Бесплатный автореферат и диссертация по геологии на тему
Минералогические особенности и условия формирования лазуритовых метасоматитов
ВАК РФ 04.00.20, Минералогия, кристаллография

Автореферат диссертации по теме "Минералогические особенности и условия формирования лазуритовых метасоматитов"

Санкт-Петербургский государственный университет

На правах рукописи

РГ6 од

ь О (Ш ОТ

Янсон Светлана Юрьевна

МИНЕРАЛОГИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ И УСЛОВИЯ ФОРМИРОВАНИЯ ЛАЗУРИТОВЫХ МЕТАСОМАТИТОВ

Специальность 04.00.20 - минералогия, кристаллография Автореферат диссертации на соискание ученой степени кандидата геолого-минералогических наук

Санкт-Петербург 2000

Работа выполнена в Санкт-Петербургском государственном университете

Научный руководитель: доктор геолого-минералогических наук,

профессор В.Г.Кривовичев

Официальные оппоненты:

доктор геолого-минералогических наук, профессор Э.М.Спиридонов

доктор геолого-минералогических наук, профессор А.Э.Гликин

Ведущая организация: Геммологический центр Московского государственного университета

Защита состоится ^с^си^М^ 2000г. в /О часов на заседании

диссертационного совета Д 063.57.27 по защите диссертаций на соискание ученой степени доктора наук в Санкт-Петербургском государственном университете по адресу: 199034, Санкт-Петербург, Университетская наб. 7/9, геологический факультет, ауд. 44)

Автореферат разослан «¿Р/ » 2000г.

Ученый секретарь совета, Доктор геол.-мин- наук

А.Б.Кольцов

оЭ е/9 - с С

Лазурит — великолепный минерал синего цвета издавна известен и любим, будучи одним из наиболее ценных ювелирно-поделочных материалов. Синий цвет достаточно редок в минеральном царстве и, возможно поэтому, ляпис-лазурь на протяжении шести тысячелетий остается одним из любимых камней мастеров-ювелиров, создающих из него уникальные произведения искусства. Многие изделия из ляпис-лазури хранятся в крупнейших музеях мира как шедевры камнерезного мастерства.

По классификации В.Я.Кисвленко (1980) лазурит относится к группе ювелирно-поделочных камней I порядка. Собственно поделочным сырьем является, однако, не сам лазурит, а полиминеральная микро - и мелкозернистая горная порода, в которой лазурит является лишь одной из составных частей. Для ляпис-лазури характерны неоднородность состава, строения, окраски и, соответственно широкий спектр художественно-декоративных свойств. Ювелирно-поделочные качества лазуритсодер-жащей породы определяются окраской лазурита, его количеством в породе, однородностью распределения, формами выделения и зернистостью лазуритсодержащих агрегатов. В высококачественном сырье содержание лазурита составляет 25-40 об.%. При меньшем его содержании порода имеет слишком светлые тона, а если лазурита в породе более 40 об.%, то при полировке камень приобретает нежелательные темные оттенки.

Несмотря на давнюю известность, лазуритовым месторождениям посвящено сравнительно небольшое количество работ. Основные вопросы геологии, петрологии и генезиса лазуритовых месторождений изложены в работах Д.С.Коржинского (1945, 1947), Е.Д.Поляковой (1932), Н.В.Воскобойниковой (1938), А.Е.Ферсмана (1962), И.А.Ефимова,

A.И.Судеркина (1967), Е.И.Воробьева (1983 и др.), Д.Хогарта и У.Гриффина (Hogarth, Griffin 1971, 1975, 1976, 1978). В работах

B.Г.Иванова и А.Н.Сапожникова (1973, 1975, 1985, 1990 и др.) обобщены результаты петролого-минералогических исследований, выделены основные этапы формирования лазуритовых месторождений, определено место лазуритообразования в общей последовательности минералообра-зующих процессов, а также установлены новые структурные модификации лазурита.

Актуальность работы обусловлена тем, что до настоящего времени не разработана количественная физико-химическая модель формирования лазуритовых месторождений на основе сопоставления их геолого-структурного положения, особенностей минерального состава и строения основных типов метасоматических колонок с целью выявления сходства и различия в условиях формирования этих месторождений. Это и являлось основной целью настоящей работы, включающей в себя комплекс-

ный анализ геолого-петрографических и минералогических исследований особенностей лазуритсодержащих пород и физико-химических условий их образования.

