Декоративный коллекционный материал встречается в гранитных пегматитах всех формаций, но наибольшее значение в этом отношении имеют миароловые пегматиты, содержащие минерализованные полости с хорошо образованными кристаллами и друзами коллекционных минералов. Значительно более скромную роль в качестве источников декоративного материала играют бесполостные редкоземельные, мусковитовые и редкометальные пегматиты.

Миароловые пегматиты

Как следует из названия, главным отличительным признаком миароловых пегматитов служит наличие миарол — минерализованных (друзовых) полостей объемом от долей кубического метра до нескольких десятков и даже сотен кубических метров.

В подобных полостях создаются весьма благоприятные условия для свободного роста крупных и хорошо образованных кристаллов. Такие пегматиты рассматривались в составе фтор-бериллиевого типа и литий-рубеллитового подтипа натро-литиевого типа. В широко применяемой в настоящее время классификации они отнесены к наименее глубинной формации хрусталеносных пегматитов и частично к формации редкометальных пегматитов средних глубин, где выделена особая субформация пегматитов с драгоценными камнями. По мнению авторов, принципиального различия между этими подразделениями нет, и можно говорить о единой формации миароловых пегматитов с пьезокварцем и драгоценными камнями. Все миароловые пегматиты, независимо от степени их хрусталеносности, несут достаточно четкие признаки формирования на сравнительно небольших глубинах.

1) остаточные, возникающие в результате усадки застывающего магматического расплава; размер их в поперечном сечении обычно 20 - 30 см, редко до 1 м;

С щелочными микроклиновыми или ортоклазовыми сиенитовыми пегматитами связан богатый комплекс редких минералов, что обусловливает их важное значение как источников коллекционного материала. Следует иметь в виду, что типоморфные минералы нефелиновых сиенитов агпаитового ряда существенно отличаются от минералов миаскитовых пород, что, в свою очередь, сказывается на минеральном составе щелочных пегматитов. Для агпаитовых пород характерны минералы, содержащие натрий (содалит, эгирин, арфведсонит, рамзаит, ломоносовит, эвдиалит, мурманит и др.), в то время как для миаскитовых пород типичны соединения кальция (сфен, апатит, флюорит, кальцит), а также циркония и титана (циркон, ильменит и др.).

В щелочных пегматитах агпаитовых и миаскитовых нефелиновых сиенитов интерес в качестве коллекционного материала могут представлять крупные, хорошо образованные кристаллы циркона, сфена, эвдиалита, рамзаита, цветного сапфировидного корунда, радиально-лучистые и звездчатые агрегаты натролита, астрофиллита, а также ряд других редких минералов. Большинство кристаллов и кристаллических агрегатов этих минералов формируется в процессе метасоматического замещения минералов более ранних ассоциаций.

Циркон в виде правильно ограненных кристаллов наблюдается довольно редко. Его скопления чаще всего связаны с мета-соматическими образованиями альбититов, залегающими среда пегматоидных полевошпато-эгириновых пород, где он отмечается вместе с калиевым полевым шпатом, эгирином, альбитом, апатитом, пирохлором, самарскитом и другими минералами. Кристаллы циркона обычно приурочены к кавернозной альбитовой породе, где представлены правильно ограненными индивидами размером в поперечнике до 2 см. Они имеют дипирамидальный облик и окрашены обычно в светло- и темно-коричневые тона.

Подобные образцы находят в щелочных пегматитах Ильменских гор (Урал) и Ловозерского массива нефелиновых сиенитот (Кольский полуостров).

Натролит широко развит в щелочных пегматитах натролит-альбитового, гакманит-натролитового, олигоклаз-натролитового состава; обычно он слагает центральную часть пегматитовых тел. Выявлены тела и собственно натролитового состава. Основная масса натролита представлена агрегатами шестоватой и радиально-лучистой текстуры. Коллекционными являются друзы замещения с хорошо образованными кристаллами натролита размером 10 - 15 см, встречающиеся на участках выщелачивания пегматитов.

Астрофиллит в щелочных пегматитах присутствует обычно в виде пластинчатых и спутанно-волокнистых агрегатов. Прекрасный коллекционный материал — звездчатые и радиально-лучистые агрегаты астрофиллита — отмечается в пегматитах Хибинского массива нефелиновых сиенитов. Скопления декоративного астрофиллита здесь связаны с жилами эгирин-астрофиллитового состава, в которых эти основные жильные минералы ассоциируют с белым альбитом. Выход декоративных штуфов астрофиллита составляет не более 1 % общей массы пегматита.

Эвдиалит и рамзаит встречаются в пегматитовых жилах эгирин-полевошпатного состава, часто совместно. Коллекционным материалом служат крупные, хорошо образованные призматические кристаллы темно-коричневого рамзаита и ярко окрашенные малиново-красные полигональные кристаллы эвдиалита. Рамзаит и эвдиалит распределены в пегматите крайне неравномерно, чаще всего их скопления приурочены к зальбандам пегматитовых жил, обогащенным волокнистым эгирином.

Размеры подобных жил обычно небольшие: до 20 м по простиранию при мощности от 0,2 до 1,5 м. Корунд концентрируется преимущественно в центральных частях жил, особенно в раздувах, образуя обогащенные участки в виде полос, «струй», гнезд и т. п. Кристаллы его имеют пластинчатую, призматическую и изометрическую форму; размеры их от 2 до 20 мм, цвет варьирует от светло-голубого до густо-синего, сапфирового. Чистые прозрачные разности встречаются редко. В связи с мелкой трещиноватостью кристаллов и наличием твердых включений корунд представляет собой в основном коллекционный материал, связывают образование корунда с воздействием эманаций щелочной магмы на глиноземистые разности роговиков в кровле массива нефелиновых сиенитов.

