложениях. Такие находки возможны также в отвалах старых горных выработок, которые были пройдены с целью разведки (или добычи) слюды, керамического сырья, редких металлов. Прямые поисковые признаки являются наиболее надежными и могут привести к открытию месторождения.

Непосредственно на возможность обнаружения проявлений иризирующих полевых шпатов могут указывать также следующие признаки:

а) находки обломков письменного гранита с полупросвечивающим иризирующим полевым шпатом;

б) наличие магматических (интрузивных и эффузивных) и метаморфических пород, содержащих иризирующие полевые шпаты в качестве породообразующих минералов; порфировидная (порфиробластовая) структура указанных пород с крупными вкрапленниками полевого шпата.

Косвенные признаки могут быть намечены из наблюдения морфологии, минерального состава, степени дифференцированности, характера изменения вмещающих пород и условий залегания пегматитового тела.

Морфологические и текстурные признаки. Благоприятно наличие раздувов в пегматитовом теле, а в случае пластовой формы благоприятны наиболее мощные тела, так как в местах раздувов и в пегматитовых телах большой мощности скорее можно ожидать более совершенную расслоенность с выделением мономинеральных зон полевого шпата и более крупноблоковую структуру. В раздувах возможно наличие миароловых пустот, в которых встречается солнечный камень (в сиенитовых пегматитах), а в мономинеральных зонах полевого шпата ― солнечного и лунного камня. В ряде случаев (сиенитовые пегматиты с лунным камнем) благоприятна уплощенная форма тел, слабая их расслоенность, а в микроклин-плагиоклазовых пегматитах с беломоритом ― значительные размеры в длину и слабая расслоенность.

Минералогические признаки.

I. Пегматитовое тело должно содержать значительные мономинеральные (в виде участков, блоков, зон) выделения того полевого шпата, который ожидается в данном типе пегматитов как иризирующий. Так, в гранитных пегматитах это должны быть участки санидина, зоны олигоклаза и микроклина, в щелочных ― блоки или зоны натрового ортоклаза, микроклина, альбита и т.д.

Некоторое значение может иметь и набор второстепенных минералов. Так, в пегматитах с солнечным камнем постоянно присутствуют эгирин, диопсид и (или) роговая обманка, апатит, циркон, титанит, магнетит, реже биотит, редкоземельные минералы. Часто присутствует лунный камень невысокого качества. Большинство этих минералог наблюдается и в пегматитах с лунным камнем.

2. Развитие поздних минералов ― альбита, цеолитов ― неблаго­приятно, так как они могут полностью замещать ранее выделившиеся иризирующие полевые шпаты. С другой стороны, кварц-мусковитовый замещающий комплекс в пегматитах Северной Карелии сопровождается выделением более интенсивно иризирующих, но мелких кристаллов олигоклаза.

3. В щелочных и сиенитовых пегматитах благоприятным является небольшое содержание или полное отсутствие нефелина.

Приконтактовые изменения вокруг пегматитов с лунным камнем проявляются не всегда. Минеральные комплексы, возникающие при этом, разнообразны: мусковит, мусковит с турмалином (на контакте гранитных пегматитов с гнейсами); арфведсонит-флогопитовая оторочка, часто с обильным выделением хромдиопсида; микроклиновая со сфеном, эвдиалитом (на контакте сиенитовых пегматитов со щелочными породами). Иногда наблюдается появление полосчатости, параллельной зальбандам пегматитового тела, обильное выделение магнетита (в ларвикитах).

В пегматитовых телах с солнечным камнем часто присутствует приконтактовая оторочка из олигоклаза, иногда проявляющего иризацию, а вмещающие породы могут быть преобразованы в кордиерит-жедритовые (антофиллитовые) и антофиллит-кордиерит-флогопитовые сланцы с турмалином и скаполитом (Южная Норвегия).

Особенности вмещающих пород и их состав могут рассматриваться также как благоприятный косвенный признак на обнаружение иризирующих полевых шпатов, например, нахождение пегматитовых тел в магнезиально-железистых породах (змеевиках, амфиболитах, пироксен-амфиболовых гнейсах) или вблизи контакта с этими породами.

