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

Лазурит

Методические указания Лазурит

I. ОБЩИЕ СВЕДЕНИЯ 3
1. Свойства лазурита 3
2. Область применения, технические требования к сырью 4
3. Размещение месторождений, данные о добыче 7
4. Представления о генезисе лазурита 8
II. ГЕОЛОГО-ПРОМЫШЛЕННЫЕ ТИПЫ МЕСТОРОЖДЕНИЙ ЛАЗУРИТА 12
1. Месторождения в силикатно-магнезиальных скарнах 12
2. Месторождения, связанные с известковыми скарнами 25
III. ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ ПРЕДПОСЫЛКИ ПОИСКОВ МЕСТОРОЖДЕНИЙ ЛАЗУРИТА 27
1. Литолого-метаморфические предпосылки 27
2. Структурно-тектонические предпосылки 30
3. Магматические предпосылки 34
IV. ПОИСКОВЫЕ ПРИЗНАКИ 37
V. МЕТОДИКА ПОПУТНЫХ ПОИСКОВ И ПЕРСПЕКТИВНАЯ ОЦЕНКА ПРОЯВЛЕНИЙ ЛАЗУРИТА 39
1. Проектирование и проведение попутных 39
2. Принципы перспективной оценки проявлений лазурита 44
ЛИТЕРАТУРА 47

I. ОБЩИЕ СВЕДЕНИЯ

1. СВОЙСТВА ЛАЗУРИТА

Лазурит получил название по ярко-синей окраске. Он известен также под именем ляпис-лазури, но последний термин обычно относится к минеральному агрегату, состоящему из зерен лазурита с другими сопутствующими минералами.

Лазурит принадлежит к группе содалита. Его химическая формула (по А.Г.Бетехтину) — (Na,Ca)4-8(AlSiO4)6(SO4,Cl,S)1-2, кристаллизуется в гексатетраэдрическом классе кубической сингонии с типичной комбинацией граней куба (100) и ромбододекаэдра (110). Хорошо образованные кристаллы редки и он чаще встречается в виде плотных зернистых масс.

Блеск лазурита - стеклянный, матовый. Спайность — совершенная по (110), излом неровный. Твердость по шкале Мооса от 5-5,5 до 6,0. Удельный вес 2,4-2,9. Цвет синий, минерал изотропен и только в некоторых случаях обнаруживает аномальное двупреломление. Показатели преломления разноокрашенных лазуритов: голубого — 1,502, синего — 1,505.

Ювелирный или поделочный лазурит представляет собой полиминеральный тонко- или мелко- до среднезернистого агрегат, в котором зерна лазурита находятся в тесном срастании с кальцитом (редко с доломитом), диопсидом, флогопитом. Иногда присутствуют также полевые шпаты, гаюин, содалит, пирит и некоторые другие минералы. Размер зерен лазурита в таком агрегате колеблется от сотых до десятых долей миллиметра, реже до нескольких миллиметров в поперечнике. Зерна имеют изометрические, а также вытянутые или извилистые очертания.

Ляпис-лазурь обладает необыкновенно красивой лазурно-синей, синей, голубой, сине-фиолетовой или зеленовато-синей окраской разнообразных оттенков. Окраска бывает пятнистой и реже однородной. В Афганистане, являющимся поставщиком лучшего в мире лазурита, наиболее ценятся индигово-синие (густо-синие) камни, получившие название "ниили", менее — небесно-синие, голубые — "асмани" и еще меньше зеленовато-синие — "суфси". По данным А.Н.Платонова и др. (1971), окраска лазурита обусловлена ион-радикалами S2- и S3-. Повышение ее интенсивности при прокаливании лазурита эти исследователи объясняют переходом сульфатной серы в сульфидную. Позднее М.И.Самойлович с соавторами (1973) на основании данных электронного парамагнитного резонанса показал, что цвет этого минерала и его интенсивность определяется ион-радикалами SO4- и S3-. B ярко-синем лазурите их концентрация составляет 0,5-0,7%.

Для ляпис-лазури характерны и нежелательные (серые и белые) пятна, вызванные разнозернистыми скоплениями карбонатов и включениями полевых шпатов, диопсида, след и других минералов, снижающих декоративные достоинства камня. Присутствие среди примесей ярко-бронзового пирита, наоборот, улучшает внешний вид камня. Вкрапленность пирита может служить отличительным признаком ляпис-лазури от других минеральных агрегатов сходного цвета.

От окрашенных в синеватые тона главколита и гаюина, ляпис-лазурь легко отличается при помощи паяльной трубки и под действием кислот на порошок минерала. При нагревании до красного каления главколит обесцвечивается, тогда как лазурит сохраняет свою окраску, а иногда даже усиливает её. Перед паяльной трубкой лазурит сплавляется в белое стекло, а гаюин — в зеленовато-голубое.

Лазурит, также как главколит и гаюин, разлагается в соляной и азотной кислоте, но в отличие от них выделяет сероводород, что устанавливается по характерному резкому запаху тухлого яйца.

2. ОБЛАСТЬ ПРИМЕНЕНИЯ. ТЕХНИЧЕСКИЕ ТРЕБОВАНИЯ К СЫРЬЮ

Ляпис-лазурь использовалась человеком еще за несколько тысячелетий до нашей эры в древних цивилизациях Египта, Месопотамии и Ирана. Из этого камня получали яркую синюю краску, вырезали небольшие статуэтки, различные амулеты.

В России, особенно в ХVШ и XIX веках синий лазуритовый камень ценился очень высоко. Он шёл на изготовление художественных камнерезных предметов и вставок в ювелирные изделия. Большое количество Бадахшанского и Байкальского лазурита было использовано на облицовку каменных колонн в интерьере Исакиевского собора в Петербурге, а также для облицовки панелей, каминов и других предметов при отделке лазуритовой комнаты Петергофского дворца.

Благодаря красивой окраске и способности воспринимать зеркальную полировку, лазурит находит применение и в наши дни. Он используется для различных по форме вставок в кольца, запонки и различные недорогие украшения. Из него также вырезают круглые или продолговатые бусины, вазочки, изображения животных, ручки для зонтов, чернильницы, пресс-папье и другие поделки. Крошка лазуритового камня используется для изготовления мозаик, а также в производстве художественной ультрамариновой краски самого высокого качества.

Требования промышленности к качеству ювелирного лазурита в сырье регламентируются в СССР отраслевым стандартом. Для ювелирного лазурита таким стандартом служит OCT-41-15-71, а для поделочного — OCT-41-25-72. За эталоны принимается лазурит Мало-Быстринского и Памирского месторождений.

К ювелирным сортам относится плотная, тонкозернистая лазуритовая порода синего, темно-синего, васильково-синего и фиолетового цвета различных оттенков. Среди них различаются высший, I, II и III сорта с минимальными размерами камня для высшего сорта 15x15x15 мм, а для остальных сортов 10x10x10 им. В I, II и III сортах допускаются пятна белого, голубого и серого цвета не более 5%, 10% и 15% от площади поверхности камня соответственно. Для всех сортов ювелирного лазурита мелкая вкрапленность золотисто-желтого пирита не считается дефектом.

К поделочному лазуриту относятся бездефектные плотные образцы разнозернистого строения размером не менее 50x50x50 мм. Не допускаются трещины, пористость, рыхлые участки — "мякотины". Не считается дефектом неравномерность окраски и мелкая вкрапленность не окисленного пирита. По характеру окраски различаются две разновидности поделочного лазурита: малобыстринская (Юго-Западное Прибайкалье) и памирская. По каждой из них выделяются следующие сорта поделочного лазурита (табл.1).

Таблица 1

Требования к качеству поделочного лазурита

Типовая разновидность

Качественная характеристика

Сорт

1

2

3

Малобыстринская

Окраска пятнистая, фиолетовая, темно-синяя с различными оттенками, строение плотное, раз нозернистое. Допускаются равномерная голубая или белая пятнистость на площа ди поверхности камня

 

не более 30%

I

-"- 50%

II

-"- 70%

III

Памирская

Окраска пятнистая, синяя, голу бая, зеленовато-голубая с различными оттенками. Строение плот ное, разнозернистов. Допускаются пятна и прожилки вмещающей породы бледно-голубо го, белого и светло-серого цве та на площади поверхности камня

 

не более 30%

I

-"- 50%

II

-"- 70%

III

3. РАЗМЕЩЕНИЕ МЕСТОРОЖДЕНИЙ, ДАННЫЕ О ДОБЫЧЕ ЛАЗУРИТА В СССР И ЗА РУБЕЖОМ

В СССР лазурит известен в двух районах: в Южном Прибайкалье и на Юго-Западной Памире. В первой находится известное с ХVIII века Малобыстринское месторождение и несколько еще недостаточно изученных проявлений — Слюдянское, Талинское, Тултуйское и др., а во второй — Ляджвардаринское месторождение.

За рубежом лазурит добывается в основном в Афганистане и Чили. Знаменитое и крупнейшее в мире месторождение высококачественного ювелирного лазурита Сары-Санг, известное еще 5-6 тысяч лет до нашей эры, расположено на северо-востоке Афганистана в провинции Бадахшан в труднодоступных горах Восточного Гиндукуша в верховье р.Кокчи.

Чилийские месторождения поделочного лазурита известны с древних времен в высокогорном районе Чилийских Анд в провинции Кокимбо. Главные месторождения Карен и др. находятся в департаменте Овалье, в верховье р.Коскадеры притока р.Таскадеро, впадающей в р.Рио-Гранде. Менее значительные месторождения имеются в провинциях Антофагаста и Атакама. Слабо изучено месторождение Оркон де Пьедро вблизи местечка Рискария де Лос Пиларес у г.Акулео, департамент Мелипилья, провинции Сантьяго (Vita, 1953).

Небольшие месторождения и проявления лазурита имеются в США, Канаде, Анголе, Бирме и Индии.

Главные поставщики лазурита на мировой рынок — Афганистан, СССР и Чили.