Для достижения цели работы были выполнены:

1. Анализ и обобщение имеющихся данных по геологической позиции месторождений лазурита с целью выявления основных типов лазу-ритовой минерализации.

2. Детальная петрографическая характеристика лазуритсодержащих пород, изучение морфологии, химического состава и свойств лазурита и сопутствующих минералов, а также выявление устойчивых парагенети-ческих ассоциаций минералов с целью построения частных и общих ме-тасоматических колонок.

3. Парагенетический анализ лазуритсодержащих метасоматитов и разработка количественной физико-химической модели их формирования на основе комплексного анализа геолого-петрографических и мине-ралого-геохимических данных, а также результатов оценки основных параметров минералообразующей среды термобарогеохимическими методами.

Цель работы определила и методы исследования, необходимые для решения сформулированных выше задач. Прежде всего, это традиционные петрографические, минералогические и петрохимические методы, которые позволили установить минеральный состав изученных лазури-товых пород, а также выявить особенности строения метасоматических колонок. В процессе работы было изучено более 150 прозрачных петрографических шлифов, получено 230 микрозондовых анализов минералов, с помощью гониометрических измерений и электронной микроскопии изучена морфология 9 кристаллов. Проведено рентгенографическое изучение 15 образцов лазурита для определения его структурных модификаций. Для шести образцов лазурита различной окраски получены спектры оптического отражения. Вторая группа методов включает физико-химический анализ минеральных равновесий в системе К—Na—Са— Mg—А1—Si—С02—Н20 с построением диаграмм в различных координатах, а также термобарогеохимические методы (гомогенизация газово-жидких включений в минералах, использование диаграмм фазового соответствия). Третья группа методов включает обработку аналитических данных на ЭВМ; большинство алгоритмов для них составлено автором.

Фактический материал. В основу работы легли материалы систематических коллекций кафедры минералогии Санкт-Петербургского государственного университета по месторождениям Памира и Прибайкалья, а также образцы лазурита из лавовых потоков Везувия. Большая

часть материалов Ляджвардаринского месторождения была предоставлена доцентом кафедры минералогии А.А.Золотаревым. Отдельные интересные образцы лазурита были подарены автору докт.геол.-мин. наук В.А.Поповым (ИМ УрО РАН, Миасс) и докт.геол.-мин. наук М.А.Ивановым (СПбГИ). В процессе работы были просмотрены коллекции музеев Санкт-Петербургского Горного института и Ильменского заповедника УрО РАН.

Научная новизна и практическая значимость. Выделено три типа лазуритовой минерализации. Проведено гониометрическое измерение и микроморфологическое изучение кристаллов лазурита, образовавшихся в различных условиях. Проведен термодинамический анализ минеральных равновесий в системе К—№—Са—М§—А1——С02—Н20, в результате которого установлены наиболее вероятные условия формирования лазуритовых метасоматитов. Практическая значимость комплексного изучения лазуритсодержащих метасоматитов определяется тем, что его результаты могут быть использованы как при разработке поисково-оценочных признаков на наличие лазуритовой минерализации, а также использоваться при оценке декоративно-поделочных качеств камнецвет-ного сырья. Кроме того, результаты работы используются в курсах «Самоцветы Россию) и «Физико-химическая минералогия», читаемых магистрам геологического факультета СПбГУ. Результаты гониометрического изучения лазуритов включены в справочник «Минералы».

Защищаемые положения.

1. Выделены три типа лазуритовой минерализации. Для первого типа характерно развитие лазурита по микроклину на контакте гранита и доломитового мрамора. Во втором типе лазурит замещает плагиоклаз с появлением маломощной плагиоклазитовой зоны между зонами полевошпатовых и диопсид-лазуритовых пород. В третьем типе лазурит развивается по шпинели и силикатам скарнов и скарнированных мраморов.