В качестве косвенного поискового признака можно использовать геоморфологический признак. Пегматитовые жилы в гнейсах, амфиболитах являются более устойчивыми по сравнению с вмещающей породой и часто образуют в рельефе гривки, холмы ― "вараки". Пегматитовые жилы в интрузивных породах, например, ларвикитах, наоборот, образуют углубления в рельефе, мелкие уступы на склонах и т.п.

IV. МЕТОДИКА ПОПУТНЫХ ПОИСКОВ И ПЕРСПЕКТИВНАЯ ОЦЕНКА ПРОЯВЛЕНИЙ ИРИЗИРУЩИХ ПОЛЕВЫХ ШПАТОВ

1. Проектирование и проведение попутных поисков

Попутные поиски иризирующих полевых шпатов должны проводиться при всех видах геологоразведочных работ: геолого-съемочных, поисковых, поисково-ревизионных, разведочных и разведочно-эксплуатационных в первую очередь на слюду, керамическое сырье, редкие и редкоземельные металлы, связанные с пегматитами.

При проектировании с учетом геологических предпосылок намечаются площади, потенциально перспективные на находки этого вида сырья, а при проведении полевых работ производится изучение прямых и косвенных поисковых признаков месторождений этих минералов. При этом в районах развития метаморфических толщ уделяется внимание текстурным особенностям кислых гнейсов (лептитов), характеру чередования их с другими метаморфическими породами (амфиболитами, кристаллическими известняками), а в районах развития пегматитов изучается их форма, минеральный состав, текстурно-структурные особенности, характер взаимоотношения с вмещающими породами и другие признаки. В массивах лабрадоритов наиболее тщательно изучаются порфировидные крупнозернистые разности. Все прямые и косвенные признаки проявлений иризирующих полевых шпатов фиксируются в геологической документации.

В случае находок иризирующих полевых шпатов следует сгустить маршруты для выявления размеров и характера минерализации, пройти легкие горные выработки с целью опробования выходов иризирующих полевых шпатов. На этой стадии работ необходимо выявить максимально возможное количество проявлений. Поэтому интервалы расположения выработок и густота сети маршрутов строго не регламентируются.

В зависимости от размеров пегматитовых тел можно наметить следующие расстояния между маршрутами: 100-250 м. при крупномасштабных работах в изученных районах на протяженных (до 200-300 м.) пегматитовых жилах в метаморфических толщах; 50-100 и 20-50 м. при крупномасштабных работах в районах развития маломощных жил неправильной (с апофизами) формы протяженностью 10-50 м., а также штокообразных тел размером в плане до 40-60 м. Несколько большие интервалы маршрутов могут быть приняты при работе в районах развития гнейсов с очковой текстурой.

Маршруты ориентируются вкрест простирания структур, к которым могут быть приурочены пегматитовые тела: синклинальных структур II-го и III-го порядка, контактов пород, границ интрузивных тел, тектонических нарушений и т.п.

Все найденные или добытые при проходке горных выработок обломки иризирующих полевых шпатов отбираются в пробу. Способ отбора проб — валовый. Однако необходимо разделять материал, извлеченный из рыхлых элювиально-делювиальных отложений и из коренных пород. Отбор материала должен производиться вручную с помощью легкого горнопроходческого инструмента или с применением ограниченных зарядов ВВ. Пробы составляются по каждому виду иризирующего полевого шпата и по каждому пегматитовому телу или минерализованному участку (например, в гнейсах) отдельно. Примерный вес проб 15-20 кг. Предварительная разбраковка и обогащение сырья не производится.

Пробы поделочного лабрадорита штуфные, размер штуфов ориентировочно 25x15x10 см.

В случае находок горных пород с иризирующими полевыми шпатами (сиенитов, риолитов, лабрадоритов и др.), необходимо также отобрать штуфную пробу для оценки качества самой породы как облицовочного материала. Размер таких штуфных проб для проведения сокращенных испытаний должен быть 5x5x8 см. Методика отбора проб и характер испытаний приведены в книге М.Б. Григоровича (1976). Камень, который может быть использован как облицовочный, должен удовлетворять требованиям ГОСТ 9479-69 и ОСТ 41-77-73. Отобранные пробы направляются в территориальные геологические управления, в которых имеются лаборатории соответствующего профиля.