По данным американского ежегодника  "Minezals уеаrbооk", добыча лазурита в Афганистане и Чили характеризуется следующими цифрами (в кг. лазуритового сырья).

Год

1960

1961

1962

1963

1964

1965

1966

1967

Афганистан

2800

3268

8000

5421

5000

8550

10030

5179

Чили

5800

3200

9100

3100

16500

19655

---

8200

В СССР среднегодовая добыча поделочного лазурита в последние годы составляет около 15 т.

На мировом рынке наиболее высоко ценится бадахшанский (Сары-Сангский) лазурит из Афганистана. По данным "Lapidaey Journal" (1972, 1973), он предлагается покупателям по следующим ценам (в американских долларах за кг сырья): высшего качества однородной синей окраски с вкрапленностью пирита — 1000, первосортный без белых включений — 110-120, среднего качества — 35-40.

Лазурит в сырье из американских месторождений отличается невысоким качеством и обычно продается по более низким ценам: около 8-10 долларов за один кг.

4. ПРЕДСТАВЛЕНИЯ О ГЕНЕЗИСЕ ЛАЗУРИТА

Промышленно интересные скопления лазурита отмечаются в связи с силикатно-магнезиальными скарнами.

Имеется несколько точек зрения на происхождение лазуритового камня. Большинство исследователей придерживается мнения Д.С.Коржинского о реакционно-метасоматической природе лазурита. Другая концепция, согласно которой лазуриту приписывается магматическое происхождение, выдвинута А.Б.Ферсманом.

По А.Е.Ферсману (1940), ляпис-лазурь, подобно содалиту, является продуктом реакционного взаимодействия обогащенного щелочами и легколетучими компонентами пегматитового расплава с доломитовым мрамором.

А.В.Воскобойниковой (1938), Д.С.Коржинским (1947) и др. было установлено, что лазуритовая минерализация развивается не только по контакту пегматита с доломитом я мрамором, но и проникает по трещинам в уже раскристаллизованный пегматит. Это обстоятельство, а также наблюдаемые факты лазуритизации не только пегматитов, но и гранитов, аплитов и даже метаморфических пород — гнейсов, позволили Д.С.Коржинскому рассмотреть генезис лазурита с позиций теории биметасоматоза и метасоматической десиликации.

Д.С.Коржинский (1947, 1953), Б.Я.Хорева (1955) и др. при анализе процесса лазуритизации на примере байкальских и памирских месторождений отводят силикатным породам (пегматитам, аплитам, гранитам и др.) пассивную роль источника кремнезема и алюминия. Обмен малоподвижными компонентами с кремнеземом, глиноземом и магнезией между силикатной породой и контактирующим с нею доломитовым мрамором осуществляется путем диффузии поровых растворов. При этом биметасоматические преобразования силикатных пород происходят в условиях восходящих постмагматических растворов. Необходимые для образования лазурита компоненты: кальций, алюминий, кремний, иногда сера, заимствуются из вмещающих пород, а натрий и хлор привносятся растворами извне.

Источники метасоматических растворов, вызвавших лазуритизацию силикатных и карбонатных пород, не всегда ясны. П.В.Калинин (1957), изучавший байкальские месторождения лазурита, полагает, что материнскими для минерализации являлись постмагматические растворы гранитоидного магматического очага, отделившиеся на конечных этапах его становления после внедрения пегматитов и ортотектитов. К аналогичным выводам приходят также Ж.Блэз и Ф.Сезброн (Blaise, Сеsbron, 1966), И.А.Ефимов и А.И.Судеркин (1967) на примере изучения месторождения Сары-Санг в Афганистане. Правда, Ж.Блэз и Ф.Сезброн связывают это месторождение с деятельностью высокотемпературных постмагматических растворов гипотетического палингенного магматического очага, возникшего при ультраметаморфизме, тогда как И.А.Ефимов и А.И.Судеркин считают их производными постметаморфического интрузивного магматизма.

Другие исследователи сходных лазуритовых месторождений Памира (Мурина, Хорева, Щеголев, 1965), Канады (Hogarth ,1971) отрицают постмагматический характер материнских растворов и высказываются в пользу их метаморфической природы.

А.Г.Давыдченко (1969, 1972), изучавший физико-химические условия образования месторождений лазурита СССР, устанавливает возможность их связи как с постмагматическими, так и с послеультраметаморфическими растворами.

Имеются также расхождения во взглядах исследователей лазуритовых месторождений и на сам характер метасоматического процесса лазуритизации.

Сторонники бииетасоматической гипотезы Д.С.Коржинского полагают, что скопления лазурита формируются в ходе одноактного процесса, протекающего при посрздстве застойных поровых растворов на границе двух разнородных сред в условиях высокого химического потенциала натрия.

Как показали исследования Д.С.Коржинского (1947, 1953), А.Г.Давыдченко (1969, 1972) и др., лазуритизация полевошпатовой породы наиболее полно развивается при низком содержании в растворах кремнезема относительно глинозема. Этому способствует десиликация замещаемой породы с образованием диопсида и форстерита, связывающих высвобождающийся кремнезем с нагнием доломитовых мраморов.

Дж.Оствальд (Ostwald, I963), не отрицая биметасоматического характера лазуритовой минерализации, считает этот процесс двухэтапным. В первый этап, по его мнению, происходит перекристаллизация и щелочной метасоматоз алюмосиликатной породы, контактирующей с мрамором, с превращением её в нефелин-сиенитовую. Во второй этап, связанный с поступлением летучих веществ — серы и хлора, нефелин становится неустойчивым и замещается лазуритом. По неопубликованным материалам А.Г.Давыдченко и С.А.Смирновой, лазуритовые породы в доломитовых мраморах могут возникать и без видимой связи с включениями силикатных пород в результате инфильтрационно-метасоматических процессов. Согласно упомянутым исследователям, этот инфильтрационно-метасоматический тип лазуритизации обусловлен:

1) непосредственной десиликацией восходящих растворов, содержащих кремнезем, глинозем и щелочи, при взаимодействии их с доломитовыми мраморами. В результате мраморы обогащаются форстеритом, диопсидом и в них развиваются диопсид-лазуритовые калъцифиры;

2) биметасоматической десиликацией силикатных пород, залегающих в доломитовых мраморах на некоторой глубине. В этом случае над телами десилицированных полевошпатовых пород под воздействием "остаточных" инфильтрационных растворов, уже обедненных кремнеземом, образуются дедоломитизированные мраморы (кальцифиры) с вкрапленностью и прожилками лазурита с тем или иным содержанием диопсида и флогопита;

3) десиликацией восходящих растворов в зонах, расположенных на глубине, ниже кальцитовых мраморов. В данных условиях могут возникать скопления лазурита в первично кальцитовых мраморах.

Сторонники гипотезы инфильтрационного метасоматоза, в процессе которого кристаллизуется лазурит, придерживаются мнения о многостадийном минералообразовании. И.А.Ефимов и А.И.Судеркин (1966), например, считают, что минерализация на Сарысангском месторождении в Афганистане развивалась по тектоническим разломам в несколько следовавших друг за другом последовательных этапов или стадий. Сначала путем замещения кальцифиров образовались диопсидовые скарны. Затем произошла их флогопитизация. Последняя в свою очередь сменялась этапом скаполитизации и лазуритизации ранее сформировавшихся скарнов.

А.Г.Давыдченко (1972) выделяет три стадии метасоматического минералообразования в доломитовых мраморах лазуритоносных районов: 1) шпинель-форстеритовую (парагенезисы пониженной щелочности); 2) лазуритовую (парагенезисы высокой щелочности); 3) флогопитовую (парагенезисы нормальной щелочности). Третья стадия накладывается на первую и вторую, замещая шпинель-форстеритовые или лазуритовые парагенезисы. Непосредственно на лазуритовых месторождениях первая и третья стадии обычно слабо проявлены.

Считается, что лазурит формируется при высоких температурах и давлениях, соответствующих парагенезисам минералов ультраметаморфических или магматических пород повышенной щелочности.

По данным Е.И.Воробьева и др. (1972), нижний температурный предел образования лазурита байкальских месторождений, установленный по магнезиальному кальциту, равен 450-500°, а определенные Л.И.Иоффе и др. (1971) аналогичным методом температуры регрессивного этапа метаморфизма кальцит-доломитовых мраморов култукской свиты, развитой в этом же лазуритоносном районе, находятся в пределах 540-565° (диопсидовая ступень равновесия).

II. ГЕОЛОГО-ПРОМЫШЛЕННЫЕ ТИПЫ МЕСТОРОЖДЕНИЙ ЛАЗУРИТА

Эндогенные месторождения лазурита относятся к контактово-метасоматическому или скарновому типу. По составу замещаемых пород они подразделяются на два типа: 1) силикатно-магнезиальные скарны, 2) известковые скарны (табл.2).

1. МЕСТОРОЖДЕНИЯ В СИЛИКАТНО-МАГНЕЗИАЛЬНЫХ СКАРНАХ

Месторождения этого типа представляют собой лазуритоносные зоны скарнированных будин силикатных пород (гранитов, аплитов, пегматитов, реже гнейсов) среди мощных пластов доломитовых мраморов и кальцифиров, принадлежащих к глубоко метаморфизованным карбонатно-гнейсовым комплексам. Они отнесены нами к типу силикатно-магнезиальных скарнов в связи с тем, что лазурит и сопутствующие

Таблица 2

Промышленно-генетические типы месторождений ювелирно-поделочного лазурита

Генетическая группа

Генетический класс

Тип месторождений

Характеристика продуктивных тел

Тип скоплений лазурита

Сопутствующие минералы

Характеристика ювелирно-поделочного сырья

Промышленное значение

Примеры месторождений

Эндогенная

Пневматолитово-гидротермальная

В силикатно-магнезиальных скарнах

Зоны лазуритизированных будин гранитов, пегматитов, реже кварц-полевошпатовых кристаллических сланцев среди доломитовых прапоров и кальцифиров гранулитовой или амфиболитовой фаций метаморфизма. Длина зон от нескольких десятков до первых сотен метров.