Этот генетический класс включает месторождения, сформировавшиеся под воздействием постмагматических газово-жидких растворов при значительной роли метасоматических процессов; подобные объекты могут служить источником целого ряда коллекционных минералов. Особого внимания заслуживают апогранитные грейзены, некоторые метасоматиты ультраосновных пород и скарны.

Апогранитные грейзены

Апогранитные грейзены по геологическому положению во многом сходны с внутригранитными миароловыми пегматитами будучи тесно связанными с массивами лейкократовых гранитов повышенной щелочности, сформировавшимися в условиях малых глубин. Для них также характерно наличие в осевых частях жил остаточных полостей, в которых на последних этапах гидротермально-метасоматических процессов создавались условия для свободной кристаллизации берилла (аквамарина), топаза, кварца, флюорита. Все это определяет их значение в качестве источника декоративно-коллекционных минералов.

Типичным примером подобных образований является Шерловогорское грейзеновое месторождение ювелирных камней в Восточном Забайкалье, приуроченное к юрскому массиву лейкократовых гранитов. Грейзеновые тела залегают в порфировидных гранитах и гранит-аплитах, имеют четковидную или штокверкообразную форму и группируются в вытянутые зоны. Для многих тел характерно симметрично-зональное строение; в их пределах выделяются следующие зоны:

1) краевая интенсивно грейзенизированного гранита;

2) мелко-среднезернисгого кварц-слюдисгого или топаз-кварцевого грейзена;

3) осевая с прожилками берилл-топазового и берилл-кварцевого состава с вкраплениями флюорита, вольфрамита, висмутина, арсенопирита.

Метасоматиты ультраосновных пород

Среди апоультрамафитовых метасоматитов наибольший интерес в качестве источников декоративного коллекционного материала представляют контактовые образования типа корундо- и изумрудоносных слюдитовых плагиоклазитов. Они развиваются вдоль контакта ультрамафитов с внедрившимися в них телами кислых и основных пород. Характерная черта их строения — присутствие в центральной части метасоматитов десилицированных, обогащенных натрием и глиноземом пород (плагиоклазиты, корундовые плюмазиты и т. п.), окруженных слюдистой оторочкой. Для подобных метасоматитов характерно скрещивание геохимически разнородных компонентов, например, бериллия гранитоидов и хрома ультрабазитов, что приводит к кристаллизации в слюдистых зонах берилла, окрашенного хромом, т. е. изумруда. Здесь же при десиликации полевых шпатов система обогащается глиноземом, в результате чего может формироваться корунд.

Кроме контактовых метасоматитов источниками коллекционного материала могут быть инфильтрационные образования, развивающиеся по трещинам в ультрамафитах. С ними, в частности, связаны щетки и кристаллические корки ярко-зеле ного граната демантоида, которые являются редким декоратив ным коллекционным материалом.

Корундсодержащие плагиоклазиты залегают в большинстве случаев в сильно измененных серпентинизированных и амфиболизированных ультрамафитах. Подобные плагиоклазиты возникают в результате процессов биметасоматоза на границе химически неравновесных кремнекислых и ультраосновных пород. Благородный корунд — рубин — ветре чается лишь на некоторых месторождениях в виде мелких вкрапленников и редких прозрачных участков в крупных кристаллах обыкновенного корунда (США; Танзания). Чаще кристаллы корунда бывают непрозрачны, трещиноваты и представляют интерес только как коллекционный материал.

Хорошо изучено проявление рубина подобного типа — Макар-Рузь на Полярном Урале. В его пределах выделяются пространственно разобщенные рубинсодержащие тела плагиоклазитового и слюдитового состава.

Характерной особенностью плагиоклазит-рубиновых тел является их симметрично-зональное строение. В центре расположено плагиоклазитовое ядро, которое окружено слюдитовой флогопит-биотитовой зоной с реликтовыми участками плагиоклазита; далее к периферии следует амфиболовая зона с реликтами габброидной породы. Рубин встречается в плагиоклазитовом ядре андезит-олигоклазового состава, но основное его количество приурочено к слюдитовым зонам, а наиболее высокие концентрации — к мощным зонам. Цвет кристаллов рубина преимущественно темно-красный, форма — пластинчатая и бочонковидная, размеры в поперечнике от 1 до 15 см. Рубин полупрозрачен, содержит включения хромита и слюды и непригоден для огранки, однако штуфы биотит-плагиоклазовой породы с крупными вкрапленниками ярко-красного рубина служат эффектным коллекционным материалом.

В слюдит-рубиновых жилах наблюдаются в основном мелкие кристаллы рубина. Некоторые из них лишены дефектов и пригодны для ювелирных целей. Крупные коллекционные кристаллы рубина здесь практически не встречаются.

Изумрудоносные биотит-флогопитовые слюдиты представляют собой главный тип промышленных месторождений изумруда и известны во многих странах (Зимбабве, Индия, ЮАР и др.). Типичным примером подобных образований являются месторождения Изумрудных копей на Среднем Урале. Они расположены в серпентинитах и серпентинизированных перидотитах, образующих сравнительно небольшие согласные тела среди девонских метаморфических пород. На месторождениях, помимо слюдитов, распространены дайки диоритов, гранит-аплиты и пегматиты. Концентрация слюдитовых жил неравномерная: в большинстве случаев слюдиты группируются в

жильные зоны, положение которых контролируется крупными дайками диоритов или контактами серпентинитов с амфиболитами.

Продуктивные слюдиты представляют собой флогопитовую рассланцованную породу с линзами и желваками актинолитовых пород и олигоклаз-андезита, содержащую включения кристаллов и сростков белого и бледно-зеленого берилла, изумруда, апатита, сфена, хризоберилла и других минералов.