Пробы с иризирующими полевыми шпатами документируются и направляются на исследование в соответствии с "Инструкцией по проведению попутных поисков месторождений цветных камней", утвержденной Министерством геологии СССР (1973).

2. Принципы перспективной оценки проявлений и площадей

Оценка проявлений иризирующих полевых шпатов и площадей их распространения производится с учетом обнаружения качественного сырья, размеров выделений иризирующих полевых шпатов и масштабов проявления, а также его принадлежности к тому или иному промышленно-генетическому типу. На первоначальной стадии работ к перспективным следует отнести площади, на которых установлена возможность обнаружения качественного сырья.

Качество сырья устанавливается по данным опробования и определяется соответствием полученных образцов отраслевому стандарту (если он есть) и их сортностью. Поскольку ни для лунного (за исключением беломорита), ни для солнечного камня отраслевой стандарт не установлен, заключение о качестве сырья может быть дано на основании пробной обработки его и изготовления опытных изделий.

Качество определяется интенсивностью иризации, ее цветом, размером бездефектных (без трещин, без видимых включений, незатронутых процессами разложения) областей кристаллов, степенью их просвечиваемости и прозрачности. Однако на данном этапе работ, с ограниченным объемом горных выработок, отсутствие находок качественного сырья не должно приводить к отрицательной оценке проявления и тем более ― площади.

Размеры и масштабы выявленных проявлений оцениваются по частоте встречаемости в продуктивных телах участков с иризирующим полевым шпатом и количеству самих таких тел, их размерам, условиям залегания (возможно залегание сериями, кустами и т.п.), а также определяются размерами массивов интрузивных пород, в которых встречаются тела с иризирующим полевым шпатом, протяженностью, мощностью минерализованных толщ гнейсов, частотой чередуемости их в разрезе метаморфических пород.

Отнесение обнаруженных проявлений к тому или иному промышленно-генетическому типу производится на основании изучения минерального состава проявлений и вмещающих пород, самой минералогической разновидности иризирующего полевого шпата.

Проявления иризирующих полевых шпатов, получившие положительную оценку, передаются курирующей организации для дальнейшего изучения в соответствии с упомянутой "Инструкцией...".

После проведения попутных поисков производится оценка площади на обнаружение месторождений иризирующих полевых шпатов. Перспективность той или иной площади определяется наличием на ней положительно оцененных проявлений иризирующих полевых шпатов или благоприятных геологических условий для их локализации. К наиболее перспективным должны быть отнесены площади с проявлениями сырья хорошего качества, а также те, на которых имеются признаки, прямо указывающие на возможность обнаружения такого сырья.

ЛИТЕРАТУРА

Ависов Б.П. Месторождения лабрадоритов в СССР. -Минеральное сырье, 1928, №3.

Агафонова Т.Н. Из истории Лабрадора. -В сб. "Материалы во геологии, геофизике и геохимии Украины; Казахстана, Забайкалья". Киев, 1967, №3.

Агафонова Т.Н. Иризирующие лабрадоры и другие цветные камни Правобережной Украины. Автореферат диссертации на соискание ученой степени доктора геолого-минералогических наук. Киев, 1969.

Агафонова Т.Н. Лабрадоровые метакристаллы. Минерал, сб. Львовского ун-та им. Ив.Франко. Львов. Изд-во Львовск. гос. ун-та, 1970, вып.2, №24.

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

Барсанов Р.П. К минералогии северной части Ильменского заповедника. -Труды Ильменского гос. заповедника, М., 1940, вып.2.

Барсанов Г.П. Минералогия и генезис эгирин-авгитового пегматита группы 15-х копей в Ильменских горах. -Труды мин. музея, 1949, вып.1.

Барсанов Г.П., Яковлева М.Е. Цвета минералов. -Труды мин. музея, 1963, вып.14.

Барт Т. Теоретическая петрология, М., ИЛ, 1956.

Белянкин Д.С. О научных предрассудках и о железе в полевых шпатах. -Геологический вестник, 1926, т.1, №1-3.

Белянкин Д.С., Сергиев Н.Г. О железистом полевом шпате с острова Мадагаскар. -Изв. АН СССР, VI серия, 1926, т.20, №13-14.