2. По условиям образования кристаллы лазурита можно разделить на метакристаллы, выросшие в твердой среде, для которых характерны неровные поверхности граней, осложненные наличием микроскульптурных образований. Грани кристаллов, сформировавшихся в условиях свободного роста (в пустотах или открытых трещинах) отличаются ярким блеском и ровными поверхностями. Габитус кристаллов лазурита обусловлен преимущественным развитием граней ромбододекаэдра. Ребра и вершины кристаллов лазурита сглажены слаборазвитыми гранями пента-гон-триоктаэдров {134}, {123} и {234}, тетрагон-триоктаэдров {131} и {151}, тетрагексаэдров {031} и {120} и куба {010}.

3. Формирование апоалюмосшшкатных лазуритовых метасоматитов происходило при инертном поведении А1 и в рамках открытой системы при температурах 500-650°С на контакте химически неравновесных сред, что обуславливало встречную диффузию компонентов с удалением С02 с места протекания реакций. В отличие от апоалюмосшшкатных лазуритовых метасоматитов, при формировании апоскарновых лазурити-тов А1, 81 и ведут себя инертно и основной причиной их формирования являются вариации химических потенциалов калия и натрия в мине-ралообразующей среде.

Апробация работы и публикации. Материалы работы докладывались на Уральских летних минералогических школах (Екатеринбург, 1998, 1999); Международном совещании «Минералогические музеи» (Санкт-Петербург, 1998); семинарах «Ювелирное искусство и материальная культура» (Санкт-Петербург, 1998, 1999) и IX Съезде ВМО РАН «Минералогическое общество и минералогическая наука на пороге XX века». По теме исследований опубликовано 7 работ.

На всех этапах проведения работы автор пользовался советами и вниманием со стороны научного руководителя проф. В.Г.Кривовичева. Большое содействие при выполнении различных исследований автор получил от зав.лаб. А.Р.Нестерова, ст.научнхотр. Г.Ф.Анастасенко, доц. Н.И.Пономаревой, доц. А.А.Золотарева, инж. В.А.Кузнецова, доц. А.А.Антонова, доктора геол.-мин. наук Е.Н.Котельниковой доц. М.Д.Евдокимова, инж. В.В.Михайлова, канд. геол.-мин. наук Ю.Л.Крецера (Механобр «Аналит»), программиста Н.С.Овчинниковой (СПбГУ). Отдельные разделы работы обсуждались с докт. геол.-мин. наук В.А.Поповым (ИМ УрО РАН, Миасс), канд. геол.-мин. наук А.Н.Сапожниковым (ГЕОХИ РАН, Иркутск), проф. Ю.О.Пуниным (СПбГУ).

Работа выполнена при финансовой поддержке ФЦП «Интеграция» («Уральская минералогическая школа», проект № К-0310).

Всем, кто способствовал выполнению настоящей работы, автор выражает свою искреннюю признательность.

Объем работы. Диссертация состоит из введения, четырех глав и заключения; содержит 110 страниц машинописного текста, 26 таблиц и 82 рисунка. Список литературы включает 73 наименования.

Содержание работы

1. В настоящее время в мире известно три крупных группы промышленных месторождений ляпис-лазури: Афганская, Прибайкальская, Чилийская. Существуют также проявления лазурита в США (округ Ганни-

сон, штат Колорадо, округ Сан-Бернардино в Калифорнии), Канаде, Тур-кестано-Алае, Мьянме, Индии, ЮАР. Вкрапления лазурита найдены в вулканических туфах Альбанских гор (провинция Альбано, Италия). Многие находки лазурита не имеют промышленного значения и интересны только с научной точки зрения. Для всех крупных промышленных месторождений лазурита (за исключением чилийских, геологическая позиция которых не вполне ясна) выявляются общие геологические условия лазуритообразования, к которым прежде всего относится приуроченность месторождений лазурита к сложнодислоцированным толщам доломитовых мраморов, претерпевших метаморфизм в условиях грану-литовой и амфиболитовой фаций (отличительной чертой этих мраморов является их зараженность первично-осадочной серой) и наличие в них будииированных тел интрузивных алюмосиликатных пород, за счет которых образуется основная масса ляпис-лазури. Лазуритсодержащие породы развиваются на контакте будин алюмосиликатных пород с вмещающими их магнезиальными мраморами.