Округлые, эллипсоидальные, чечевице- и линзообразные гнезда (желваки) лазурита концентрически зонального строения размером от нескольких см до нескольких метров по наибольшему измерению; прожилки и вкрапленность зерен лазурита в мраморе.

Диопсид,

Форстерит,

флогопит,

кальцит,

доломит,

калиевый полевой шпат,

плагиоклаз,

пирит,

скаполит (главколит),

гаюин,

нефелин,

цеолиты

и др.

Ювелирный лазурит с однородной густо-синей или голубовато-синей окраской, почти афенитовой тонкозернистой структурой. Поделочный лазурит обычно обладает пятнистой синей или голубовато-синей окраской и разнозэрнистой структурой (от мелко- до среднезернистой).

Главный источник ювелирного и поделочного лазурита

Сзры-Санг (Афганистан),

Малобыстринское, Слюдянское (СССР)

и др.

В известковых скарнах

Зоны жило- и линзообразных тел лазурита в мраморизованных известняках карбонатно-терригенных толп, подвергшихся высокотемпературному метаморфизму в контактных ореолах интрузий гранитов.

Прожилки , вкрапленность и небольшие (до нескольких см в поперечнике) гнездообразные скопления лазурита.

Кальцит,

пирит.

Зернистый агрегат лазурита с кальцитом и пиритом. Окраска от густо-синей до бледно-синей. Характерны обильные белые пятна и полосы кальцита.

Крупные месторождения поделочного лазурита невысокого качества.

Карен и др. (Чили)

ему скарновые силикатные минералы образуются вокруг будин за счет замещения не только силикатных, но и контактирующих с ними магнезиальных карбонатных пород.

Почти все известные в мире месторождения лазурита, в том числе самые крупные с высококачественным сырьем, принадлежат к рассматриваемому типу. По геологической обстановке, условиям залегания, минеральному составу и внутреннему строению лазуритовых тел, все они очень сходны. Однако, по структурным признакам и масштабам развития лазуритовой минерализации можно выделить две группы месторождений:

1) протяженные зоны мелких лазуритовых гнезд (лазуритизированных будин кислых жильных интрузивных пород),

2) скопления резко разобщенных относительно крупных лазуритизированных будин пегматитов или жильных гранитов.

В каждой из названных групп гнездообразные, корковые и желвакообразные тела ляпис-лазури сопровождаются пятнисто-вкрапленным лазуритом в ассоциации с фостеритом, диопсидом, скаполитом, флогопитом и др. Следует отметить, что между этими группами иногда проявляются и элементы сходства. Так, в лазуритоносных зонах первой группы среди скоплений мелких лазуритовых гнезд изредка наблюдаются крупные лазуритизированные будины силикатных пород, а протяженные лазуритоносные зоны, иногда сменяются резко разобщенными мелкими и короткими. Равным образом, во второй группе месторождений можно заметить черты первого типа: участки развития мелких лазуритовых гнезд, которыми сопровождаются разрозненные крупные лазуритоносные будины.

Протяженные зоны мелких лазуритовых гнезд. В этой группе лазуритовых месторождений биметасоматическое замещение и метасоматическая десиликация, по причине малой величины замещаемых будин, достигают максимального развития. Весьма интенсивно проявилось также лазуритовое замещение. Именно поэтому с данной группой связаны самые богатые месторождения поделочного и ювелирно-поделочного лазурита, такие как Малобыстринское в СССР и Сарысангское в Афганистане.

Район Малобыстринского месторождения располагается в пределах Байкальской складчатой области, по северной окраине Хамар-дабанской структурно-фациальной зоны.

Месторождение залегает в пласте доломитового мрамора безымянской свиты, входящей в состав мощной гнейсово-карбонатной хамардабанской серии архея — протерозоя.

Продуктивный пласт мощностью около 90 м смят в небольшую синклинальную складку северо-восточного простирания, отграниченную тектоническими разломами от щелочных гранитов и сиенияов, слагающих небольшой интрузивный массив докембрийского возраста. Мраморы неоднородны по составу: слои серых грубополосчатых существенно доломитовых разностей чередуются с белыми, богатыми кальцитом.

В серых мраморах отмечаются тонкие чешуйки графита, концентрирующиеся в виде полос вдоль слоистости. Карбонатные породы продуктивного пласта обогащены сероводородом, содержат примесь диопсида, форстерита, флогопита, серпентина и других силикатов. Среди них широко распространены послойные линзы гранитов и пегматитов.

На Малобыстринском месторождении выделяется две лазуритоносные зоны: одна в северо-западном крыле синклинальной складки, другая в сопряженном юго-восточном (рис.1). Каждая из них состоит из серии сближенных послойных линзо- и жилообразных тел лазуритовых кальцифиров с заключенными в них гнездами лазурита. Наиболее крупные тела лазуритоносных кальцифиров имеют в длину 140 м и более и мощность до 7 м в раздувах. Сопровождающие их более мелкие тела прослеживаются от 10 до 60 м по простиранию, достигая мощности 2,5-5 м; угол падения тел, как и вмещающих мраморов, составляет 50-60°. Общая протяженность полосы развития

Рис. 1 Схема геологического строения Малобыстринского месторождения лазурита на горизонте штольни № 1 (По В.Н.Матонину, В.А.Андрейченкову и А.М.Шарыбкину).

1 – серые среднезернистые полосчатые кальцит-доломитовые мраморы с графитом; 2 – белые мелкозернистые кальцитовые мраморы; 3 – сиениты и граносиениты; 4 – граниты и гранит-пегматиты "слюдянского" типа; 5 – зоны брекчирования; 6 – лазуритоносные зоны будинажа — жильных гранитов и гранит-пегматитов; 7 – тектонические нарушения; 8 – геологические границы; 9 – элементы залегания пород; 10 – подземные горные выработки; 11 – подземные буровые скважины.

тел лазуритоносных кальцифиров северо-западной, более изученной минерализованной зоны, равна 250 м при ширине 60-80 м. На глубину она прослеживается на 100 м и больше.

Тела лазуритовых кальцитов нарушены постминерализационным дроблением и карстовыми процессами. Глыбы, желваки мрамора и лазуритизированных будин гранитов погружены в рыхлый песчано-глинистый материал. Лазуритовая минерализация проявляется в нескольких формах:

1) рассеянная или сконцентрированная в виде пятен и полос вкрапленность лазурита в мраморах,

2) корки и прожилки в маркированных будинах гранитов,

3) гнезда и желваки ляпис-лазури обычно в белой силикатно-карбонатной оболочке.

Лазуритизированные будины гранитов имеют размер от нескольких сантиметров до 1 м в поперечнике. По данным В.Н.Матонина и Ю.А.Алексеева (1973), желваки, сложенные целиком ляпис-лазурью, обычно не превышают 0,3 м в диаметре. В пределах тел лазуритовых кальцифиров гнезда и желваки лазурита располагаются на расстоянии от нескольких сантиметров до нескольких метров друг от друга. Участки концентрации сближенных гнезд прослеживаются по простиранию от 3,5 м до 15 м. Гнезда и желваки лазурита иногда обнаруживают следующее концентрически-зональное строение (от ядра к периферии):

1) десилицированный и диосидизированный гранит,

2) диопсид-лазуритовая зона,

3) диопсид-лазурит-флогопитовая зона,

4) кальцит-диопсидовая зона.

Такое строение, как известно, характерно для биметасоматических силикатно-магнезиальных скарнов, которые развиваются в узкой зоне контакта гранитов и доломитов. Согласно Д.С.Коржинскому (1953), вначале в результате метасоматической десиликации кислой алюмосиликатной породы создается микроклин-диопсидовая зона и одновременно с нею по другую сторону контакта происходит дедоломитизация мрамора (замещение доломита кальцитом) и образование форстерита. Вслед за тем микроклин-диопсидовая зона замещается диопсид-лазуритовой, а за счет доломитового мрамора разрастается кальцит-форстеритовая. В заключительную фазу процесса возникает флогопитовая или флогопит-диопсидовая зона, которая развивается по лазуритовой. В это же время за счет кальцит-форстеритовой зоны формируется кальцит-диопсидовая.

Биметасоматическая лазуритизация иногда сопровождается инфильтрационно-метасоматической, которая проявляется в образовании зерен и их скоплений в мраморе. Таким образом, в результате сочетания этих двух процессов образуются жило- и линзообразные тела лазуритовых кальцифиров с заключенными в них гнездами лазурита.

Источником поделочного лазурита являются лазуритизированные будины гранитов, представляющие обычно участки, обогащенные лазуритом, сочетающимся с пятнами диопсид-полевошпатового, диопсид-карбонатного и карбонатного состава.

По данным изучения шлифов, средний минеральный состав поделочного лазурита характеризуется следующий соотношением (в %): лазурит — 36, диопсид — 36, флогопит — 8, кальцит — 12, полевой шпат — 5, прочие минералы (пирит, скаполит и др.) — 3. В такой полиминеральном агрегате лазуритовые зерна образуют сростки с диопсидом, флогопитом, карбонатами и нередко содержат включения этих же минералов.

Несмотря на яркую синюю окраску, лазурит Малобыстринского месторождения, в основном, относится к поделочной разновидности из-за неоднородной разнозернистой структуры и присутствия белых и серых пятен.

Сарысангское месторождение находится в пределах Файзабадского выступа кристаллических пород докембрия, образующего гигантский блок внутри киммерийско-альпийской складчатой области.

Месторождение залегает в глубоко метаморфизованных карбонатных породах сарысангской серии, объединяющей карбонатно-гнейсовый комплекс нижней части разреза докембрийской метаморфической толщи.

Осадочно-метаморфические образования этой серии представлены мигматизированными гнейсами (биотитовые, альмандиновые, силлиманитовые, роговообманковые, авгитовые, дистен-кордиеритовые и др.), доломитовыми, кальцит-доломитовыми мраморами и кальцифирами с форстеритом, скаполитом, диопсидом и флогопитом.