Беревин Б.А. Список минералов Государственного Ильменского заповедника по копям. -Труды Ильменского гос. заповедника, 1936, вып.5.

Власов К.А., Кузьненко М.В., Еськова Е.М. Ловозерский щелочной массив. М. Изд-во АН СССР, 1959.

Воробьева О.А. Щелочные породы СССР. -В сб. "Петрографические провинции, изверженные и метаморфические горные породы". М. Изд-во АН СССР, I960.

Герасимовский В.И. Характерные особенности минералогии пегматитов агпаитовых нефелиновых сиенитов. В кн.: "Минералогия и генезис пегматитов". М., "Недра", 1965.

Глаголев А.А., Корчагин A.M., Харченков А.Г. Щелочно-ультраосновные массивы Арбарастах и Инагли. М., "Наука", 1974.

Горбачева Т.В., Емельяненко П.Ф. Калиевые полевые шпаты Инаглинского интрузива (Алдан). -Вестник МГУ, серия геол., 1964, №5.

Горжевский Д.И., Козеренко В.Н. Связь эндогенного рудообразования с магматизмом и метаморфизмом. М., "Недра", 1965.

Григорович М.Б. Оценка месторождений облицовочного камня при поисках и разведке. М., "Недра", 1976.

Дир У.А., Xауи Р.А., Зуссман Дж. Породообразующие минералы, т.4. М., "Мир", 1966.

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

Калинин П.В. Минералы Слюдянского района. -Труды ВИМС. М., 1939, вып.150.

Калинин П.В. К систематике пегматитов Вишневых гор. -Геология и разведка, 1964, №10.

Каменцев И.Е., Сметанникова О.Г. Определение Аl-Si упорядоченности в плагиоклазах. -Геохимия, 1974, №1.

Каримов А.Г., Xалилов М.Х. К находке лабрадорита на Алтае. -Изв. АН Каз ССР, серия геол., 1968, №4.

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

Киевленко Е.Я., Сенкевич Н.Н. Геология месторождений поделочных камней. М., "Недра", 1976.

Крамаренко Н.К. О генезисе иризирующих двухфазовых фенокристаллов Лабрадора в габброидах Волыни. -В кн.: "Вопросы геохимии, минералогии, петрологии и рудообразования". Киев, "Наук, думка", 1974.

Кузнецов Ю.А. Главные типы магматических формаций. М., "Недра", 1964.

Кумбс Д.С. Железистый ортоклаз с Мадагаскара. -"Полевые шпаты". 2-й сб. статей. М., ИЛ, 1956.

Лабунцов А.Н. Пегматиты Северной Карелии и их минералы. -В кн. "Пегматиты СССР", т.2. М.-Л., Изд-во АН СССР, 1939.

Лебедев А.П. Опыт сравнительного обзора и генетической классификации анортозитовых формаций мира. -Труды ГИН, серия геол. М., 1953, вып.148, №44.

Марфунин А.С. Полевые шпаты ― фазовые взаимоотношения, оптические свойства, геологическое распространение. -Труды ИГЕМ АН СССР, 1962, вып.78.

Михеев В.И., Руденко С.А. Новые данные об особенностях иризации полевых шпатов. -Зап. Всес. мин. об-ва, 1954, ч.83, вып.4.

Пазюк Л.И. Иризирующие лабрадоры. -Природа, 1955, №8.

Полевые шпаты. Сб. статей. М., ИЛ, 1952.

Полевые шпаты. 2-й сб. статей. Ц., ИЛ, 1956.

Полканов А.А. Плутон габбро-лабрадоритов Волыни УССР. Л., Изд-во ЛГУ, 1948.

Полканов А.А. Гравитационное фракционирование твердой фазы и кристаллизационная дифференциация. -В сб. "Вопросы петрографии и минералогии", т.1, М., Изд-во АН СССР, 1953.

Половинкина Ю.И. К вопросу о происхождении лабрадоритов Украины. -Труды Лаб. гэол. докембрия АН СССР, 1964, вып.19.

Родионов Г.Г. Типы слюдоносных пегматитовых тел и их промышленная оценка. -Труды ВИНС, Госгеолтехиздат, 1959, вып.4.