Горные породы таких слюдитовых комплексов обнаруживают геохимическое родство с ультрамафитами. Для тех и других характерны относительно высокие содержания магнезии и весьма низкие глинозема. В слюдитах отмечаются повышенные концентрации таких типоморфных элементов ультраосновных пород, как хром, никель, кобальт.

Коллекционным материалом в изумрудоносных слюдитах являются правильно ограненные крупные кристаллы и веерообразные сростки кристаллов зеленого берилла и изумруда в слюде, а также выделения хорошо образованных кристаллов фенакита, окрашенных в нежные желтовато-розовые тона. Совместно с ними встречаются хорошо ограненные октаэдрические кристаллы флюорита и великолепные столбчатые кристаллы апатита, окрашенные в слабо-голубовато-зеленые и розоватофиолетовые тона. Высоко ценятся штуфы с кристаллами хромсодержащего хризоберилла — александрита и двойниковые или тройниковые сростки хризоберилла, так называемые «пешки».

Анализ имеющихся фактических данных по месторождениям Изумрудных копей позволяет выделить основные типоморфные особенности минералов, представляющих интерес для коллекционных целей (рисунок) и отметить закономерности их проявления.

В системе гранатоносных прожилков обычно выделяются основной продуктивный прожилок, выполненный продольно-волокнистым хризотилом, и несколько сопряженных с ним более тонких ветвей. Последние сложены косо- или поперечно-волокнистым хризотилом и граната, как правило, не содержат. Длина прожилков по простиранию от 0,5 до 2,5 м, мощность от нескольких миллиметров до 10 см.

Большую декоративно-художественную и минералогическую ценность на месторождениях гидротермального генезиса представляют друзы горного хрусталя, аметиста, кальцита, флюорита, пирита, антимонита и многих других минералов. Этот коллекционный материал встречается преимущественно в минерализованных пустотах и может извлекаться попутно с добычей плавикового шпата, барита, оловянных, полиметаллических и других руд.

Источниками декоративных коллекционных минералов могут быть все три класса гидротермальных месторождений, выделяемых В. И. Смирновым, — плутоногенные, вулканогенные и теле-термальные.

Плутоногенные месторождения

Среди разнообразных месторождений этой группы коллекционный материал часто встречается в безрудных хрусталеносных и рудоносных кварцевых жилах. В этом отношении интересными могут быть также некоторые баритовые и флюоритовые месторождения, ряд месторождений сульфидных руд, локализованных в карбонатных породах.

Безрудные хрусталеносные жилы известны на Урале, в Якутии, на Памире и в Центральном Казахстане. Для них характерно наличие хрусталеносных полостей, содержащих кристаллы и коллекционные друзы кварца.

Условия образования и особенности строения безрудных хрусталеносных жил достаточно детально освещены в геологической литературе. Все они несут черты гидротермальных образований, имеющих парагенетическую связь с определенными магматическими и метаморфическими комплексами. Вмещающие породы обычно представлены кварцитами, кварцево-слюдистыми сланцами, метавулканитами. Отмечается разновременность формирования самой жилы (гидротермальная стадия — ранняя) и хрусталеносных гнезд (метаморфогенная «альпийская» стадия — поздняя). Хрусталеносные полости могут быть остаточными, тектоническими или возникшими в результате растворения. К наиболее распространенным и практически важным относятся полости тектонического происхождения, в той или иной мере расширенные за счет растворения. Размеры полостей достигают нескольких десятков, а иногда первых сотен кубических метров. Они обычно приурочены к участкам выклинивания и резкого увеличения мощности кварцевых жил, местам ответвления апофиз (рисунок). В морфологическом отношении наиболее продуктивны кварцевые жилы неправильной формы и штокверки.

Своеобразным типом хрусталеносных полостей являются минерализованные трещины, представляющие собой уплощенные хрусталеносные полости, почти полностью лишенные жильного кварцу и пространственно часто не связанные с кварцевыми жилами. Минерализованные трещины можно рассматривать как самостоятельные проявления «альпийской» стадии минералообразования. Они так же, как и полости кварцевых жил, содержат хорошо ограненные кристаллы и друзы бесцветного горного хрусталя и дымчатого кварца, изредка цитрина и аметиста, ассоциирующих с рутилом, брукитом, анатазом, кальцитом, сидеритом, альбитом, адуляром, эпидотом, серицитом, хлоритом, каолинитом и другими минералами.

Вблизи минерализованных полостей интенсивно проявлены процессы гидротермального изменения вмещающих пород, выражающиеся преимущественно в хлоритизации последних и выщелачивании кварца, реже в альбитизации, карбонатизации и эпидотизации. Температура кристаллизации горного хрусталя в минерализованных полостях, установленная по газово-жидким включениям, варьировала от 120 до 300°С (редко больше), давление в процессе минералообразования составляло первые десятки мегапаскалей.

Коллекционный материал безрудных хрусталеносных жил может быть представлен следующими минеральными образованиями:

1) кристаллами кварца, их сростками, щетками, друзами;

2) кристаллами горного хрусталя с включением других минералов;

3) кристаллами, друзами, щетками, сростками и агрегатами минералов — спутников кварца альпийского парагенезиса (адуляр, гематит, аксинит, кальцит и др.).

Первый вид коллекционного минерала отбирается как попутный компонент практически на всех месторождениях пьезооптического кварца. Эффектным коллекционным материалом являются кристаллы кварца с так называемыми «голубыми лучами». Большой интерес представляют уплощенно-изогнутые мозаичные кристаллы кварца с «белой полосой», с зеркальными радужными трещинами и скелетные кристаллы с хорошо развитыми дополнительными гранями. Интересны и редкие длинностолбчатые кристаллы горного хрусталя со скипетровидными ромбоэдрическими образованиями аметиста. Такие кристаллы появляются на заключительных этапах хрусталеобразования в условиях низких температур, при которых растворимость кремнезема в слабощелочных растворах минимальна.