Лазуритовая пачка доломитовых мраморов и калъцифиров мощностью 260-370 м образует небольшую синклинальную складку субмеридионального простирания, осложняющую крыло крупной антиклинили. Мраморы и кальцифиры заключают согласные жило- и линзообразные тела метаморфизованных габбро-диабазов, гранитов и пегматитов (рис.2). Лазуритоносная зона приурочена к центральной части пачки доломитовых мраморов и представляет собой серию пластообразных и линзообразных тел лазуритовых кальцифиров общей мощностью до 30-40 м с заключенными в них гнездами лазурита.

На основном, центральном, участке месторождения наблюдается серия сближенных параллельных минерализованных лазуритом тел кальцифиров, согласных с залеганием вмещающих мраморов. Простирание тел субмеридиональное, угол падения 50-70°; протяженность по простиранию от 70 до 450 м и более, мощность 1-4 м (Ефимов, Судеркин, 1967). Для этой зоны характерна высокая, хотя и неравномерная концентрация гнезд лазурита. Наибольшее их количество отмечается в местах изгибов слоев и в раздувах кальцифиров. По данным А.И.Майорова и А.И.Судеркина, средний вес лазуритовых обособлений 3-7 кг, редко до 100-150 кг, обычный их размер 30x10x15 см, а наиболее крупных не более 1x0,5x0,8 м. Мелкие гнезда обычно сложены сплошным мелкозернистым до афанитового лазуритом, тогда как более крупные обнаруживают отчетливое зональное строение, свидетельствующее о биметасоматической природе минерализации и образовании гнезд в результате лазуритизации

Рис. 2 Схема геологического строения месторождения лазурита Сары-Санг, Афганистан. По А.Н.Майорову, А.И.Судеркину и М.Е.Крекову, с упрощениями.

1 – четвертичные отложения; 2 – гранит-аплиты, лейкократовые и пегматоидные граниты; 3 – инъекционные гнейсы; 4 – доломитовые мраморы и кальцифиры с подчиненными прослоями и линзами кристаллических сланцев; 5 – роговики; 6 – лазуритоносные зоны; 7 – тектонические нарушения; 8 – элементы залегания; 9 – устья штолен.

будинированных жильных гранитов и пегматитов.

Зональные гнезда имеют обычно следующее строение (от ядра к наружной оболочке):

1) десилицированный гранит или пегматит — агрегат зерен полевого шпата с диопсидом, кальцитом и редкими зернами лазурита,

2) диопсидовая порода с примесью флогопита, лазурита, плагиоклаза и др. минералов,

3) флогопитовая (образует с диопсидовой породой постепенные взаимопереходы),

4) лазуритовая тонкозернистая,

5) форстеритовый кальцифир.

Нередко зона 3 отсутствует, а зона 2 и 4 сливаются в одну, образуя диопсид-лазуритовую породу; иногда снаружи диопсид-лазуритовая зона сменяется диопсид-флогопитовой.

Ляпис-лазурь данного месторождения обладает однородной синей или голубой окраской, мелкозернистой и скрытокристаллической структурой. Благодаря этим особенностям, она относится к ювелирным и ювелирно-поделочным сортам. Средний её минеральный состав, по данным И.А.Ефимова и А.И.Судеркина (1967), характеризуется следующими соотношениями (в %): лазурит — 25-40, диопсид — 20-75, скаполит (мериолит) — 5-50, пирит — 0-2.

Зоны разобщенных крупных лазуритоносных будин гранитов или пегматитов. Большинство месторождений лазурита в магнезиально-силикатных скарнах относится к данной группе. В отличие от рассмотренной выше группы, скарнированные будины жильных гранитов и пегматитов в этих месторождениях характеризуются более слабой десиликацией и менее интенсивной лазуритизацией. Типичным примером их являются Слюдянское месторождение в Южном Прибайкалье и Ляджвардаринское на Юго-Западном Памире.

Слюдянское месторождение. Вмещающие породы — доломитовые мраморы безымянской свиты хамардабанской серии архея-протерозоя, слагают пласт мощностью около 50 м. В основании продуктивного пласта и силлиманитовые гнейсы. Простирание вмещающих пород северо-восточное, угол падения 30° на юго-восток. Внутри пласта доломитового мрамора заключены согласные тела будинированных пегматитов и гранитов.

Лазуритоносными являются редкие, резко разобщенные, относительно крупные будины пегматитов, реже гранитов, расположенные, в основном, в центральной части пласта доломитового мрамора. Протяженность пластов лазуритизированных будин 4-9 и, реже больше, мощность 0,5-1,5 м. Каждая из будин нередко разделяется зонами замещения на несколько блоков. При этом зоны замещения, обогащенные лазуритом, развиваются вдоль контакта пегматита с доломитовым мрамором и вдоль трещин в будине пегматита (рис.3). По данным Д.С.Коржинского (1947), такие лазуритоносные зоны замещения имеют зональное строение:

1) пегматит (ядро);

2) десилицированный пегматит,

3) диопсид-лазуритовая зона,

4) флогопитовая зона с примесью зерен бесцветного гаюина и диопсида.

Вся будина окружается тонкой зоной белого кальцифира, состоящего из кальцита с диопсидом и флогопитом. Местами крупные лазуритосодержащие будины пегматитов или гранитов сопровождаются единичными жилооб-разными скоплениями более мелких лазуритизированных будин. Подобные скопления достигают в длину 30 м.

Ляджвардаринское месторождение расположено в области развития докембрийских кристаллических пород Юго-Западного Памира. Оно залегает среди горанской гнейсово-мраморной свиты, которая выделяется в основании ваханской серии.

На месторождении лазуритоносная пачка белых мелко- и средне-зернистых форстерит- и графитсодержащих мраморов мощностью 55-60 м, подстилающихся биотит-роговообманковыми гранодиорито-гнейсами и перекрытыми биотитовыми гнейсами с дистеном и гранатом. Простирание пород субмеридиональное, углы падения 35-45° на северо-восток. Характерно присутствие в лазуритоносных мраморах будинированных тел ортоамфиболитов, а также линз аплитовидных

Рис. 3. Схема геологического участка Слюдянского месторождения. По В.А.Андрейченкову и А.М.Шарыбкицу

1 – ляпис-лазурь; 2 – кальцит; 3 – метасоматически измененный гранит-пегматит (ортотектит); 4 – доломитовые и кальцит-доломитовые мраморы; 5 – трещины.

гранитов длиною до 10-15 и при мощности от 0,2 до 5 м. Вдоль пластовых трещин по контакту с аплитами, пегматитами и гнейсо-гранитами в мраморах развиты зоны скарнирования протяженностью 30-50 м. и более. Скарны состоят из диопсида с примесью флогопита, форстерита и плагиоклаза. Скопления лазурита распределены в мраморах неравномерно, тяготея к центральной части пачки. Общая протяженность лазуритоносной зоны около 4-00 м., отмечаются три участка концентрации лазуритовых тел — южный, центральный и северный, длиной по 50-30 м каждый. Обычная форма тел — эллипсоидальная, чечевицеобразная, иногда жилообразная, реже изометрично-округлая. Длина их достигает 4 м, поперечник — 1-2 м.

По данным Б.Я.Хоревой (1965), строение тел отчетливо зональное (от ядра к внешней оболочке):

1) десилицированный апли-товидный гранит или пегматит,

2) диопсид-лазуритовая зона,

3) флогопитовая, диопсид-флогопитовая или кальцит-флогопитовая зона,

4) кальцит-диолсидовая зона,

5) форстеритовый кальцифир.

Очень характерно наличие ядра десилицированной кислой магматической породы и развитие крупных пластинок флогопита по периферии лазуритоносных тел. Диопсид-лазуритовая зона четко выделяется по яркой синей или голубой окраске скоплений лазурита. В противоположность этому, краевые зоны: кальцит-диопсидовая и форстеритового кальцифира — имеют белую или серую окраску и почти не отличаются от окружающих мраморов.

Наибольший практический интерес представляют крупные эллипсоидальные лазуритоносные тела, распространенные на южном и центральном участках месторождения. Диопсид-лазуритовая порода в таких телах имеет мощность от нескольких сантиметров до 0,6 м и содержит до 50% лазурита и более, благодаря чему используется в качестве поделочного и ювелирно-поделочного материала. Структура ляпис-лазури мелкозернистая, цвет голубой до синего, наблюдаются вкрапления и прожилки пирита. Встречаются участки сплошного ярко-синего лазурита, иногда скрытокристаллического, сцементированного мелкозернистым.

Жилообразные тела, которых много на центральном и северном участках, содержат преимущественно пятнистый низкосортный лазурит, изобилующий включениями белого и серого диопсида и кальцита.

2. МЕСТОРОЖДЕНИЯ, СВЯЗАННЫЕ С ИЗВЕСТКОВЫМИ СКАРНАМИ

Месторождения этого типа существенно отличаются от рассмотренного выше как по геологической обстановке и условиям залегания, так и по минеральному составу лазуритовых тел. Характерные их представители известны в Чили в провинции Кокимбо.

В геолого-структурном отношении район месторождений представляет собой восточное крыло крупного меридионального синклинория мезозойской складчатой области Чилийских Анд, сложенного верхнемеловыми песчаниками, известняками, алевролитами, эффузивами и их туфами.

Месторождения лазурита располагаются в зоне экзоконтакта крупного массива лейкократовых гранитов мезозойского возраста. Примыкающая к гранитам осадочная толща испытала интенсивный высокотемпературный контактовый метаморфизм.

По данным Т.Вила (Vila, 1953), для наиболее известного месторождения, расположенного восточнее г.Овалье, характерен следующий схематический разрез. На контакте с гранитами развита зона роговиковоподобной гранатовой породы с вкрапленностью пирита и сульфидов меди; мощность зоны — 140 м. Под гранатовыми скарнами располагается пласт белого мраморизованного известняка мощностью 100 м, к которому и приурочена лазуритовая минерализация. Ниже находится мощная пачка известковистых песчаников.

