CC BY
58
6. Кривцов А. И. Месторождения платиноидов//Итоги науки и техники. Рудные «гсторождения". Том 18,—М., 1988—132 с.
7. Малахов И. А. О термодинамических условиях серпентинизацин // Проблемы :ттрологии Урала —Свердловск: УНЦ АН СССР," 1973,—С. 38—52.
8. Малахов И. А. Петрохимия главных формационных типов ультрабазнтов.—
Наука, 1983,—224 с.
9. Малахов И. А. Хромшпинелиды как модель формирования и потенциальной i-мазоносности кимберлитов Среднего Тнмана // Межвуз. сб. Иркутского политехи, о-та.— Иркутск, 1990.
10. Малахов И. А., Малахова Л. В. Нижне-Тагильский пироксенит-дунитовый Macros и вмещающие его породы//Тр. Ин-та геологии и геохимии УФ АН СССР.—Сверд--овск: УФ АН СССР, 1970. Вып. 83,—166 с.
11. Разин Л. В. К вопросу о генезисе платинового оруденения форстеритовых дуни--зз // Геология рудных месторождений.—1968 — .Ve 6,— С. J0—25.
12. Разин Л. В., Хоменко Г. А. Особенность накопления осмия, рутения и осталь-*ых металлов группы платины в хромшпинелидах платиноносных дунитов//Геохимия.— .969,-№ 6,- С. 659-671.
13. Смирнов В. И., Гинзбург А. И., Григорьев В. М., Яковлев Г. Ф. Курс рудных ■есторождений — М.: Недра. 1986,—1986 —360 с.
14. Соболев Н. В. Глубннные включения в кимберлитах и проблема состава верх-кн мантии.— Новосибирск: Наука, 1974.—263 с.
15. Fabries G. Spinel-oliyine geothennomerry in peridotites from ultramafic Comdexes.—Contrib. Mineral, and Petrol., 1979, v. 60, N 4, p. -329—336.
16. Irvine T. N. Chromian spinel as a petrogenetic indicator. Pt I. Theory.— Cañad. G. Earth Sei., iL965l v. 2. N 6. p. 648—67Й.
УДК 553.896.422.6
А. Г. Бушев, Ю. А. Поленов, Г. Д. Аеров УСЛОВИЯ ФОРМИРОВАНИЯ ЭНДОГЕННЫХ МЕСТОРОЖДЕНИЙ ЖАДЕИТА
Выяснению вопроса жадеитообразования придается большое петрологическое и практическое значение, так как жадеит как дорогостоящее ювелирное сырье широко используется в странах Востока.
Строение месторождений
Жадеит известен в Бирме, США, Китае, Японии, Югославии, Италии, Индонезии и в Советском Союзе в связи с массивами ультраосновных пород в амфиболитовых поясах [4]. Однако крупные месторождения зыявлены лишь в Бирме (Таумау, Миенмау и др.) и в Казахстане (Ит-мурунды) и связаны, согласно Н. Л. Добрецову, с офиолитами третьего типа [4]. Для них характерно развитие таких высокобарических ассоциаций пород, как гранатовых перидотитов и пироксенитов, эклогитов, глаукофансодержащих метабазнтов, наличие основных пород эвкрипти-тового (кальций-глиноземистого) состава со щелочным уклоном и натриевый, реже магнезиальный [9] тип метасоматоза.
Возраст офиолитовых поясов, продуцирующих месторождения жадеита, различен: от каледонского (Лево-Кечпельское на Полярном Урале, Борус в Саянах), герцинского (Итмурунды) до мезозойского (месторождения Бирмы, Гватемалы, Мексики, Японии и др.).
Жадеитоносные массивы относятся к габбро-перидотитовой или ду-нит-гарцбургитовой формации, для которой характерно сложное строение, обусловленное широким распространением различных по составу, но тесно взаимосвязанных между собой пород от ультраосновного до гранитного составов. Преобладающими породами являются гарцбургиты, слагающие 50—60 % объема массивов. В меньшей степени распространены лерцолиты и оливиновые лерцолиты, образующие самостоятельные интрузивные образования, а также линзовидные и жильные тела дунитов, горнбленднтов, пироксенитов, габбро, диоритов и плагиогранитов. Зональность массивов определяется сменой дунитовых пород, которые
8*
115
занимают центральные ядерные участки интрузива, перидотит-пироксе^ нитовыми и далее, к краевым участкам, гарцбургитовыми. Пространственно тесно ассоциирующие тела плагиогранитов, альбититов и жадек-тов развиваются исключительно в приконтактовых зонах массивов ил* тяготеют к провесам его кровли.