Самым популярным и ценным коллекционным материалом хрусталеносных жил, безусловно, являются друзы водяно-прозрачного и дымчатого горного хрусталя от небольших — «кабинетных» до уникальных — музейных с массой отдельных кристаллов в несколько десятков килограммов. Различаются друзы, состоящие из одинаково или разнообразно ориентированных кристаллов, относящихся к одной или нескольким генерациям и зарождениям. Однако каждой друзе присущи индивидуальные особенности, что важно для коллекционирования.

Коллекционный материал второго вида в зависимости от формы и характера распределения включений в кварце разделяют на следующие разновидности:

1. Кварц-«волосатик» — кристаллы горного хрусталя с игольчатыми и волокнистыми включениями рутила, турмалина, актинолита (так называемые «стрелы Амура» и «волосы Венеры»), Включения распределяются либо неравномерно, часто пучками, либо пронизывают весь объем кристалла.

2. «Пейзажный» кварц — горный хрусталь с неравномерно расположенными групповыми включениями серицита и хлорита, кристаллизовавшимися на стенках трещин в виде дендритоподобных агрегатов и затем захваченными растущим кристаллом кварца; при этом возникают объемные картины, напоминающие зимнюю тайгу, болотистую местность и т. п. Уплощенные кварцевые образования такого рода наиболее характерны для минерализованных трещин в зеленых сланцах и диабазах.

3. Зональный кварц (кристаллы фантомы), в котором по зонам роста наблюдаются присыпки пирита, серицита, парагонита, хлорита и других минералов, а также зоны развития газово-жидких включений.

4. Кристаллы кварца с крупными единичными включениями минералов-спутников — сфена, эпидота, пирита и др. Размеры подобных включений 0,5 - 1,5 см и более.

Некоторые месторождения кварца с минеральными включениями, особенно с иголками медно-красного и золотистого рутила, могут быть объектами специальной отработки, например Челн-Из на Приполярном Урале. На этом месторождении выделяется ряд минерализованных кварцево-жильных зон длиной 30 - 60 м при мощности 2 - 6 м, согласных со сланцеватостью хлорит-кварцевых сланцев хобеинской свиты. Их ограничивают поперечные разломы, образующие вместе с согласными нарушениями систему ромбовидных блоков. Сланцы пересечены дайками габбродиабазов.

Хрусталеносные полости-гнезда встречаются как в кварцевых жилах, так и в минерализованных трещинах. Полости выполнены темно-зеленым хлоритом и кристаллами кварца. В их верхних частях кристаллы нарастают на жильный кварц. Здесь на кварцевом основании отмечаются наиболее крупные индивиды и друзы кварца. В средних и нижних частях полостей кристаллы кварца покрыты хлоритовой рубашкой и насыщены включениями золотисто-желтого, реже медно-красного рутила, слагающего обычно параллельно-шестоватые агрегаты. Окраска горного хрусталя меняется от бесцветной до светло-дымчатой. Кварц этого месторождения очень декоративен и представляет собой прекрасный коллекционный материал.

Титан, вошедший в состав рутила, высвобождался из силикатов боковых пород под воздействием существенно хлоридных растворов с невысоким содержанием щелочей. Вероятно, это является специфической особенностью формирования рутила, впоследствии захваченного кристаллами кварца.

Третий вид коллекционного материала — декоративные минералы-спутники кварца — наиболее характерен для минерализованных трещин. Особенно интересны крупные, хорошо образованные кристаллы и друзы адуляра, «железные розы» гематита, кристаллы, сростки и друзы аксинита, спутанно-волокнистые, игольчатые и столбчатые агрегаты актинолита. Минеральный состав хрусталеносных трещин зависит от химизма боковых пород. Так, в породах, бедных кремнеземом, но богатых цветными минералами (диориты, диабазы) спутниками горного хрусталя являются хлорит, сидерит, актинолит, аксинит и эпидот; в гранитах, кварцитах, песчаниках, кварцево-слюдистых сланцах — серицит, альбит, адуляр и каолинит, а в карбонатных породах — кальцит, сидерит и актинолит.

С хрусталеносными кварцевыми жилами могут быть также связаны скопления ювелирного и друзового аметиста. Примером может служить месторождение Хасаварка на Приполярном Урале. Аметист приурочен к протяженным зонам минерализованных трещин, пересекающих протерозойские кварц-хлоритовые и кварц-слюдистые сланцы и залегающие в них хрусталеносные кварцевые жилы. Скопления аметиста встречаются в щелевидных полостях-гнездах в местах пересечения трещин с пологими кварцевыми жилами. Кристаллы и друзы аметиста обычно располагаются на стенках полостей, иногда оторваны от них и заключены в глинистую массу, заполняющую полости. Наиболее декоративны скипетровидные кристаллы длиной 5 - 10 см и шириной 3 - 8 см. Многие кристаллы вследствие слабой и неравномерной окраски непригодны для ювелирных целей, но могут быть использованы как коллекционный материал.

Среди рудоносных кварцевых жил для добычи коллекционного материала наиболее перспективны жилы, возникшие при выполнении кварцем тектонических трещин и содержащие минерализованные остаточные пустоты (реже полости растворения) с друзами кварца, кальцита, анкерита и различных рудных минералов. Остаточные пустоты расположены преимущественно вдоль центрального шва жил, главным образом в их раздувах; размеры их, как правило, относительно невелики. Вокруг полостей наблюдается зона шестоватых кристаллов кварца, переходящих в зернистый материал жильного выполнения. Дразовые агрегаты в подобных жилах обычно значительно уступают аналогичным образованиям безрудных хрусталеносных кварцевых жил по размерам, степени прозрачности и разнообразию облика кристаллов кварца. Значение их определяется в основном наличием и совершенством форм рудных минералов: пирита, гематита, магнетита, вольфрамита и др. Рудоносные кварцевые жилы с декоративными минералами могут относиться к различным рудным формациям.