Несколько иная геологическая позиция характерна для лазуритсодер-жащих пород шт. Колорадо (Italian Mountain) и Туркестано-Алая (Зардалекский массив). Здесь лазуритовые породы образуются на контакте массивов щелочно-ультраосновных магматических пород с вмещающими их карбонатными толщами, представленными известняками и ' доломитами палеозойского возраста.

Следует также отметить находки лазурита в вулканических горных породах (Италия) как особый тип лазуритовой минерализации,

2. В промышленных месторождениях лазурита основная масса лазу-ритовых метасоматитов приурочена к контактам измененных алюмосиликатных пород с карбонатными, где они слагают отдельные зоны биме-тасоматических колонок. Кроме того, в скарнах, мраморах и внутри тел гранитоидов лазуритовые метасоматиты формируют внеконтактовые (иногда на значительных расстояниях от контакта) неправильные тела в виде гнезд, ветвящихся просечек, пятен, полос с неровными краями и нечетко выраженными реакционными зонами.

В результате интенсивных процессов лазуритообразования будины гранитов могут быть замещены полностью. Зональность лазуритовых тел нестабильна, присутствие всех составляющих метасоматической колонки необязательно. Мощности отдельных зон метасоматических колонок могут изменяться в пределах одного лазуритового тела вплоть до выклинивания отдельных зон.

Отчетливо выделяются три типа лазуритовой минерализации (рис. 1):

1) замещение калиевого полевого шпата лазуритом или лазурит-диопсидовыми прорастаниями; 2) лазуритизации предшествует процесс альбитизации калиевого полевого шпата; 3) лазурит развивается по шпинели и силикатам скарнов и скарнированных мраморов.

I II III IV V Via VIs

1-А Kf+Q (Bi, Руг) Kf+Di Di+Laz Ph(± Di, Laz) Ka+Di+Ph (¿Laz) Ka+Fo (±Spl) Dol

I-a II-a III IV V Vi1 VI6

1-Б Kf(Ort)+Pl (Ol)±Ne Kf+Laz Di+Laz Ph(± Di, Laz) Ka+Di+Ph (±Laz) Ka+Fo (±Spl) Dol

Второй тип лазуритовой минерализации.

I II II-6 III IV V VIa VIs

2-A Kf+Q (Bi, Pyr) Kf+ Di Pl(Ab, Ol)+Di Di+ Laz Ph(± Di.Laz) Ka+Di+Ph (±Laz) Ka+Fo (±Spl) Dol

I II II-B III-6 IV V VIa VI6

2-Е Kf+Q (Bi, Pyr) Kf+ Di Pl(An, Bit) + Sc Ph+ Laz Ph(± Di.Laz) Ka+Di+Ph (±Laz) Ka+Fo (±Spl) Dol

1-6 Il-r IH-a III-6 IV V VI» VI6

2-B Pi Sc Laz+ Ph+Laz Ph(± Di.Laz) Ka+Di+Ph Ka+Fo Dol

(And, Bit) Pl(Ol) (±Laz) (¿Spl)

Третий тип лазуритовой минерализации.

I III-B IV V VIa VIG

3 DidSpl; FodSpl Laz+Di (¿Spl); Laz+Fo (±Spl) Ph (±Fo, Di, Laz) Ka+Di+Ph (±Laz) Ka+Fo (±Spl) Dol

Рис. 1. Основные типы метасоматических колонок

Условные обозначения: Kf- калиевый полевой шпат, Ort- ортоклаз, Р1- плагиоклаз, АЬ- альбит, 01 - олигоклаз, And- андезин, Bit- битовнит -, An - анортит, Bi - биотит, Di - диопсид, Dol -доломит, Ка - кальцит, Q - кварц, Laz - лазурит, Ne - нефелин, Руг - пироксен, Sc - скаполит, Ph - флогопит, Fo - форстерит, Spl - шпинель. Исходные алюмоспликатные породы: I - гранит, 1-а - сиенит или нефелиновый сиенит, 1-6 - анортозит, I-в -шпинель-диопсидовый или шпинель-форстеритовый скарн. Метасоматиты: II - диопсидированный гранит или микроклинит, И-а -полевошпат-лазуритовый, II-6 - плагиоклаз-диопсидовый, II-в - плагиоклаз-скаполитовый, Н-г - скаполитовый, III - диопсид-лазуритовый, 111-а - диоисид-плагиоклазовый, Ш-б - флогопит-лазуритовый, Ш-в - диопсид-лазуритовый или форстерит-лазуритовый, IV - флогопитовый, V флогопит-диопсид-лазуритовый. Исходные карбонатные породы: VI6 - мрамор, VIa - форстеритсодержащий мрамор.