Свяжин Н.В. Метаморфизм солнечного камня из Вишневых гор на Урале. -В сб. "Минералогия и геохимия". Свердловск, 1959, вып.42.

Семенченко Ю.В., Агафонова Т.Н., Солонинко И.С. Цветные камни Украины. Киев, «Будiвельник», 1974.

Тернер Ф.Д., Ферхуген Д. Петрология изверженных и метаморфических пород. М., ИЛ, 1961.

Франк-Каменецкий В.А. Природа структурных примесей в минералах. Л., Изд-во ЛГУ, 1964.

Хольтедаль У. Геология Норвегии, М., ИЛ, 1957.

Хэтч Ф., Уэллс А., Уэллс М. Петрология магматических пород. М., "Мир", 1975.

Anсher M. Gem labradorite in New-Fork state. -Rocks and minerals, 1974, v. 49, №4.

Anderson O. On avanturine feldspars. -Amer. Journ. of science, 1915, v.40, 4 series.

Anderson O. Avanturine labradorite from California. -Amer. Mineral, 1917, v.2, №91.

Barth Th. Die Pergmatitgange der Kaledonischen intrusivgesteine im Seiland-Gebite. Skrifter utgitt an Det Norske videnskaps-Academie i Oslo. 1.Math. -Naturw. Klasse, 1927, B.2, №8.

Bauer M. Edelsteinkunde. Leipzig, 1896.

Bjorlykke H. Lift on granite, pegmatites of Southern Norway. -Am. Min., 1937, v.XXII.

Boggild O.B. On the labradorization of the feldspars. K.Danske Vidensk. Selskab. Mathfys. Meddel, 1924, v.6, №3.

Вrоgger W.C. Die Mineralien der Syenitpegmatitgange der sudnorwegfischen Aurfit-und Nephelinsyenite. -Zeitschrift fur Krystallojfraphie und Mineralogie. Leipzig, 1890, B.16.

Сooray R.G. An introduction to the geology of Ceylon. National museums of Ceylon, 1967.

De Souza Campos J.E. Labradorescencia e adularescencia. -Gemmologist, l962, v.7, №27-28.

Div1jan S. The results of field and laboratory studies of avanturine plagioclases from some norwegian pegmatites. -Rept. 21^st intern. Geol. Congr., Norden, 1960, Part.17.

Faust G.T. The fusion relations of ironortho clase. -Amer. Mineral., 1936, v.21.

Fernando L.J.D. Gemstones. -Ceylon Geographer, 1964, №1-4.

Hoel A., Schetelig J. Hephelin-bearing; pegrmatitic dykes in Seiland. -Kristiania. Festshrift, Amund Helland, 1916.

Iyer L.A.E The geology and gemstones of the Mogoc stone tract. -Burma minoirs of geol. surv. of India, 1953, v.82.

Kelley V.С., Branson O.T. Schallow hightemperature pegrmatites, Grant County, Mew-Mexico. -«Econ. Geol», 1947, v.42, №8.

Lacroix A. Mineralogie de Madagascar, Paris, 1922, v.1.

Parsons A.L. Iridescent color in peristerite. -Am. mineralogist. Toronto, 1930, v.15, №3.

Raman C.V. More about the iridescent feldspars. -Current Science, 1951, v.20, №4.

Raman С.V., Jayaraman A., Srinivasan T. The structure and optical behaviour of the Ceylon moonstones. -Proc. Ind. Acad. Sci., v.32A.

Schlossmacher K. Edelsteine und Perlen. gart, 1969.

Sinkankas J. Gemstones catalog, New-J(правильно "Y")ork, 1968.

Spaulding D.L. The ruby mines of Mogok, Burma. -Gems and gemology, 1956, v.8, №11.

Spence H.S. Pegmatite minerals of Ontario and Quebec. -Amer. mineral., 1930, v.15, №10.

Spenser E.S. A contribution to the study of moonstone from Ceylon and other areas and of the stability relations of the alkali-feldspars. -Mineral. Mag., 1930, v.22.

Vadye D.N., Fernando L.J.D. Gemstones and precions stone of Ceylon. -Records of the Department of mineralogy Ceylon, 1945, №2.