На Березовском золоторудном месторождении на Урале пустоты с кристаллами кварца и пирита встречаются в жилах кварц-золото-колчеданной формации, залегающих в палеозойских зеленокаменных породах («красичные» жилы) и дайках гранит-порфиров (поперечные лестничные жилы). Рудные жилы сложены грубозернистым и шестоватым жильным кварцем с многочисленными, расположенными обычно в центре жил пустотами размером в поперечнике 30 - 40 см и более. Пустоты инкрустированы кристаллами горного хрусталя размером от 1 до 12 см и сульфидов, образующих друзы и щетки. Весьма декоративны сростки кристаллов кварца с рудными минералами.

Кристаллы пирита в пустотах встречаются в виде хорошо образованных кубов с характерной грубой комбинационной штриховкой на гранях. Размеры их в поперечнике варьируют от 1 мм до б - 7 см. Мелкие кристаллы нарастают на крупные, возникают скопления причудливой формы. Иногда такие друзы представлены только одними беспорядочно сросшимися кристаллами пирита, но чаще на кристаллы пирита нарастают агрегаты галенита и тетраэдрита.

Разнообразные коллекционные минералы характерны для кварц-касситерит-вольфрамитовых месторождений Иультинского рудного поля в Чукотском автономном округе. Рудные тела представлены крутыми кварцевыми жилами, содержащими главным образом мусковит, вольфрамит и касситерит. Жилы залегают в песчано-сланцевых породах пермо-триаса в кровле позднемелового Иультинского гранитного массива. Протяженность большинства жил не превышает 150 м. Выделяется несколько стадий минерализации: грейзеновая топаз-мусковитая, альбитовая, кварцеворудная и карбонатно-флюоритовая.

В рудных телах присутствуют друзовые полости размером от (1 - 3) х 5 см до (0,3 - 0,5) х 1,5 м, форма их обычно удлиненная, реже изометричная. Стенки полостей покрыты кристаллами кварца, шеелита, касситерита, пирита, флюорита и кальцита, изредка акцессорного берилла (фото 56) и топаза. Минерализованные полости локализованы обычно в раздувах жил и встречаются преимущественно на участках, обедненных рудными компонентами.

Кристаллы кварца в полостях имеют длину от 2 до 30 см и ширину от 1 до 10 см, часто они собраны в небольшие друзы. Флюорит представлен друзами кубических кристаллов размером 1 - 1,5 см. Шеелит наблюдается в виде полупрозрачных дипирамидальных кристаллов размером 1 - 2 см, изредка отмечаются индивиды размером по длинной оси до 7 см. Касситерит в друзовых полостях встречается в виде одиночных кристаллов размером до 2 х 3 см (реже 4 х 6 см) или их сростков. Облик кристаллов призматический, короткостолбчатый, нередки коленчатые двойники. Коллекционным материалом могут также служить рудные штуфы — сростки крупных толстотаблитчатых кристаллов вольфрамита ранней генерации с крупнозернистым кварцем, образующих скопления размером в поперечнике до 80 см.

Друзовые полости с коллекционными минералами встречаются и на месторождениях плавикового шпата, представленных гидротермальными жилами флюорита. В этом случае интересны главным образом друзы и сростки кристаллов прозрачного и полупрозрачного флюорита и гораздо реже обособления его минералов-спутников: кальцита, сульфидов, барита. Однако следует отметить, что такие месторождения отнесены авторами к плутоногенным весьма условно, так как некоторые из них не имеют видимой связи с интрузивами и могут рассматриваться как вулканогенные или телетермальные образования.

Большой популярностью в нашей стране пользуется коллекционный материал флюоритовых месторождений Забайкалья, относящихся к кварц-флюоритовой формации. Одно из них — месторождение Абагатуй — представлено рядом флюоритовых жил северо-западного простирания, прорывающих верхнеюрские андезиты и андезитобазальты. Жилы имеют крутые углы падения; наиболее крупные из них прослеживаются на расстояние до 1 км при мощности в раздувах до 4 м. Они обычно осложнены многочисленными разветвлениями и апофизами. Характерной особенностью жил является симметрично-зональное строение и наличие в осевой части относительно крупных (иногда до 10 м по падению) щелевидных полостей. В краевых частях жил, особенно в лежачем боку, наблюдается брекчия боковых пород, сцементированная флюоритом, далее к центру развита зона полосчатого крупнозернистого флюорита, иногда чередующегося с прослоями смешанного кварц-флюоритового или кальцит-флюоритового состава. Вдоль центрального шва жил расположены остаточные узкие полости с друзовыми агрегатами флюорита, кальцита и барита, а также с колломорфными выделениями фарфоровидного флюорита, манга-нокальцита и глинистыми минералами (рисунок).

Друзовый флюорит представлен крупнокристаллическими щетками, в которых каждый индивид заканчивается тремя в равной мере развитыми гранями куба размером по ребру 2 - 3 см. Цвет флюорита зеленый, фиолетовый, розовый, синий, дымчатобурый. Из Сахалинской жилы этого месторождения получают красивые друзы призматических кристаллов и изредка сложные сростки таблитчатых и мелкопризматических кристаллов барита.