3. Большинство апоапюмосиликатных лазуритовых метасоматитов представлено биминеральными породами, состоящими, в основном, из лазурита и диопсида. Апокарбонатные лазуритоносные метасоматиты сложены преимущественно кальцитом и лазуритом, который выделяется, как правило, в виде вкрапленных в кальцит отдельных кристаллов. Флогопит формирует мономинеральную зону между лазуритовой породой и карбонатной толщей и развивается по лазуриту и диопсиду. Кроме лазурита, диопсида и флогопита лазуритовые породы могут содержать и в различной степени переработанные реликты исходных пород, которые сложены в основном полевыми шпатами. В случае развития лазуритовых метасоматитов по анортозитам и нефелиновым сиенитам, реликтовыми минералами могут быть нефелин или скаполит. В апокарбонатных и апо-скарновых метасоматитах реликтовые минералы представлены доломитом, форстеритом и шпинелью. Среди минералов лазуритовых метасоматитов особое место занимают афганит и кальцит. Афганит обычно встречается в небольших количествах и может быть отнесен к второстепенным или акцессорным минералам. Скрытокристаллические агрегаты кальцита развиваются по трещинам, плоскостям спайности минералов и в их межзерновом пространстве, образуя в породе сложную сеть прожилков, в которых кроме кальцита встречаются кристаллики пирита и серы. Вторичными минералами являются амфибол, развивающийся по диопсиду, серпентин, образующий каймы вокруг форстерита, цеолиты, и гематит, замещающий магнетит. Акцессорные минералы представлены, в основном, апатитом и пиритом, которые в небольших количествах всегда содержатся в лазурититах. Иногда вместе с пиритом встречается пирротин.

Выделены две генерации лазурита. Лазурит-1 слагает основную массу микрокристаллических лазуритовых метасоматических пород. Лазурит-И представлен анхимономинеральными зернистыми агрегатами, приуроченными к участкам перекристаллизации лазурита-1.

Наиболее обычными формами выделения лазурита являются микрозернистые, часто скрытокристаллические агрегаты, которые сложены микродиабластовыми срастаниями лазурита с диопсидом. Размер зерен лазурита в таких породах обычно колеблется от 0.01 до 0.001 мм. Более крупные индивиды лазурита (до 1 мм) встречаются в лазуритовых породах в виде вкрапленности или секущих прожилков мощностью до 1 см и протяженностью до 10 см, которые сложены почти нацело идиоморф-ными индивидами лазурита изометричной формы. В апокарбонатных метасоматитах лазурит встречается в виде вкрапленных в кальцит отдельных крупных (до 3-5 мм и более) кристаллов. Лазурит из вулкано-

генных пород представлен микрозернистым (0,01-0,1 мм) агрегатом, но встречаются и более крупные (до 3 мм) кристаллы. Окраска лазурита меняется от ярко-синей (иногда с фиолетовыми оттенками) до нежно голубой; часто встречаются зеленые разности минерала. Существуют и необычные розовые лазуриты.

По условиям образования кристаллы лазурита можно разделить на метакристаллы, выросшие в твердой среде, и кристаллы, возникшие в условиях свободного роста (в пустотах или открытых трещинах). К первой группе относятся голубые и синие метакристаллы лазурита пойкили-товой структуры, которые часто имеют зональное строение, обусловленное различными соотношениями захваченных в процессе роста минералов. Кристаллы лазурита, выросшие в условиях свободного роста, отличаются от метакристаллов скульптурой граней и наличием более совершенной кристаллографической огранки.