Интенсивная серпентинизацня с преобладанием антигоритизаци» ультраосновных пород связывается, главным образом, с региональны* метаморфизмом, но она весьма характерна также для позднего магматического и постмагматического процессов. Жадеитоносные ультраосновные породы выделяются высокой степенью магнезиальности (M/F = 5,4—5,8 до 6,3—6,7) и железистости (/' = 0,10) и низкой хромитоное ностью (8—10). Содержание в них рубидия и цезия в 150 раз превышает кларковые, а количество акцессорного жадеита достигает 100— 120 г/т. По данным Н. Л. Добрецова [4] в ультраосновных породах Борусского массива отмечаются повышенные содержания цинка, титана и алюминия, а также пониженное количество бария, стронция, железа, магния и кальция. Высокие содержания в гипербазитах натрия, калия и редких щелочей указывают на щелочной геохимический тид пород, с которыми связан жадеит.
Степень эрозионного среза жадеитоносных массивов небольшая, чем свидетельствуют неровный, изгибающийся характер контактов его поверхности, наличие многочисленных ксенолитов вмещающих пород и жильных тел, высокая степень площадной серпентинизации и окис-ленности железа в минералах. Расчетные коэффициенты фациальностя массивов равны 0,10—0,12, а число Хеса-Соболева — 5,4—5,8 [1).
Дайковый комплекс, с которым связаны жадеитовые скопления, повсеместно располагается в зоне милонитизации, для которой характерна интенсивная перекристаллизация антигоритовых серпентинитов с новообразованиями днопсида, натрового актинолита и гидрогроссуляра. Для крупных скоплений жадеита состав дайково-жильного комплекса ограничивается гранитоидами, альбититами пегматоидного облика и плагиоклазитами. Для мелких — существенное значение приобретают тела плагиогранитов, гранодиоритов, гроссулярсодержащих плагиокла-зитов (Япония, Калифорния, Полярный Урал, Китай и др.), жилы каль-цит-натролитового и натролитового составов.
Характеристика жадеитоносных образований
Жадеитовые и жадеитсодержащие тела изучались многими исследователями [1, 4, 6, 7, 8, 9, 10], указывающими на разнообразную их морфологию даже в пределах одного рудного поля. Выделяются тела неправильной, жильной, трубообразной, изометричной, линзовидной и плитообразной форм. Наиболее продуктивны крупные жилы. Размеры их колеблются от 200—400 до 600 м в длину, 80—100 м по падению, при мощности 10—30 до 200 м. В них отмечаются резкие раздувы и пережимы. Размеры изометричных и линзовидных образований, как правило, незначительные и не превышают первых десятков метров.
Тела жилообразной, плитообразной и неправильной форм обычно выполняют трещинные полости сбросо-сдвигового и взбросо-сдвигового типа, что устанавливается по сколовому характеру трещин, бороздам скольжения, зонам милонитизации в контактовых участках. Изометрич-ные и линзовидные тела обычно не подчинены каким-либо тектоническим нарушениям и имеют плавные, но достаточно четкие контакты с вмещающими породами. Никаких подводящих каналов или проводников не устанавливается. Это может свидетельствовать о формировании жа-деитовых тел как в полостях остаточного типа, так и в процессе пере-
ещения исходного расплава и более интенсивном взаимодействии его ! вмещающими ультраосновными породами. И действительно, в экзо-:зтакте инъекционных тел отмечаются зоны актинолитизации, тремо-¿зтнзации, железо-магиезиальных слюд, появляются такие минералы, ■ ¿к гроссуляр и корунд. С другой стороны, в непромышленных телах с:«контактовые изменения выражены слабо. Следует отметить, что "згодаря сложной, пока еще не до конца расшифрованной, поздней ьззни ультрабазитовых массивов, многочисленные дайковые, в том чис-;; и жадситовые, тела разбудиннрованы, что затушевывает картину тнконтактовых явлений. В силу высоких физико-механических свойств жадеит хорошо сохраняется в виде округлых будин, «закатанных» в --нноподобную массу сложного состава. Тем не менее для жадеито-ггсных образований устанавливается два четко выраженных типа зональности [1, 3, 6, 9, 10]. Первый тип характеризуется сменой от кон--^ктов к центру тел зон кварц-плагиоклазового состава гипидиоморф-«■тзернистой и графической структуры, далее существенно плагиоклазо-юго, затем амфиболового и пироксенового (жадеитового). Жадеит или 1зарц занимают ядерные участки тел, но совместно встречаются крайне ;едко. Во втором типе краевая зона обычно сложена мономинеральным гльбитом или альбит-жадеитовым комплексом, который к центру сменяется сложной амфибол (пироксен)-плагиоклазовой зоной и далее жа-аеитовым ядром, нередко занимающим 40—60 % объема тела. Первичная зональность часто нарушена поздней наложенной низкотемпературной минерализацией.