Более разнообразна друзовая минерализация на жильных месторождениях сульфидно-кварц-флюоритовой формации. Так, на месторождении Могов в Таджикистане из щелевидных полостей во флюоритовых жилах, залегающих в палеозойских порфировидных гранитах Южно-Варзобского комплекса, извлекались эффектные друзы флюорита с халькопиритом и пиритом. Объем крупных полостей на рудном теле Новом достигал 10 м³, в среднем составлял 3,5 м³. На месторождении нередко встречались друзы с площадью основания 0,5 - 1,0 м², в которых кубические кристаллы бесцветного, зеленого и фиолетового флюорита имели размеры по ребру от 2 до 20 см, а кристаллы пирита — 1 - 3 см.

Хорошие коллекционные друзы сульфидов (галенит, сфалерит, арсенопирит и др.), а также сопровождающих их кальцита, флюорита и других минералов отмечаются на гидротермальных (гидротермально-метасоматических) полиметаллических месторождениях в карбонатных породах. Это обусловлено развитием на таких месторождениях минерализованных пустот в основном тектоно-карстового происхождения, вмещающих минералы как главных рудных, так и заключительных, самых низкотемпературных стадий гидротермального процесса.

В качестве примера можно рассмотреть полиметаллические месторождения Нерчинской группы в Восточном Забайкалье.

на Благодатском месторождении оруденение локализовано среди доломитов и доломитовых известняков быстринской свиты нижнего кембрия, подстилающихся и перекрытых сланцами. Жило- и трубообразные тела сложены в основном галенитом, сфалеритом, пиритом, арсенопиритом и станнином, кварцем и доломитом. В качестве декоративного коллекционного материала используются звездчато-лучистые агрегаты антимонита и крупнокристаллический пирит. Кристаллы антимонита, характеризующиеся сильным металлическим блеском, покрывают поверхность доломитовых известняков, образуя красивые розетки диаметром от долей сантиметра до нескольких сантиметров. Пирит встречается в минерализованных пустотах в виде сростков хорошо ограненных кубических кристаллов размером по ребру до 3 см.

Широко проявлены минерализованные пустоты с коллекционными минералами и на однотипном Савинском месторождении. Здесь различают тектонические полости отслоения, возникавшие вдоль контакта известняков со сланцами и в складках волочения, а также полости гидротермального растворения в известняках, объем которых достигает десятков кубических метров. Кроме сульфидов в полостях присутствуют пострудные сравнительно низкотемпературные минералы: анкерит, сидерит, доломит, кальцит, флюорит и цеолиты (гейландит). Эти минералы, слагающие декоративные друзы и щетки, представляют наибольший интерес.

Отметим, что к рассматриваемому типу относится знаменитое у минералогов всего мира уникальное месторождение полиметаллических руд и коллекционных минералов Цумеб в Намибии. Рудная «труба», имеющая сложное внутреннее строение, пересекает доломитовую толщу позднедокембрийской системы Отави. В пределах рудного тела выделяются краевая зона массивных руд, минерализованные брекчии и внутреннее так называемое «псевдоаплитовое» тело с вкрапленным и прожилковым оруденением. Главными первичными рудными минералами являются сульфиды и мышьяковые тиосоли: галенит, сфалерит, теннантит, халькозин, борнит, энаргит и др. Всего на месторождении выявлено более 200 минералов, в том числе около 40 редких, характерных только для Цумеба.

Многие минералы, особенно кристаллизовавшиеся в пустотах среди руд и боковых пород, обладают совершенной огранкой, большими для своего минерального вида размерами и относятся к раритетам лучших минералогических музейных коллекций. Таковы, например, образцы германита — Cu₆ (Fe, Ge, Zn) (S, As)₈, реньерита — Cu₅Fe₂ (Ge, Zn, Sn) • (S, As)₈, штромейерита — Cu Ag S, аламозита — Pb SiО₃, меланотекита — Pb₂Fe₂Si₂О₉, прозрачные кристаллы церуссита с игольчатыми включениями ярко-зеленого малахита и т. п.

Декоративным коллекционным материалом в метаморфогенных образованиях чаще всего являются крупные, красиво окрашенные кристаллобласты альмандина, сапфировидного корунда, кианита, ставролита и других минералов. Эта группа минералов характерна для средне- и высокотемпературных фаций метаморфизма: эпидот-амфиболитовой, амфиболитовой и гранулитовой.

Альмандин — обычный минерал горных пород, претерпевших региональный метаморфизм амфиболитовой фации. Декоративный крупнозернистый альмандин встречается главным образом в кристаллических сланцах силлиманит-альмандин-мусковитовой и силлиманит-альмандин-ортоклазовой субфаций.

На месторождении Китель в Карелии протерозойские силлиманит-кварц-биотитовые плагиосланцы ладожской серии альмандиноносны в районе их контакта с плагиомикроклиновыми гранитами, гнейсогранитами и мигматитами (рисунок).

Наибольшая концентрация и наиболее крупные кристаллы альмандина отмечаются в полосе шириной от 0,3 до 2,5 км, сложенной порфиробластическими кварц-биотитовыми сланцами с полевым шпатом, гранатом, силлиманитом, реже мусковитом. Альмандин представлен ромбододекаэдрическими кристаллами и их сростками. Цвет минерала от светло-малинового до темно-вишневого. Максимальные скопления граната приурочены к участкам распространения сильноплойчатых сланцев, обогащенных биотитом и силлиманитом. Здесь же развиваются и наиболее крупные, размером в поперечнике 5 - 7 см индивиды граната, также использующиеся как коллекционное сырье.

В районе другого хорошо изученного месторождения альмандина — Шуерецкого в Карелии — обнажены крупнозернистые гранат-дистен-биотитовые гнейсы и сланцы с прослоями и линзами гранатовых амфиболитов. Гигантозернистые гранатовые породы залегают в виде прослоев и линз среди амфиболитов или вдоль контакта их с гранат-биотитовыми гнейсами и гранат-биотитовыми кварцевыми сланцами. В этих гранатовых породах встречаются индивиды альмандина с прекрасно выраженными гранями ромбододекаэдра, размеры которых достигают 25 см. Многие кристаллы зональны: имеют темно-красную и розовую оболочку; при этом красная окраска характерна для более железистых, а розовая — для более магнезиальных разностей граната.