По Т.Вила, продуктивные мраморы представляют собой мезозойские известняки, испытавшие сильный контактовый метаморфизм.

Несмотря на это, М.А.Лицарев (1973) рассматривает эти лазуритоносные мраморы и сопутствующие им породы как докембрийское образования, невыделенные чилийскими геологами на мелкомасштабных геологических картах.

Лазуритоносные зоны размещаются как в основании пласта мраморов, так и на некотором удалении от его контакта с песчаниками. Они состоят из серии вытянутых в одном направлении линзообразных тел лазуритизированного мрамора, длина которых от нескольких до первых десятков метров при мощности от 2 до 4 м. Лазуритовая минерализация в них проявляется в виде зерен, прожилков и гнездообразных обособлений весом до нескольких кг.

Окраска лазуритового камня пятнистая, бледная в голубых и синеватых тонах, реже темно-синяя. Качество сырья, по причине блеклой окраски, невысокое. Минеральный состав чилийской ляпис-лазури, по данным М.Кобышевой-Посновой (1937) и Дж.Оствальда (Ostwald, 1969), более простой, чем на месторождениях в других районах мира. Она состоит из зерен лазурита, кальцита и пирита размером 0,03-0,07 мм. По подсчетам М.Кобышевой-Посновой(1937), процентное соотношение этих минералов в шлифах поделочного лазурита из района г.Овалье, характеризуется следующими цифрами: лазурит — 82,8-84,4; кальцит — 15,2-16,8; пирит — 0,34-0,37. Синие участки в породе состоят из мелкозернистого агрегата кальцита и лазурита, а в голубых мелкие зерна водяно-прозрачного кальцита сцементированы лазуритом. Дымчатые участки сложены агрегатом мелких зерен кальцита с включениями глинистого вещества.

Лазуритизация кальцитовых мраморов на месторождениях второго типа очевидно имеет инфильтрационно-метасоматический характер. По представлениям А.Г.Давыдченко, этот тип лазуритизации так же, как и биметасоматический, может развиваться в случае обеднения кремнеземом восходящих послемагматических растворов. На чилийских месторождениях десиликация растворов, по-видимому, имела место в зоне скарнирования, отделяющей лазуритосодержащий пласт кальцитовых мраморов от гранитной интрузии.

III. ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ ПРЕДПОСЫЛКИ ПОИСКОВ МЕСТОРОЖДЕНИЙ ЛАЗУРИТА

Установленные закономерности формирования и размещения месторождений лазурита позволяют сформулировать основные геологические предпосылки для выделения перспективных площадей и проведения поисковых работ. В локализации месторождений лазурита главную роль играют литолого-метаморфические, структурно-тектонические и магматические факторы.

1. ЛИТОЛОГО-МЕТАМОРФИЧЕСКИЕ ПРЕДПОСЫЛКИ

Большинство месторождений лазурита, известных в СССР и за рубежом, залегают в мраморах, образовавшихся при интенсивном региональном или контактовом метаморфизме осадочных карбонатных пород. При этом месторождения, как правило, находятся среди доломитовых или кальцит-доломитовых мраморов. Магнезиально-карбонатные породы являются наиболее благоприятной средой для развития метасоматических процессов и десиликации восходящих растворов, в результате которых формируются скопления лазурита.

Месторождения лазурита первого промышленно-генетического типа принадлежат к специфическим биметасоматическим образованиям и поэтому встречаются только в тех пластах доломитовых мраморов, где имеются будинированные жильные тела кислых магматических пород или сходных с ними по составу лейкократовых гнейсов.

Другой очень важной особенностью мраморов, вмещающих месторождения первого типа, является присутствие в них серы. Иногда такие доломитовые мраморы, например, в Прибайкальском районе, издают при ударе запах сероводорода.

Характерно также то, что в лазуритоносных районах продуктивные мраморы не всегда занимают определенное стратиграфическое положение в разрезе мощных мраморо-гнейсовых серий. Например, в Прибайкальском районе месторождения и проявления лазурита приурочены к пачкай доломитовых и кальцит-доломитовых мраморов трех разных свит: култукской, перевальной и безымянной, слагающих нижнюю и среднюю часть разреза хамардабанской мраморо-гнейсовой серии. На Юго-Западном Памире лазурит связан с пластом доломитового мрамора, расположенным вверху горанской свиты, которая в свою очередь относится к самой нижней части разреза ваханской мраморо-гнейсовой серии.

Благоприятные для развития лазуритовой минерализации пласты и пачки доломитовых мраморов имеют значительную мощность, иногда достигающую нескольких сотен метров, как, например, на месторождении Сары-Санг з Афганистане. В таких пластах и пачках доломитовых мраморов будинированные жилы гранитов, пегматитов и прослои гнейсов имеют подчиненное распространение. Существенное преобладание карбонатно-магнезиальных пород над алшосиликатными, согласно биметасоматической гипотезе Д.С.Коржинского (1953), создает благоприятные условия для десиликации полевошпатовых включений, а следовательно и для кристаллизации лазурита.

Значение диалогических предпосылок не ограничивается ролью вмещающих пород как среды, в которой наиболее легко и полно могли протекать метасоматические процессы. Литологические предпосылки важны еще и потому, что вмещающие породы в процессе постмагматической метасоматической минерализации служили источником компонентов, необходимых для образования лазурита.

Изотопным анализом, например, установлено, что сера, входящая в состав лазурита и некоторых других минералов лазуритовых месторождений, обогащена тяжелым изотомом S34 , что может свидетельствовать о её первично осадочной природе (Чухров, Виноградов, Ермилова, 1968).

Таким образом, можно предполагать заимствование серы метасоматическими растворами из вмещающих мраморов. Боковые породы также являлись источником кремния и алюминия. На месторождениях первого типа — это заключенные в мраморах будины гранитов, пегматитов или лейкократовых гнейсов, а во втором типе месторождений — глинистый материал, присутствующий в виде примеси в калъцитовых мраморах.

Имеются основания предполагать, что и другие компоненты лазурита — натрий и хлор — тоже заимствовались постмагматическими растворами из боковых карбонатных и магнезиалъно-карбонатных пород. Названные химические элементы имелись в прослоях и линзах галита, вероятно, присутствовавших в первичных карбонатных и терригенных осадках. При метаморфизме таких пород за счет заключенных в них эвапоритов (гипс, ангидрит, галит), возможно, образовались скаполитовые кальцифиры, а также скаполит- или гастингсит-содержащие гнейсы, присутствующие среди карбонатно-гнейсовых толщ Юго-Западного Прибайкалья (Сердюченко, 1972). Аналогичные кальцифиры и гнейсы отмечаются также в других ла­зуритоносных районах, например, в районе Ляджвардаринского месторождения на Юго-Западном Памире и на месторождении Сары-Санг в Афганистане. Известны они и в районе канадского месторождения лазурита Лейк-Харбор, расположенного на южной оконечности острова Баффинова Земля (Hogarth , 1971).

Лазуритовые месторождения второго промышленно-генетического типа, вероятно, также связаны с эвапоритоносными карбонатными породами, подвергшимися лазуритизации в зоне интенсивного контактового метаморфизма. Иначе трудно объяснить необычную ассоциацию лазуритоносных мраморизованных известняков с рудоносными гранатовыми скарнами.

Согласно представлений Д.С.Коржинского (1945, 1953), реакционный метасоматоз, приводящий к образованию лазуритовых месторождений первого типа, возникает в весьма глубинных условиях при ультраметаморфизме гнейсов и кристаллических сланцев.

Месторождения и проявления лазурита в СССР залегают в породах, подвергшихся глубинному региональному метаморфизму. Во вмещающих доломитовых и кальцит-доломитовых мраморах присутствуют продукты ультраметаморфизма — пегматиты и аплиты. В свою очередь, лазуритоносные мраморы находятся среди глиноземистых пород, представленных биотитовыми, альмандин-биотитовыми, силлиманитовыми и другими гнейсами. Иногда в них встречаются прослои гиперстеновых гнейсов. Аналогичные парагенезисы минералов отмечаются в метаморфических породах на месторождении Сары-Санг и в других районах мира. Наблюдаемая ассоциация метаморфических образований отвечает высоким ступеням метаморфизма — силлиманит-альмандиновой субфации амфиболитовой фации регионального метаморфизма. Местами присутствуют реликты гнейсов, принадлежащих к роговообманково-гранулитовой субфации гранулитовой фации.

Таким образом, наличие вмещающих доломитовые мраморы гнейсов и кристаллических сланцев высокотемпературной ступени регрессивного метаморфизма амфиболитовой фации можно рассматривать в качестве благоприятной литолого-метаморфической предпосылки.

2. СТРУКТУРНО-ТЕКТОНИЧЕСКИЕ ПРЕДПОСЫЛКИ

Месторождения лазурита первого промышленно-генетического типа приурочены к глубоко метаморфизованным карбонатно-терригенныы комплексам щитов древних платформ и срединных массивов, иногда они отмечаются и в геоантиклинальных поднятиях.

В пределах щитов древних платформ известны слабо изученные месторождения лазурита в Африке (Ангола, Южно-Африканская Республика), Индии (штат Мадхья Прадеш) и Канаде (южная оконечность острова Баффинова Земля).

Среди срединных массивов или выступов кристаллических пород, заключенных в киммерийско-альпийских складчатых поясах, располагаются месторождения Ляджвардаринское и Сары-Санг.