Гониометрическое изучение кристаллов лазурита показало (рис. 2), что их габитус обусловлен гранями ромбододекаэдра. Ребра кристаллов лазурита сглажены слаборазвитыми гранями пентагон-триоктаэдров {134} и {123}, а вершины притуплены гранями пентагон-триоктаэдра {234}, тетрагон-триоктаэдров {131} и {151}, тетрагексаэдров {031} и {120} и куба {010}.

а) б)

Рис. 2: а) кристалл лазурита из Ляджвардаринского месторождения (Ю-З Памир): (1 — {110}, а— {031}, у-— {234}, со — {134}; Ь) кристаллы лазурита из вулканогенных пород Италии: (1 — {ПО}, с—{100}, е—{021}, у — {234}, х — {234},ш—{113}.

В результате микроморфологических исследований кристаллов лазурита обнаружен невидимый при небольшом увеличении рельеф граней, осложненный наличием микроскульптурных образований, которые раз-

личны для кристаллов, образовавшихся в разных условиях. Так, грани кристаллов лазурита, выросшие в открытых полостях, отличаются ярким стеклянным блеском и ровными поверхностями. На гранях же метакри-сталлов лазурита отчетливо видны штрихи, субиндивиды, треугольные вицинали, образование которых вероятно обусловлено стесненными условиями роста. Поверхности граней кристаллов лазурита из вулканических пород имеют кавернозное строение, часто встречаются сильно расчлененные меандрово-ячеистые углубления.

Лазуриты часто обнаруживают двупреломление как с нормальными, так и с аномальными цветами интерференции. Индивиды лазурита-I всегда оптически изотропны. Среди лазуритов-Н встречаются как изотропные, так и анизотропные разности, которые принадлежат более низкой, чем кубическая, симметрии: триклинной, моноклинной и ромбической. По внешнему виду и парагенетическим ассоциациям все лазуриты не отличаются друг от друга.

Пересчет микрозондовых анализов лазурита на типовую формулу довольно сложен, поскольку неизвестны формы вхождения серы в структуру минерала. Вместе с тем, именно расчет формул лазурита позволяет, хоть и достаточно приближенно, оценить ионные группировки серы и их относительные содержания в кристаллической решетке минерала. Спектры ЭПР лазурита показывают наличие в его структуре парамагнитных

центров, которые идентифицируются с молекулярными радикалами S2 и

+

S04 (а также S20 , S02 , S02). Эти радикалы размещаются в полостях

2- 2-

решетки лазурита на месте S2 и S04 . Пересчет химических анализов лазурита на типовую формулу с учетом вхождения в полости каркаса его структуры различных радикалов позволяет достигнуть электронейтральности формул для большинства проанализированных образцов.

По содержанию большинства ведущих компонентов лазуриты разных месторождений имеют довольно постоянный состав. Установлены лишь несущественные колебания катионов в позиции А. Так, в лазуритах месторождения Baffin Island (Канада) отмечено повышенное содержание натрия и наиболее низкие концентрации кальция. Лазуриты из вулканических лав, напротив, содержат повышенные количества кальция и калия при минимальном количестве натрия. Сопоставление химических составов разноокрашенных лазуритов показало, что интенсивно окрашенные ярко-синие лазуриты содержат повышенные количества серы, а ослабление окраски до голубой, зеленой и розовой сопровождается понижением концентраций этого элемента. Обратная зависимость установлена для кальция, содержания которого возрастают от синих лазуритов к его ро-

зовым разностям. Для лазуритов розового цвета характерны повышенные содержания хлора и марганца в.

4. Компоненты, слагающие отдельные зоны метасоматических колонок, развивающихся на контакте алюмосиликатных и карбонатных пород, разделяются на две группы: а) компоненты, содержание которых закономерно уменьшается от зоны I к зоне VI (см. рис. 1). К ним относятся Si, Al, Ka и К; б) компоненты, концентрации которых также закономерно уменьшаются в обратном направлении (Mg, Са). Причем, не отмечается привноса каких-либо компонентов извне и процессы лазури-товой минерализации основаны на перераспределении компонентов между химически неравновесными породами.