Как показали исследования, жадеит встречается в связи с породами, четаморфизованными при высоких давлениях, но в различных температурных интервалах. Он отмечен в породах эклогит-амфиболитовой фации, для которых характерны температуры формирования 650— 800°С, гранат-глаукофановой, температурный интервал образования которой соответствует 450—650°С, а в глаукофан-сланцевой — 300—450°С. Значительная часть месторождений располагается в породах, метамор-ризованных в условиях зеленосланцевой фации, что обеспечивает рез-кое прогрессировать низкотемпературных гидротермальных процессов п появление новообразованного жадеита, преимущественно ювелирного. Индекс-минералами здесь являются глаукофан, хлорит, лавсонит, пум-пеллиит и эпидот. Для бирманских месторождений, кроме того, характерны роговая обманка и дистен, для калифорнийских — кроссит, японских — актинолит [4].
Глубины формирования этих пород, согласно Н. Л. Добрецову [9], .-оставляют более 8 км. Так, полярноуральский офиолитовый комплекс образовался на глубине 14—15 км, а Кентерлауский — 8—10 км. Общее давление при этом достигало 8—10 кбар за счет флюидного буферного сверхдавления при гидратации зеленокаменных телец [4]. Экспериментальным путем устанавливается поле устойчивости чистого жадеита при давлении свыше 10 кбар в интервале температур 250—1200°С [4], что соответствует предыдущим данным.
Взаимосвязь жадеитов с магматическими образованиями
Жадситовые образования повсеместно ассоциируют с гранитоидами, плагиоклазитами и альбититамн ультрабазитового комплекса. О их генетической связи все исследователи не расходятся во мнении, что подтверждается пространственной приуроченностью этих жил к одним элементам структуры, развитием гранитоидных и плагиоклазитовых оторочек вокруг жадеитовых выделений. Считается, что гранитоиды являются производными габбро-перидотитовой магмы океанического типа,
Мари,
Рис. 1. Положение гранитоидов офиолитовых комплексов на диаграмме калиевый полевой шпат — кварц — плагиоклаз:
1—5 — области гранитоидов материнских для пегматитов разных формаций: /—слюдоносных. 2 — редкометальных. 3 —редкоземельных, 4—флюорит-редкоземельных, 5 —собственно хрустале-носных; 6 — жадентоносных офиолитовых комплексов, 7 — нежадеи-тоносных офиолитовых комплексов; II — щелочно-полевошпатовые граниты; 111а — граниты поля «а»; ///б— граниты поля »6»; IV — граноднориты: V — плагиограниты н тоналиты
Рис. 2. Нормативные составы гпанитоидов офиолитовых комплексов на диаграмме системы кварц — ортоклаз — альбит—вода: 1— граница распространения пегматитоносных гранитоидов по 400 анализам; 2— каннода при 2 кбар при разном составе плагиоклаза (X. Платен, 1967); 3 — канноды для разных давлений при альбите; 4—9— поля пегматитоносных гранитоидов: 4—слюдоносных. 5 — редкометальиых. 6 — редкоземельных. 7 — флюорнт-редкоземсльных. 8 —собственно хрусталеносных, 9 — жаден-товых: 10—12 — средние значения составов гранитоидсв офиолитовых комплексов и их номера (см. таблицу): 10 — промышлсино-жадеитоносных, II —с ру-допроявлением жадеита, 12 — нежадеитоносных
образующимися в процессе ее кристаллизационной дифференциации [7|. Они располагаются, главным образом, в пределах массивов ультраосновных пород, образуя цепочки линзовидных, дайкообразных и изометрических тел размером от 10—50 до 300—1000 м в поперечнике. Гра-нитоиды представляют собой мелко- и среднезернистые светлые породы гипидиоморфнозернистой с участками гранофировой структуры, иногда пегматоидного облика, но затушеванной поздними процессами метаморфизма, что обусловило ее гнейсовидность [7].