Сходную позицию по отношению к крупным тектоническим элементам занимает лазуритоносный район в Северной Бирме. Здесь месторождения лазурита и ассоциирующие с ними месторождения ру­бина в магнезиальных скарнах залегают в доломитовых мраморах глубоко метаморфизованной толщи, слагающей гигантский выступ среди мезозойской геосинклинали. В аналогичной структурно-тектонической обстановке находится месторождение лазурита в округе Ганнисон (штат Колорадо, США), залегающее в мраморах древней гнейсовой толщи в ядре сводового поднятия Саватч, которое нахо­дится внутри альпийской складчатой зоны. Прибайкальский лазуритоносный район представляет часть крупного массива древних метаморфических пород, заключенного внутри Байкальской складчатой области. В литературе этот массив известен как Хамар-Дабанская глыба кристаллических пород, которую иногда рассматривают в качестве краевого геоантиклинального поднятия.

Месторождения второго промышленно-генетического типа известны в Чилийских Андах в пределах мезозойской складчатой области, где они располагаются среди слабо метаморфизованной карбонатно-терригенной толщи мелового возраста.

Лазуритовые месторождения первого типа формировались в сложной тектонической обстановке. Древние продуктивные толщи подвергались неоднократной складчатости и разрывный нарушениям с развитием будинажа. Месторождения располагаются, как правило, на крыльях крупных антиклинальных структур, в осевых частях мелких синклинальных складок, осложняющих основную структуру, тяготея к локальным участкам перегибов пластов карбонатных пород. Эти пликативные структуры, в свою очередь, осложнены сбросами, взбросами и надвигами. Размещение лазуритовых тел контролируется ослабленными межпластовыми зонами трещиноватости и будинаж-структурами. Месторождение лазурита Сары-Санг находится в крыле Кокчинской симметричной брахиантиклинали, осложненной складками более высоких порядков. Оси наложенных складок параллельны простирании основной структуры. Минерализованные зоны приурочены к приосевой части небольшой Сарысангской синклинали, осложненной разрывными нарушениями и будинаж-структурами субмеридионального направления.

Ляджвардаринское месторождение на Памире тяготеет к восточному крылу Абхарвской антиклинали, располагаясь в висячем крыле изоклинальной складки более высокого порядка. Минерализованные лазуритом зоны развиваются вдоль пологопадающих трещин и участков будинаж-структур, согласных с напластованием пород. Месторождение расположено вблизи субмеридионального Даршайского глубинного разлома, проходящего по границе горанской свиты с вышележащей хорогской.

Прибайкальский лазуритоносный район находится на стыке двух крупных субширотных складчатых структур. Месторождения и проявления лазурита обычно контролируются более мелкими синклинальными складками, оси которых имеют поперечные направления по отношению к господствующему субширотному простиранию пород. Некоторые проявления отчетливо тяготеют к изгибам пластов более крупных складок.

Размещение лазуритовых зон в Прибайкальском районе, также как и в других лазуритоносных районах, определяется межслоевыми будинаж-структурами и зонами трещиноватости.

Таким образом, локализация месторождений лазурита первого промышленно-генетического типа тесно связана со складчатыми и межпластовыми тектоническими деформациями. Наиболее благоприятны будинаж-структуры в доломитовых мраморах, которые контролируют размещение лазуритосодержащих тел. Такие структуры развиваются в осевых частях и крыльях синклиналей, осложняющих более крупные антиклинальные складки, а также в местах изгибов слоев в моноклинальных структурах.

Чрезвычайно важно, чтобы будинаж-структурами были затронуты полевошпатовые тела — жильные граниты, гранит-пегматиты. Как известно, будинаж-структуры возникают в результате растяжения и разрыва жестких тел полевошпатовых пород, залегающих в более пластичных мраморах, при тектоническом сжатии поперек напластования пачек этих пород. И.С.Делицин (1958) отмечает, что структуры будинажа создаются в ходе регионального метаморфизма и сопровождаются биметасоматическим преобразованием — диопсидитизацией краевых частей будин. В лазуритоносных районах такие структуры образуются в регрессивный этап ультраметаморфизма.

Будинаж-структуры, которые подвергаются лазуритизации, отличаются сложными условиями формирования. В одних случаях образование их связано с перестройкой складчатых структур, а в других — со структурами разрывного характера. Это мобильные ослабленные зоны в пластах мраморов, где будинаж-структуры развивались неоднократно. Вначале деформации подвергались межпластовые тела основных пород — ортоамфиболитов, в результате которых возникли блоковые формы будин этих пород. В более поздний период после внедрения пластовых жил кислых магматических пород новые, повторные деформации вызывают их будинаж. Чечевицеобразная и линзообразно-удлиненная формы гранитных и пегматитовых будин свидетельствует о еще неполной потере ими пластичного состояния. И, наоборот, блоковая и остроугольная форма будин указывает, что жилы были полностью консолидированы и реагировали на тектонические напряжения образованием трещин. В процессе развития метасоматической минерализации в первом случае возникают зональные лазуритовые тела замещения будин, а во-втором — жилообразные выделения диопсида и лазурита в будине по трещинам скола. Длительный мобильный характер развития ослабленных зон будинаж-структур подтверждается также стадийностью процессов минералообразования. Наряду с высокотемпературными минералами магнезиальных скарнов здесь наблюдается развитие низкотемпературных гидротермальных продуктов — пирита, цеолита и др.

На конечной стадии формирования будинаж-структур тектонические движения приводили к образованию зон дробления, состоящих из округлых обломков пород самого различного состава. Нередко вдоль таких зон впоследствии развиваются явления карстообразования. В ряде случаев в лазуритоносных будинаж-структурах отмечается присутствие жильных гранитоидных пород, которые не подверглись деформации и не несут заметных следов скарнирования.

3. МАГМАТИЧЕСКИЕ ПРЕДПОСЫЛКИ

Месторождения лазурита относятся к разновидностям постмагматических скарнов. По этой причине генетическая связь лазуритовой минерализации с конкретными магматическими проявлениями неотчетлива, за исключением месторождений второго промышленно-генетического типа, которые локализуются в контактовых ореолах интрузий лейкократовых гранитов средних глубин.

Лазуритовые месторождения первого типа образуются в обстановке высокотемпературного прогрева контактирующих магнезиально-карбонатных и полевошпатовых пород в весьма глубинных условиях (Коржинский, 1947).

Магматические породы, по которым развиваются лазуритоносные магнезиальные скарны, будинированы, нередко перекристаллизованы и катаклазированы, в то время как образующиеся вокруг них реакционные зоны обладают массивной зернистой структурой, лишены признаков огнейсования и катаклаза. Данное обстоятельство позволило Б.Я.Хоревой (1955) и другим исследователям высказать предположение о связи лазуритовой минерализации с поздними проявлениями магматической деятельности.

Замечено, что лазуритизации обычно подвергаются залегающие в доломитовых мраморах жилы гранитов и гранит-пегматитов с ясно выраженным щелочным характером. Например, на месторождении Сары-Санг в лазуритоносной зоне, по данным И.А.Ефимова и А.И.Судеркина (1967), встречаются многочисленные тела аляскитов, а также щелочных гранитов со щелочной роговой обманкой и заленым пироксеном. Отмечается также обилие пегматитовых жил и аплитов в лазуритоносных кальцифирах.

Щелочные граниты, с которыми упомянутые авторы связывают лазуритовую минерализацию, характеризуются следующими особенностями химического состава (в вес.%): SiO2 — около 70; МgО — 0,5-0,6; СаО — 1,1-1,5; Na2О+К2О — 8-10 при существенном преобладании калия над натрием.

В Прибайкальском лазуритоносном районе, по данным А.А.Шафеева (1970), широко распространены граниты, ортотектиты и пегматиты так называемого "слюдянского типа". Абсолютный возраст этих пород 550-50 млн.лет, что соответствует верхнему протерозою (Жирова, Зыков, Тугаринов, 1957). С гранитами слюдянского типа А.А.Шафеев связывает флогопитовую и лазуритовую минерализацию. Пегматиты этого интрузивного комплекса относятся к редкоземельному типу. Они характеризуются ярко выраженными признаками ассимиляции боковых пород (Калинин, 1957), что по-видимому обусловлено их формированием на больших глубинах.

Возможно, что лазуритовые месторождения Прибайкалья парагенетически связаны с другим интрузивным комплексом, а именно со щелочными гранитами и редкоземельными сиенитами, образующими небольшие массивы, локализованные в поперечных синклинальных складках также, как и некоторые лазуритовые месторождения района. В экзоконтакте одного из таких массивов находится Малобыстринское месторождение лазурита. Однако, интрузивные породы массива имеют здесь тектонические контакты с лазуритоносными мраморами. Признаков постмагматических изменений (скарнирования) в этих интрузивных породах не зафиксировано, что позволило А.А. Шафееву (1970) отнести их к более поздним образованиям, чем породы слюдянского типа, т.е. к нижнему палеозою. Подобная точка зрения не обоснована достаточными данными и, возможно, ошибочна. Следует отметить, что сходные по составу щелочные интрузивные породы отмечаются В.А.Андрейченковым и А.А.Шарыбкиньш в виде лазуритизированных будин и жил на Малобыстринском месторождении. Наименее измененные участки некоторых таких будин по минеральному и химическому составу обнаруживают большое сходство со щелочными породами Малобыстринского массива. По сравнению с данными Р.Дэли, щелочные граниты этого интрузива отличаются более низким содержанием кремнезема (68-72,4%, против 73,3% в среднем типе), более высоким содержанием магнезии (0,44-0,85%, против 0,26%), извести (1,57-3,08%, против 0,46%) и окиси калия (4,4-7,5%, против 4,2%).

Флогопитовые месторождения, которые подобно лазуритовым развиваются в магнезиальных карбонатных породах, связываются Д.И.Горжевским и В.Н.Козеренко (1965) с формацией абиссальных и ультраабиссальных гранитов, обычно имеющих метасоматическое или палингенное происхождение. С этими же формациями, вероятно, находятся в парагенетической связи Прибайкальские месторождения лазурита. Это преимущественно согласные интрузивные тела с невыраженными эндоконтактовыми изменениями. Текстура таких магматических пород обычно гнейсовидная.