Образование гранатовых пород Шуерецкого месторождения связано с процессами прогрессивного регионального метаморфизма. Зональность гранатов в этих условиях проявляется как результат меняющегося состава метаморфогенных растворов (то более, то менее железистых), что указывает на значительную роль метасоматоза в период регионального метаморфизма. Крупные индивиды граната возникали в тектонических, более проницаемых зонах, благоприятных для образования гигантозернистых пород.

Заслуженной мировой известностью пользуются прекрасные образцы гранатов месторождения Форт-Врангель на Аляске в США, на котором развиты кварц-биотитовые сланцы с повышенными концентрациями альмандина, контактирующие с кварцевыми диоритами. В состав кварц-биотитовых сланцев, кроме граната, входят мусковит, ортоклаз и графит.

Кристаллы альмандина имеют темно-красный цвет, полупрозрачны и прозрачны, хорошо огранены. Размеры крупных кристаллов составляют 3 - 4 см. Месторождение сформировалось в два этапа. Первоначально в процессе регионального метаморфизма возникли альмандинсодержащие кварц-биотитовые сланцы, затем под воздействием интрузии кварцевых диоритов в результате контактового метаморфизма сланцы на отдельных участках были перекристаллизованы, что привело к укрупнению первоначально мелкого граната.

Скопления относительно крупных и хорошо образованных кристаллов корунда чаще всего встречаются в роговообманковых гнейсах. Месторождение подобного типа — Хит-Остров — известно в Карелии.

Источником корунда являются ставролит-гранат-биотит-роговообманковые гнейсы, которые подстилаются гранат-биотитовыми и кианит-гранат-биотитовыми гнейсами и перекрываются гранатовыми амфиболитами (рисунок). Характерен постепенный переход подстилающих гнейсов к корундсодержащим породам. Количество корунда резко возрастает вблизи прослоев, секущих прожилков и жил существенно плагиоклазового состава. Участки концентрации корунда или корундоносные зоны имеют длину по простиранию от 15 до 60 м при мощности от 5 до 20 м. Такие корундоносные зоны ограничены разломами и выделяются в рельефе в виде приподнятых блоков высотой до 5 м.

Скопления коллекционного корунда локализуются в гнейсах на контакте с плагиоклазитами и реже в самих плагиоклазитах. Отмечается тесная ассоциация корунда с гранатом — родолитом, ставролитом, роговой обманкой, флогопитом и кианитом. Основная масса корунда представлена призматическими кристаллами размерами в длину 1 - 5 см и в поперечнике 0,5 - 3 см. Цвет минерала розовый различных оттенков. Заметно выражен дихроизм с изменением окраски от серовато-розовой до ярко-розовой и малиновой. В основном корунд непрозрачен и его чистые просвечивающие разности очень редки.

В призальбандовой зоне скопления кианита в виде параллельно-шестоватых, реже радиально-лучистых агрегатов образуют прерывистые оторочки мощностью от 5 до 20 см.

Кианит представлен идиобластическими удлиненными таблитчатыми, реже клиновидными кристаллами размером от 3 до 20 см по длинной оси при толщине от 2 мм до 1 см. Цвет кианита серовато- и небесно-голубой, васильково-синий, изредка темно-синий. Наиболее интересен материал из оторочек крупных будин — сноповидные, лучистые и параллельно-шестоватые агрегаты кристаллов кианита с крупными зернами кварца, альбита и мелкими чешуйками биотита. Этот высокодекоративный материал легко отделяется от кварцевого субстрата.

Декоративный коллекционный материал наиболее часто встречается в осадочных залежах хемогенного и биохимического происхождения с интенсивно развитыми вторичными изменениями и новообразованиями минералов под влиянием гипергенных факторов. Он чаще всего представлен своеобразными друзами перекристаллизации в свободном пространстве. Пространство для формирования таких друз могло создаваться в результате тектонических подвижек или за счет растворения горных пород.

В нижней пестроцветной пачке преобладают отложения лагунных фаций. Разрез начинается с малиновых песчаноалевролитовых глин, содержащих гипс. Выше наблюдается частое переслаивание бурых и лиловых глин с прослоями серо-зеленых алевролитов и серых мелкозернистых песчаников с мергелями и доломитами, к которым приурочена целестиновая минерализация. Вторая — карбонатная — пачка целестина не содержит, в ее разрезе преобладают известняки и доломиты.

Пестроцветная пачка включает от одного до восьми прослоев целестина мощностью от 0,5 до 1,5 м; коллекционный целестин известен в двух из них (рисунок). Верхний продуктивный прослой, прослеживающийся в плотном мергеле, сложен мономинеральным целестином. На отдельных участках в нем встречаются относительно крупные (длина 10 - 15 см и более) щелевидные пустоты, согласные с напластованием. Пустоты заполнены спутанно-кристаллическими массами целестина или коллекционными друзами, кристаллизовавшимися на их внутренних стенках. Цвет целестина меняется от белого непрозрачного у основания кристаллов до голубого и синего полупрозрачного или прозрачного у вершин.

Нижний продуктивный пласт представлен скоплениями секреций целестина среди мергеля и глинистых алевролитов. Форма секреций-жеод округлая, в разной степени уплощенная. Размеры их варьируют от нескольких сантиметров до 0,5 м в поперечнике. На стенках жеод внутри полостей кристаллы целестина свободного роста образуют красивые коллекционные друзы (фото 59). Размеры кристаллов в таких друзах в основном следующие: длина 0,5 - 1,5 см, ширина 0,1 -- 0,3 см. Форма кристаллов длиннопризматическая, игольчатая, клиновидная, редко короткопризматическая, бипирамидальная. Цвет целестина белый, оранжевый, ярко-красный, голубой. Внутренняя полость некоторых жеод бывает выполнена крупными (до 20 см в длину) пластинчатыми кристаллами прозрачного гипса.