По минеральному составу гранитоиды относятся к лейкократовым биотитовым, биотит-амфиболитовым и амфиболовым плагиогранитам,
Ж? Ш Ш* В^ Ш? & ЕУ
Рис. 3. Положение плагиогранитов офиолитовых комплексов и эвтектических кварц-плагиоклазовых пегматитов на диаграмме альбит — кварц — анортит — вода:
1—канноды для плагиоклазовой эвтектики при разных давлениях в кбар; 2—7 — поля кварц-плагиоклазовых пегматитов разных формаций: 2 — слюдоносных. 3 — редкометальных. 4 — редкоземельных. 5 — флюорит-редкоземельных. 5 — собственно-хрусталеносных, 7 —жаден-товых; 8—10— точки плагиогранитов и эвтектических пегматитов комплекса офиолитовых поясов и их номера: 8 — промышленно-жадеитоносных, 9 — рудопроявленнй. 10 — нежадентоносных
реже гранодиоритам и диоритам (рис. 1). Количество цветных минералов в них не превышает 3—6 %. Для гранитоидов характерно содержание кварца в количестве от 19—25 до 25—28 % и присутствие кислого плагиоклаза № 3—12, что отличает их от нежадентоносных океанических гранитоидов с содержанием кварца 30—40 %, и присутствие олиго-клаз-андезина. Химический состав «жадеитоносных» гранитоидов (см. таблицу) выделяется низким содержанием кремнезема (66—72 %), высоким— щелочей (7,7—8,7%), при ведущей роли окиси натрия (4,7— 7,0%) и глинозема (13,0—15,6%) (см. таблицу). На диаграмме альбит-кварц-ортоклаз (рис. 2) они занимают положение пород, пересыщенных окисью натрия, а их нормативный состав находится ниже канноды 10 кбар. С учетом поправки X. Платена [3] кристаллизация гранитоидов происходит при давлении 10—12 кбар, что подтверждается и данными диаграммы альбит-кварц-анортит (рис. 3). По кварц-плагиокла-зовому геотермометру [2] температура кристаллизации гранитоидов составляет 600—680°С. Таким образом, своеобразие минерального и химического состава гранитоидов определяется их достаточно глубинными и относительно низкотемпературными условиями образования..
Химические и нормативные составы жадеитоносных и нежадеитоносных гранитоидов офиолитовых комплексов
Жадеитоносные Нежадеитоносные
Кентерлау Ар-харсу Всйкар-сыныш-ский Таумау Такахаши Сан-Бен нто Войкар-сыньннскнй Среднее Побужье Кипр Папуа Орегон Калифорния Тува Зап. Монголия
1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 13 14 15 16 17
БЮг ТЮ2 А1203 Ре203 РеО МиО МцО СаО Ка20 КгО Прочие Сумма Кол-во анализов Ог АЬ Ап (Н Иу с Прочие Номер плагиоклазов 66,76 0,21 16,87 0,66 0.78 0,05 1,44 1,58 4,73 4,37 2,28 99,73 3 26,2 39,8 8,1 16,3 4?8 1.4 0,8 16 68,80 0,15 14,76 1,33 1,00 0,08 1,50 1.79 5,68 2,07 2,14 99.30 4 12,2 48,2 8,6 21,1 0,1 4,9 0,6 14 71,60 0,08 15.57 0,21 0,33 0,03 1,46 0,69 6,94 1,69 1,04 99,62 1 10,0 58,2 3,6 21,1 4,2 1,1 0,2 6 66,86 0,68 15,30 1,60 2,26 0,10 1,30 3,19 5,55 3,69 0,10 99,63 1 10,0 47,7 5,8 21,4 7.2 2,0 1.8 67,52 0,72 13,03 1,27 6,54 0,24 0,72 2,82 5,46 0,53 1,29 100,14 1 2.8 46,7 10,0 21,9 3,3 12,1 1,3 18 72,86 0,18 15,06 0,20 0,18 0,53 1,62 } 8,27 0,69 99,59 12 70,3 3,9 21,1 3,3 0,3 4 68.04 0,46 12,09 3,81 3,21 0,10 1,97 3,41 5,04 2,48 100,61 1 8,9 42.5 10,3 19,0 5.6 9,9 3,8 20 72,69 0,44 13,52 1,26 1,68 0,05 0,98 1,16 4,86 1,46 0,71 98,81 3 8,9 41,4 5,8 