В районах лазуритовых месторождений с широким развитием мигнатизации и гранитизации не обнаруживается четкой связи постмагматической минерализации с интрузивный магматизмом. Предполагается, что полевошпатовые породы, по которым развиваются диопсидитизация и лазуритизация, имеют метаморфическое происхождение, возникая путем селективного плавления гнейсов при ультраметаморфизме. В этих случаях месторождения лазурита обнаруживают связь с ультраметаморфическими породами повышенной щелочности. К ним относятся гастингситовые и гиперстеновые мигматиты, а также гранито- и гранодиоритовые гнейсы (Давыдченко, 1972).

IV. ПОИСКОВЫЕ ПРИЗНАКИ

Главным поисковым признаком являются прямые находки лазурита в обломочно-делювиальном или аллювиальном материале. Лазурит может присутствовать в виде вкрапленности и обособлений в мраморах и алюмосиликатных породах, подвергшихся метасоматозу. На территории СССР лазурит был известен сравнительно давно, поэтому местами сохранились старые горные выработки, из которых производилась кустарная добыча лазуритового камня. Небольшие карьеры и другие неглубокие обвалившиеся выработки с признаками лазуритовой минерализации известны в Прибайкальском лазуритоносном районе. Почти все месторождения и проявления лазурита здесь выявлены по следам старых горных работ.

К косвенным поисковым признакам относятся:

1) присутствие в доломитовых или кальцит-доломитовых мраморах серы и вкраплений пирита;

2) наличие в мраморах в резкоподчиненном количестве маломощных согласных жил калиевополевошпатовых пегматитов и аплитов, подвергшихся будинажу;

3) развитие в будинах калиевополевошпатовых пород повышенной трещиноватости и щелочных минералов (гастингсит, эгирин, гаюин, нефелин и др.);

4) развитие в мраморах послойных зон трещиноватости;

5) проявление в будинах полевошпатовых пород высокой степени десиликации (исчезновение кварца, интенсивное замещение калиевого полевого шпата диопсидом);

6) присутствие в мраморах обособлений крупнокристаллического кальцита — продуктов дедоломитизации;

7) слабое развитие среди метасоматических образований в доломитовых и кальцит-доломитовых мраморах шпинель-форстеритовых и флогопитовых парагенезисов.

Основные геологические предпосылки и поисковые признаки месторождений лазурита в силикатно-магнезиальных скарнах отображены в табл.3.

Таблица 3

Геологические предпосылки и поисковые признаки месторождений лазурита

Геологические критерии

Геологические предпосылки

Поисковые признаки

региональные

локальные

Литолого-метаморфические

Терригенно-карбонатные толщи в зонах ультраметаморфизма регрессивного этапа.

Мощные пласты доломитовых или кальцит-доломитовых мраморов

Наличие в мраморах серы и редких будинированных маломощных жил полевошпатовых пород.

Тектонические

Крылья крупных антиклинальных структур.

Замковые части мелких складок

Развитие в доломитовых или кальцит-доломитовых мраморах послойных зон трещиноватости

Магматические

----

Магматические или ультраметаморфические породы повышенной щелочности

Щелочной состав будин полевошпатовых пород в мраморах.

Минералогические

----

----

Вкрапленность лазурита или обломков лазуритовых пород. Присутствие в мраморах и будинах полевошпатовых пород скаполита, диопсида, флогопита, форсте­рита, пирита, кальцитовых участков.

V. МЕТОДИКА ПОПУТНЫХ ПОИСКОВ И ПЕРСПЕКТИВНАЯ ОЦЕНКА ПРОЯВЛЕНИЙ ЛАЗУРИТА

1.ПРОЕКТИРОВАНИЕ И ПРОВЕДЕНИЕ ПОПУТНЫХ  ПОИСКОВ

Месторождения и проявления лазурита могут быть обнаружены на площадях распространения глубокометаморфизованных мраморо-гнейсовых толщ в процессе геологической съемки и поисков других полезных ископаемых.

В первую очередь попутные пояски должны проводиться в районах с уже известными месторождениями лазурита — на территории Прибайкалья и Юго-Западного Памира. На первой из них особое внимание следует уделять прослеживанию пластов доломитовых мраморов с согласными телами пегматитов, гранитов и аплитов, а также фиксации признаков лазуритовой минерализации в широкой полосе, примыкающей к Главному Восточно-Саянскому разлому. На площади Юго-Западного Памира объектом пристального внимания при попутных поисках должен являться доломитовый горизонт с телами кислых полевошпатовых пород, венчающих разрез горанской свиты. Не следует забывать и о пачках доломитовых мраморов других глубокометаморфизованных мраморо-гнейсовых свит, развитых в этом районе, особенно в зоне Даршайского глубинного разлома. Вслед за М.А.Лицаревым (1973) мы также считаем целесообразным проведение попутных поисков лазуритовой минерализации в районах Алданского, Анабарского и Украинского докембрийских кристаллических щитов, где широким распространением пользуются диопсидовые, биотито-гранатовые, роговообманковые, скаполитовые и др. гнейсы с горизонтеми мраморов и кальцифиров.

На Алданском щите тщательного обследования заслуживают выходы мраморов и кальцифиров джелтулинской серии и федоровской свиты иенгрской серии архея. Равным образом требует внимательного изучения в процесее геологической съемки и поисков западная часть Анабарского кристаллического массива в пределах развития горных пород хапчанской серии, которая характеризуется наличием многочисленных пластов и пачек мраморов, кальцифиров, прослоев скаполит-содержащих гнейсов, заключенных в глубокометаморфизованной карбонатно-терригенной толще. Представляют также интерес попутные поиски лазурита среди мощных прослоев мраморов в глубокометаморфизованных гнейсах Украинского докембрийского щита.

Приуроченность месторождений лазурита типа магнезиально-силикатных скарнов к глубокометаморфизовзнным мраморо-гнейсовым комплексам позволяет еще в период проектирования выделить перспективные площади для проведения попутных поисков не только в пределах: кристаллических щитов, но и среди подвижных поясов: Алтае-Саянского и Байкальского. В Алтае-Саянской складчатой области — это участки распространения пачек мраморов форстеритовой стадии метаморфизма в докембрийских интенсивно метаморфизован-ных гнейсах или мраморо-гнейсовых свитах Восточного Саяна и Тувы; в Байкальской складчатой системе — мраморо-гнейсовые комплексы Западного Прибайкалья, Муйской и Байкальской глыб.

На стадии проектирования на основе анализа имеющихся геологических материалов выделяются площади распространения мраморо-гнейсовых толщ, перспективные для проведения попутных поисков. При этом следует руководствоваться основными поисковыми геологическими предпосылками: наличием мощных пластов доломитовых мраморов в толще гранатовых, биотитовых, силлиманитовых и др. глубокометаморфизованных гнейсов с широким развитием древних жильных пород кислого состава и присутствием магматических или ультраметаморфических пород повышенной щелочности. В случае хорошей геологической изученности площади используются данные и о других благоприятных поисковых предпосылках и признаках, например таких, как присутствие в разрезе мраморогнейсовой толщи прослоев гнейсов со скаполитом или гастингситом, линз или пластов скаполитовых кальцифиров, проявления постмагматического скарнообразования глубинного типа в магнезиальных метаморфических породах в форме вкрапленности флогопита, диопсида, хондродита, главколита, форстерита, розовой шпинели, корунда и др. минералов магнезиальных скарнов. Если при проектировании региональной геологической съемки отсутствуют данные о наличии в районе поисковых предпосылок лазуритоносности, то они выясняются и уточняются в процессе проведения полевых и камеральных работ.

В ходе попутных поисков при геологической съемке масштаба 1:200000, 1:100000 не исключается возможность обнаружения отдельных лазуритопроявлений, однако в большинстве случаев на этом этапе могут быть выделены и оконтурены только благоприятные для локализации лазуритовых месторождений комплексы пород. При благоприятных условиях возможно выделение мощных пластов доломитовых мраморов со щелочной скарновой минерализацией в мраморах и на контакте с заключенными в них линзами пегматитов и жильных гранитов.

Основным методом попутных поисков в стадию региональной геологической съемки является выделение и прослеживание горизонтов мраморов по данным дешифрирования на аэрофотоснимках и в ходе маршрутных геологических исследований. Для оценки лазуритоносности такие горизонты тщательно исследуются вкрест простирания, а в необходимых случаях и по простиранию с целью выделения среди них доломитовых разностей с признаками лазуритовой минерализации.

В местах, где доломитовые мраморы пронизаны согласными телами гранитов и пегматитов, маршруты сгущаются. В этих случаях тщательно осматриваются контакты жильных тел кислых магматических пород и фиксируются факты их метасоматического и биметасоматического изменения.

При разрушении лазуритоносных толщ нередко образуются свалы глыб мраморов с включенными в них измененными гранитоидными породами (диопсидизированными и т.д.). по которым можно судить о характере минерализации и предполагать наличие лазуритоносной зоны. Необходимо также осматривать галечный материал в руслах рек и ручьев. Следует помнить, что известные месторождения и проявления лазурита были открыты, в основном, по находкам в аллювии валунов и обломков пород с вкрапленностью лазурита. Поэтому при изучении валунно-обломочного материала нужно обращать внимание на гальки и обломки алюмосиликатных пород (мелкозернистых гранитов и пегматитов) с целью обнаружения в них голубых или синих пятен. В таких образцах лазурит может быть легко диагностирован в полевых условиях.

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

При производстве детальных геологических съемок на основе дешифрирования аэрофотоснимков и изучения опорных разрезов мраморо-гнейсовых толщ выделяются и прослеживаются горизонты доломитовых мраморов. Выясняется их внутреннее строение и прежде всего наличие согласных тел жильных гранитов, пегматитов и будинаж-структур. Тщательно прослеживаются и изучаются контакты полевошпатовых магматических пород с доломитовым мрамором с целью выяснения характера биметасоиатических и метасоматических процессов. При изучении коренных обнажений учитываются также положительные данные обследования валунно-обломочного материала. В этих случаях сеть геологических наблюдений в пачках и пластах доломитовых мраморов сгущается.