Коллекционный материал, представленный друзами перекристаллизации, отбирают и на осадочных месторождениях каменной соли и гипса. На первых интересны различные по размерам друзы галита, встречающиеся в рапе соленосных толщ. Подобные друзы сросшихся полупрозрачных кубических кристаллов белого и желтоватого цвета размером по ребру 0,1 - 10 см выглядят весьма привлекательно.

На осадочных месторождениях гипса роль коллекционного материала могут играть так называемые гипсовые розы. Подобные округлые агрегаты, состоящие из лепестковидных и столбчатых прозрачных и полупрозрачных кристаллов, окрашенных в серые, розовые, медово-желтые и чайные тона, развиты в пустотах выщелачивания гипсовых толщ или перекрывающих их пород. Они относятся к эпигенетическим образованиям, возникшим в результате частичного растворения и перекристаллизации сульфатных пород. Такие агрегаты известны на многих осадочных месторождениях гипса (Гайское на Среднем Урале, Пташкинское на Украине и др.).

Разнообразный коллекционный материал связан с зонами окисления сульфидных месторождений. Это в основном вторичные минералы, выделившиеся из просачивающихся гипергенных растворов в трещинах, порах и пустотах горных пород. Очень характерны натечные скрытокристаллические или радиально-лучистые минеральные образования, а также щетки мелких кристаллов. Наиболее декоративны благодаря яркой голубой, синей и зеленой окраске минералы меди: малахит, азурит, хризоколла (фото 60), бирюза (фото 61), диоптаз и др.

Как уже отмечалось, геолого-генетическая классификация месторождений может иметь большое значение для определения рационального направления поисков декоративных коллекционных камней. Под месторождениями в данном случае понимаются геологические образования, содержащие коллекционные минералы в таких количествах и такого качества, что они могут быть объектами специальной добычи или систематического попутного (с другими полезными ископаемыми) сбора в промышленных целях. При разработке такой классификации следует иметь в виду, что коллекционные минералы используются в своей природной форме без какой-либо переработки и поэтому в первую очередь необходимо учитывать особенности онтогенеза, определяющие внешний вид и структуру минералов и минеральных агрегатов, Важнейшим классификационным признаком, как и у любого минерального образования, является также общий характер процесса формирования минералов, и, в частности, агрегатное состояние минералообразующей среды (расплав, газ, водный раствор).

Выделяются четыре главных морфо-онтогенических типа декоративных коллекционных камней:

1) кристаллы и друзы свободной кристаллизации;

2) натечные образования пустот;

3) метакристаллы (порфиробласты);

4) порфировые вкрапленники магматических пород.

Обобщение геологических данных, приведенных в предыдущих разделах, позволяет систематизировать основные условия проявления коллекционных камней каждого из перечисленных типов.

Для образования самых эффектных образцов минералов с совершенной огранкой, прозрачных и с различными сочетаниями индивидов разного размера — от гигантских друз до мелкокристаллических щеток — наиболее благоприятны условия свободной кристаллизации в полостях горных пород (первый морфо-онтогенический тип). Существенное значение при этом имеет природа минерализованных пустот, среди которых следует различать первичные остаточные полости (протомагматические в эффузивных покровах, миаролы гранитных пегматитов и др.), тектонические (зияющие трещины и пустоты брекчий) и полости растворения (эндогенного и гипергенного карста). К наиболее продуктивным относятся, как правило, комбинированные полости,

возникающие в результате растворения пород в участках тектонической трещиноватости или за счет расширения первичных пустот. Процессы формирования и минерализации пустот протекают на умеренных и малых глубинах в обстановке сравнительно невысокого гидростатического давления. По времени образования полости могут предшествовать минерализации (иногда весьма значительно) или быть сингенетичными с ней.

Кристаллы и друзы свободной кристаллизации чаще всего отлагаются из гидротермальных растворов в условиях относительно небольшой концентрации вещества и при сравнительно невысоких температурах. Таким условиям кристаллизации отвечают конечные стадии становления гранитных пегматитов, апогранитных грейзенов, известковых скарнов, безрудных и рудоносных кварцевых жил. При наличии в таких телах достаточно крупных пустот они становятся перспективными для выявления друзового коллекционного материала.

Развитие друзовой минерализации ограничивается контурами самих тел и генетически связано с определенными этапами их образования. Большое практическое значение могут иметь и друзовые минеральные комплексы, возникшие в результате наложения низкотемпературных гидротермальных процессов на ранее сформированные и содержащие пустоты геологические тела (гидротермально минерализованные базальты с протоэффузивными пустотами и т. п.). Появление продуктивной минерализации в этом случае контролируется структурно-тектоническими факторами, сочетающимися с протомагматическими и др.

Определенным своеобразием обладают гидрогенные друзы перекристаллизации минералов в пустотах растворения и трещинах осадочных пород. Перекристаллизация в данном случае понимается как рост в агрегате индивидов за счет других того же вида без привноса вещества со стороны. Процессы перекристаллизации наиболее активно выражены в осадочных породах хемогенного и биохимического происхождения, где широко распространена эпигенетическая перегруппировка вещества. Минеральный состав таких друзовых обособлений наследует, как правило, состав вмещающих пород.

Таблица. ГЕОЛОГО-ГЕНЕТИЧЕСКАЯ КЛАССИФИКАЦИЯ ДЕКОРАТИВНЫХ КОЛЛЕКЦИОННЫХ КАМНЕЙ