33,2 5.1 1.6 1.5 3 73,76 0,26 14,32 0,75 0,79 0,08 1,01 1,71 4.70 1,16 1,10 99,54 3 7.2 39.8 8.3 36,2 3,6 2.1 1,2 3 75,82 0,06 14,05 0,21 0,96 0,01 0,66 3,66 3,38 0,54 0,72 100,07 4 2,8 28,8 18.4 44.5 3.3 1.1 0,2 39 71,84 0,49 13,27 4,94 0,05 1,62 3,45 4,05 0,28 99,99 9 1.7 34.3 17,1 33,6 12.4 0,04 0.9 33 61,72 0,49 16,23 6,87 0,11 3,37 7,21 3,52 0,56 100,08 4 3,3 29.8 26,8 15,0 7.5 16,8 0,18 36 75,80 0,14 12,90 1,60 2,00 0,06 0,40 0,79 5,80 0,20 1,32 100,01 1 1.2 49.3 3,7 36.5 7,2 0.4 7 72,56 0,34 12,36 2,64 1,88 0,08 1,10 2,14 5,58 0,08 0,91 99,67 2 0,6 47,2 8,6 33,5 1,6 3,9 3,4 15 70,65 0,45 14,45 1,99 2,61 0,07 0,98 3,26 2,90 2,54 0,98 100,54 6 15.3 24,6 16.4 33.5 6,5 0,8 2,4 40 67,32 0,48 15,17 1,42 2.66 0,08 1,28 3,50 3,27 2,76 1,39 99,48 11 16.7 27.8 17,3 26,0 7?4 0,4 0,4 38 63,35 0,49 13,65 3.80 5,54 0,08 2,23 7.81 0,22 0,10 3,58 100,85 2 0,6 1.6 35.9 36,7 2,4 17,6 5.2 93
К вопросу о генезисе жадеитовых образований
В обширной литературе о жадеитовых месторождениях дискутируется три основных вопроса: происхождение гранитоидов в ультрабази-тах, их связь с жадеитообразованием; термодинамические условия образования жадеитовых жил и жадеита.
Большинство исследователей считает, что дайкообразные тела пла-гиогранитов, гранодиоритов и диоритов, которые пространствснно тесно ассоциируют с массивами ультраосновных пород, являются продуктом закономерной эволюции магматизма начальных стадий развития складчатых систем [3, 5, 7]. Приведенные материалы подтверждают эту точку зрения.
Относительно связи гранитоидов с жадеитоносными образованиями имеется три точки зрения. Одни исследователи считают эту связь генетической, другие — парагенетической, а некоторые ее отрицают [3, 4, 5, 6, 7]. Этот вопрос имеет большое практическое значение, и от его решения зависит один из основополагающих признаков оценки жадеитонос-ности ультрабазитов. Детальное изучение месторождений страны позволило установить следующее:
1 —жадеитовые образования локализуются в эндоконтакте массивов ультраосновных пород совместно с телами гранитоидов, пегматитов и плагиоклазитов (альбититов), образуя жильный пояс, приуроченный к единой структуре, и практически одновременно, так как отсутствуют пересечения этих тел;
2 — все исследователи отмечают взаимосвязь плагиогранитов с аль-бититами, альбититов — с жадеитоносными телами, они наблюдаются непосредственно в одних и тех же телах, не разобщенных в пространстве;
3 — геохимическая специализация плагиогранитов, альбититов и жадеитовых тел повсеместно идентичная и достаточно устойчивая;
4 — в жадеитовых жилах отмечается строгая зональность от кварц-полевошпатового (гргнитоидного) или плагиоклазового (альбитового) составов до жадеитового ядра;
5 — в пределах жадеитоносных полей намечается латеральная зональность, выраженная в последовательной смене пород с высокотемпературной минеральной ассоциацией (магматической) до более низкотемпературной (гидротермальной): гранитоид — плагиоклаз — амфибол— жадеит—кварц. Такая зональность весьма характерна для любых магматических и постмагматических фаций и особенно — для пегматитовых месторождений.