При визуальном прослеживании и осмотре минерализованных будинаж-структур кварц-полевошпатовых пород в мраморах тщательно фиксируются все прямые и косвенные признаки лазуритовой минерализации.

Прямые признаки включают находки лазурита в виде прожилков, вкрапленности в мраморах, корок, пятнистых выделений и лазурит-содержащих зернистых агрегатов и сплошных округлых масс лазуритовой породы.

Косвенные признаки устанавливаются по морфологическим особенностям будинированных алюмосиликатных тел, внутреннему строению и парагенетической ассоциации постмагматических минералов в бинетасоматически измененных будинах гранитов или пегматитов, а также по степени и признакам дедоломитизации вмещающих мраморов.

При применении геофизических методов исследований производится прослеживание и оконтурирование продуктивных горизонтов, разрывных и пликативных структур, контролирующих лазуритоносные зоны. В случае выполнения геохимических поисков обращается внимание на изучение содержания бария и стронция в дедоломитизированных мраморах по разрезу вкрест простирания лазуритоносной зоны. По данным Е.И.Воробьева, в участках развития лазуритозых гнезд содержание упомянутых элементов во вторичном кальците повышается в 10-15 раз.

Зоны распространения минерализованных будинированных жильных гранитов и пегматитов вскрываются канавами с целью обнаружения лазуритовой минерализации и определения качества лазурита.

Главной задачей легких горных выработок на этой стадии изучения является получение лазуритового сырья для подтверждения его наличия, выяснения характера лазуритовой минерализации и предварительной оценки качества лазуритового камня. Вскрываются и предварительно опробуются все участки будинаж-структуры, где была встречена лазуритовая минерализация.

Способ опробования — валовый. Пробы отбираются вручную с помощью зубил, клиньев, либо буро-взрывным способом с использованием мелких шпуров и небольших зарядов взрывчатых веществ, чтобы обеспечить только разрыхление вмещающих пород.

Пробы составляются из встреченных кусков лазурита раздельно по каждому проявлению и минерализованной зоне.

Наряду с монолитным сплошным лазуритом должны отбираться образцы с корками, вкрапленностью и прожилками этого минерала. Желвакообразные, линзообразные или чечевицеобразные обособления ляпис-лазури целиком включаются в пробу без отделения лазуритовой зоны от полевошпатового ядра, диопсидовой и др. зон.

Специальное обогащение лазурита путем откалывания дефектных частей на месте не производится. Отобранные пробы 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 ЛАЗУРИТА

При оценке обнаруженных перспективных проявлений должны учитываться следующие критерии:

а) наличие или возможность получения качественного сырья;

б) интенсивность развития лазуритовой минерализации;

в) размеры минерализованных зон, масштабы проявлений;

г) принадлежность встреченных проявлений к известным группам месторождений первого промышленно-генетического типа.

Качество сырья выясняется по пробам, в результате обработки которых определяется минеральный состав лазуритовой породы, содержание в ней лазурита, соответствие отраслевому стандарту, её сортность и технологические свойства. Главными критериями качества лазурита является цвет, однородность или пятнистость окраски, плотность, афанитовый или средне- и мелкозернистый характер макроструктуры.

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

Об интенсивности развития лазуритовой минерализации можно судить по частоте встречаемости метасоматически измененных будин кислых магматических пород, протяженности и мощности тел лазуритовых кальцифиров, мощности зоны доломитизированных мраморов, по размерам и характеру строения будин и степени их лазуритизации.

Масштабы лазуритопроявлений определяются, кроме того, размерами зон минерализованных будинаж-структур по простиранию и мощности, а также мощностью и протяженностью вмещающего пласта доломитового мрамора. Отнесение проявления к той или иной промышленно-генетической группе производится главным образом по особенностям минерального состава лазуритовой породы и размерам лазуритизированных тел полевошпатовых магматических пород или сходных с ними по составу разлинзованных прослоев лейкократовых гнейсов.

Площади и проявления лазурита, получившие положительную оценку по совокупности геологических поисковых предпосылок и признаков, передаются специализированной организации для дальнейшего изучения в порядке, установленном вышеуказанной инструкцией.

ЛИТЕРАТУРА

ВОРОБЬЕВ Е.И., КЛЕПИКОВА Е.А., НОВИКОВ В.М., ПОЖАРИЦКАЯ Л.И. Магнезиальность кальцитов как индикатор условий образования эндогенных карбонатных пород. "Ежегодник-1969" ин-та геологии Сиб. отд. АН СССР. Иркутск, 1970.

ВОСКОБОЙНИКОВА Н.В. К минералогии Слюдянского месторождения лазурита. Зап. Всерос. мин. о-ва, 1938, сер.2, ч.67, вып.4

ГОРЖЕВСКИЙ Д.Н., КОЗЕРЕНКО В.Н. Связь эндогенного рудообразования с магматизмом и метаморфизмом. Ц., "Недра", 1965.

ДАВЫДЧЕНКО А.Г. Химические условия образования лазурита, шпинели и флогопита в регрессивный этап ультраметаморфизма на Юго-Западной Памире. В сб.: Проблема метаморфогенного рудообразования. Киев, изд-во "Наукова думка", 1969.

ДАВЫДЧЕНКО А.Г. Некоторые особенности высокотемпературного метасоматического минералообразования в толщах доломитовых мраморов в регрессивный этап ультраметаморфизма (Юго-Западный Памир), в сб.: Метаморфогенное образование, ч.2. Киев, изд-во "Наукова думка", 1972.

ДЕЛИЦЫН И.С. Проявление структур будинаха в кварцито-мраморных толщах Юго-Западного Прибайкалья. Докл. АН СССР, 1958, т.120, №5.

ЕФИМОВ И.А., СУДЕРКИН А.И. Месторождение ляпис-лазури Сары-Санг в Северном Афганистане. Вестн. АН Каз.ССР, 1967, №8 (268).

ЖИРОВА В.В., ЗЫКОВ С.И., ТУГАРИНОВ А.И. О возрасте пегматитов Слгадянского района. Геохимия, 1957, №7.

ИОФФЕ Л.И., КРЫЛОВ И.Н., НИКИТИНА Л.П. Магнезиальные кальциты как индикаторы температурных условий метаморфизма (на примере пород архейского комплекса Прибайкалья). Зап.Всесоюзн. иин. об-ва, 1971, сер.2, ч.100, вып.6.

КАЛИНИН П.В. О пегматитах Слюдянского района в Южном Прибайкалье. Труды МГРИ, 1957, т.31.

КОБЫШЕВА-ПОСНОВА М. Микрохимический анализ ляпис-лазури из Чили. Изв. Новочеркасского индустриального ин-та, Ростов-на-Дону, 1937, 1.3 (17).

КОРЖИНСКИЙ Д.С. Биметасоматические флогопитовые и лазуритовые месторождения архея Прибайкалья. Труды ин-та геолог.наук, 1947, вып.29.

КОРЖИНСКИЙ Д.С. Очерк метасоматических процессов. В кн.: Основные проблемы в учении о магматогенных рудных месторождениях. Изд-во АН СССР, 1953.

ЛИЦАРЕВ М.А. Лазурит, его генезис и сырьевая база. В кн.: Драгоценные камни как полезное ископаемое. М,"Наука", 1973.

МАТОНИН В.Н., АЛЕКСЕЕВ Ю.И. Некоторые сведения по Малобыстринскому месторождению лазурита. В кн.: Драгоценные камни как полезное ископаемое. М., "Наука", 1973.

ПЛАТОНОВ А.Н., ТАРАЩАН А.Н., ЗИЛ-ЗАДА А.К., БЕЛИЧЕНКО В.П., ПОВАРЕННЫХ А.К. Об окраске бадахшанских лазуритов. Докл. АН УССР, сер.Б., 1971, №10.

О природе синей окраски лазурита. САМОЙЛОВИЧ М.И., НОВОЖИЛОВ А.И., РАДЯНСКИЙ В.М., ДАВЫДЧЕНКО А.Г., СМИРНОВА С.И. Изв. АН СССР, сер. геол., 1973, №7.

СЕРДЮЧЕНКО Д.П. Соленосные осадочные породы в докембрий-ских толщах Земли и их скаполитообразующие метаморфические производные. В сб.: Проблема геологии докембрия. "Наука", Ленинградское отделение, 1972.

ФЕРСМАН А.Е. Пегматиты, т.1. Изд-во АН CСCP, 1940.

ХОРЕВА Б.Я. Парагенегический анализ минеральных ассоциаций одного лазуритового месторождения. В кн.: Петрографический сборник №1. Госгеолтехиздат, 1955. Материалы ВСЕГЕИ, новая серия, вып.4.

ЧУХРОВ Ф.В., ВИНОГРАДОВ В.И., ЕРМИЛОВА Л.П. К вопросу об изотопном фракционировании серы в протерозое. Изв. АН СССР, сер. геол., 1968, №11.

ШАФЕЕВ А.А. Докембрий Юго-Западного Прибайкалья и Хамар-Дабана. Стратиграфия и метаморфизм. М., "Наука", 1970.

Blaise I., Cesbron F. Donnees mineralogiques et petrographiques sur le gisement de lapls-lazuli de Sar-e-Sang, Hindon-Konch. Afghanistan. Bull. Soc. Franc. Mineral, el Cnslallogr, v.89, 1966, p.333-343.

Hogarth D.D. Lapis-lazuli near lake Harbour, southern Baffin Island, Canada. Canad. Journ. Earth Science, 1971 v.8, №10, p.1210-1217.

Ostwald J. Some notes on the mineralogy of Lapis-Lazuli. Journal of Gemmology, 1963, v.9, №3, р.84-101.

Vila T. Recursos minerales nometaticos de Chile (3rd ed) Santiago de Chile, Editorial Umversltarta, S.A., 1953, p.267-270