Разбор указанных положений в отдельности, а реже в совокупности приводил и к разной трактовке генезиса жадеитовых месторождений. Так, М. Лакруа и другие исследователи [4| относили жадеитовые жилы либо к пегматитам нормального типа, либо к десилицированным, либо основного состава. А. Н. Заварицкий [5| выделял среди жильных образований перидотитовых магм плагиограниты, пегматиты и альбититы, причем последние он считал промежуточными продуктами между пегматитами и гидротермальными жилами. Зональность в пегматитах А. Н. Заварицкий связывал с процессами перекристаллизации и метасоматоза по дайкам гранитного состава. Близкой точки зрения придерживаются Н. Л. Добрецов и К- Г. Пономарева [4| и В. М. Москалева [4], которые ведущую роль отводят аллометасоматическим высокотемпературным [4] или низкотемпературным [8] натриевым растворам, а Д. С. Коржинскнй [б] —биметасоматическим гидротермальным процессам.
Не вдаваясь в критический разбор приведенных точек зрения на образование жадеитозых тел, каждая из которых имеет право на ис-
толкование лишь одной стороны вопроса, а не проблемы в целом, укажем на основные отправные моменты, которым следуют авторы.
1. Установленное генетическое родство жадеитовых образований с гранитами (гранитным расплавом) свидетельствует о их тесной взаимосвязи.
2. Инъекционный характер жадеитовых тел и наличие в эндокон-такте высокотемпературных и высокобарических пород гипидиоморфно-зернистой и графической структур определяют их изначально магматическое происхождение.
3. Согласно определению А. Е. Ферсмана под пегматитовым процессом понимается «процесс кристаллизации остаточной магмы, начиная с явлений телокристаллизации и кончая последними ее выделениями», т. е. пневматолитовыми и гидротермальными. Таким образом, пегматит— это «жильные или миаролнтовые заполнения, которые связаны с кристаллизацией магматических остатков, при условии их пространственного разобщения с материнской породой».
Рассмотрение внутреннего строения и условий локализации жадеитовых тел, материалов по кристаллизации минералов и минерально-парагенетическим ассоциациям, распределению редких и щелочных элементов позволяет наметить схему эволюции пегматитов натриевой специализации, генетически связанных с ультрабазитовыми массивами.
При кристаллизации происходит естественное отжимание более легкоплавкой лейкократовой части магмы в структурные ловушки апикальной части массивов. В одних случаях это неровность его кровли, в других — зоны повышенной трещиноватости, наиболее проявленные в контакте массива с вмещающими породами. Кристаллизация «остатка» начинается с температуры несколько выше 600 °С и давлении 8—14кбар в виде кварц-полевошпатовой эвтектической породы. В пневматолито-вый этап в хорошо зональных высокопродуктивных телах отмечается последовательная кристаллизация плагиоклаза, амфибола, жадеита и кварца, образующих самостоятельные зоны. Образование минералов и пород происходит из надкритических растворов при постепенном падении температур от 570—580 °С до 400 °С и давлении от 8—12 до 4— 7 кбар. Как показали наблюдения, многие жадеитоносные образования являются не пегматитами, а типичными пневматолитами, о чем свидетельствует отсутствие в них зон магматического происхождения. В этом случае может наблюдаться процесс десиликации, особенно интенсивный при соприкосновении расплав-растворов с породами, содержащими мало кремнекислоты. Именно в этих условиях отмечаются наиболее значительные экзоконтактовые изменения пород. Породы реакционных кайм — продукты пневмато-гидротермальных процессов включают в себя минералы, содержащие воду (биотит, актинолит, хлорит и др.), углекислоту (антигоритит) и фтор. Завершается формирование жадеитовых жил гидротермальным этаном высоко- и низкотемпературной стадии, соответственно с параметрами 320—390°С и ниже 300°С при давлениях 1,5—4 кбар.
Жадеит образуется в широком диапазоне температур и давлений. Ранняя его генерация, по составу отвечающая собственно жадеиту с низким диопсидовым и эгириновым миналами, слагает основную, обычно центральную часть жилы. Она кристаллизуется из надкритического раствора, отвечающего геохимическому этапу перехода алюминия в катионную форму и смены алюмосиликатов на силикаты. При этом происходит падение щелочности водно-углекислотно-углеводородного раствора в диапазоне температур 430—600°С и давлений 7—15 кбар. В ряде случаев отмечается кристаллизация жадеита непосредственно из расплава при 7 = 800°С и Р = 10—13 кбар. Эта разность жадеита не имеет промышленного значения.
Поздние генерации жадеита, представляющие интерес для ювелирного производства и отвечающие по составу диопсид-жадеиту, омфаци-ту, хлормеланиту и хромжадеиту, образуются, главным образом, в гидротермальный этап. Вместе с поздними генерациями альбита, амфиболов и цеолитов они замещают ранее образованные минералы, цементируют брекчии или выделяются в виде секущих прожилков и неправильных выделений. Образуется такой жадеит из углеводородно-водноугле-кислотного раствора при температуре 200—430°С и давлении 0,3— 1,5 кбар. Как отмечали А. Миаширо и С. Банно [4:], наличие в жадеите примесей железа, хрома и кальция расширяет границы его существования и поля его устойчивости.
Из сказанного следует:
1. Жадеитовые образования занимают закономерное место в ряду формаций гранитных пегматитов и пневматолититов, являясь более высокобарическими по сравнению с редкоземельными, слюдоносными, ред-кометальными и хрусталеносными.
2. Жадеитовые месторождения генетически связаны с плагиограни-тами, производными гипербазитовых магм офиолитовых поясов эвкрип-титового типа с натриевым уклоном. Их формирование происходит в условиях метаморфизма зеленосланцевой, реже амфиболитовой фации чклогит-глаукофанового типа на глубинах 8—15 км при водно-углево-дородно-углекислотном составе летучих компонентов.
3. Месторождения представляют собой поля эпигенетических пегматитов и альбититов в зонах тектонических нарушений в апикальной части массивов гипербазитов. Цветные (ювелирные и ювелирно-поделочные) разности жадеита более характерны для зональных крупных тел и жил, расположенных на удалении от материнских гранитоидов. Благоприятными факторами в этом отношении являются значительные экзоконтактовые ореолы изменения боковых пород и широко представленные минеральные ассоциации гидротермального происхождения при содержании в них повышенного количества хрома.
БИБЛИОГРАФИЧЕСКИЙ СПИСОК
1. Аеров Г. Д., Зарянов К. Б., Кормушин А. А. Цветные камни в ультраосновных породах Западного Прибалхашья //Драгоценные цветные камни,—М.: Наука, 1980.— С. 106-109.
2. Бушев А. Г., Родионов Г. Г. Критерии поисков мусковитовых месторождений // Поисковые критерии и разведка слюдоносных пегматитов,—М.. 1979.— С. 50—69.
3. Добрецов Н. Л. Минералогия, петрография и генезис гипербазитов, жадеититов и альбититов хр. Борус (Западный Саян) // Материалы по генет. и эксперим. минералогии, т. 1.— Новосибирск: Наука, 1963,—С. 242—316.
4. Добрецов Н. Л., Татаринов А. В. Жадеиты и нефриты.— Новосибирск: Наука, 1983.
5. Заварнцкий А. Н. Псрндотитовый массив Рай-Из в Полярном Урале // Избр. тр. АН СССР,—1956.— Т. 1.-С. 483-664.
6. Киевленко Е. Я., Сенкевич Н. Н. Геология месторождений поделочных камней,— М.: Недра. 1983,—263 с.
7. Колман Р. Т. Офнолиты.— М.: Мир. 1979 —261 е.
8. Москалева В. Н. Жадеититы//Драгоценные и цветные камни как полезное ископаемое.— М.: Наука, 1973.— С. 81—87.
9. Породообразующие и ювелирно-поделочные жадеиты Прибалхашья и Полярного Урала / Свириденко А. Ф . Коваленко В. С., Смирнова А. А. и др.//Минералы и пара-генезисы минералов горных пород и руд.— Л.: Наука, 1979.—С. 100—110.
10. Татаринов А. В., Кизияров Г. П., Прокудин С. Г. Сферолитовые агрегаты ювелирно-поделочных жадеититов Борусского пояса офиолнтов Западного Саяна// Минералогия и генезис цветных камней Восточной Сибири — Новосибирск: Наука, 1983,— С. 90—96.