Большинство зон колонок апоалюмосиликатных метасоматитов имеет биминеральный или мономинеральный состав. Следовательно, согласно правилу фаз, при формировании лазуритовых метасоматитов два компонента были инертны (Mg, Al). Процесс десиликации является основным процессом метасоматического изменения магматических пород. Состав апоскарновых лазуритовых метасоматитов определяется тремя минералами и, соответственно, тремя инертными компонентами.

Температурный интервал формирования лазурита оценивается в 500-650°С. Причем интервал температуры образования кубического лазурита сужаются до 550-650°С.

В качестве геологической основы для физико-химических построений использованы наблюдения над особенностями строения и минерального состава метасоматических колонок, развивающихся на контакте гранитов и доломитовых мраморов. Общей особенностью всех метасоматических колонок является смена более обогащенных кремнеземом минералов менее обогащенными по направлению от гранитоидов к доломитовым мраморам.

В качестве модельной нами выбрана система К—Na—Са—Mg—Al-Si—СОг—Н20, в рамках которой описываются наиболее распространенные породы исходного субстрата (гранитоиды, доломитовые мраморы и др.) с развивающимися по ним вторичными минералами.

Для определения условий формирования минеральных парагенезисов, слагающих зоны метасоматических колонок были построены парагене-тические диаграммы минеральных равновесий по методу Д.С.Коржинского. Минеральный состав апоалюмосиликатных лазуритовых метасоматитов определялся соотношением в них двух инертных компонентов (Mg, Al). В качестве виртуальных вполне подвижных компонентов приняты кремний, натрий и углекислота, а в качестве избыточного компонента — кальций.

Термодинамические расчеты минеральных равновесий выполнены для 1=550 и 650°С и Р=1 кбар. Для других параметров приняты следующие значения: ядш^с^Ю"4, Проведен качественный и количественный анализ фазовых диаграмм в координатах |1д|о2—ЙСО2' И-3102—ЙК+—^N3+, 'ёЯНдБК^ — [%аС02> 18аН45(04 ~ РН' 1ё°Н45Ю4 —

!8аНа+

Полученные данные показывают (рис. 3), что ассоциация КГШо1 устойчива при высокой активности кремнекислоты и фугитивности С02, при понижении фугитивности С02 (например, вследствие повышения мольной доли воды во флюиде Н20+С02) доломит становится неустойчивым и происходит образование диопсида с формированием парагенезиса КХ+Бь Понижение активности кремнекислоты приведет к формированию лазурита, который будет устойчив в ассоциации с диопсидом. Дальнейшее понижение активности кремнекислоты приводит к образованию флогопита.

Оо1 £>\ РЬ

КГ

Ке(Ьаг)

А!.|>

А1

VI

/

Оо!

КГ

.IV;

Ро1]

[РЧ..-

N6

-[И]

О

Д -2 _ «

ьа

..... /.

/<г ' Ос1

Ые

ГПоЦ-

(КП

¡¡И;

О! РЬ

Ые

V/!

-' /Оо| РК

/ ! 1--1—

+СаСО,

Ме

/

[Кс]

(VI)

[И]

1ё/сОг

Рис.3. Зависимость минеральных парагенезисов метасоматических образований стадии лазуритизации от активности кремнекислоты и фугитивности углекислоты при температурах 650°С (сплошная линия) и 550°С (пунктирная линия).

4

Таким образом, уменьшение активности кремнекислоты в системе приводит к следующей закономерной смене парагенетических ассоциаций минералов: К^ЧЭо! <— <— О'у+Ьгг <- РЬ+Э! или РЬ+Ьаг РЬ+Бо1. Причиной подобной закономерной смены минералов является разница химических потенциалов (8Ю2^ в растворах, равновесных с минералами гранитов и доломитовых мраморов, что обуславливает диффузию БЮ2 и закономерную смену ассоциаций от гранитов к мраморам.

Показано, что диопсид-лазуритовая ассоциация устойчива при значениях рН>6, и определяется изменением активности кремнекислоты в интервале от КГ0'7 до 10 3. При повышении кислотности среды диопсид-лазуритовая зона замещается флогопитом. Понижение температуры сужает поле устойчивости диопсид-лазуритовой зоны. Существование ее становится возможным в интервале активности кремнекислоты 10~'-1(Г 2,5 и в более щелочных условиях (рН>7). Изменение активности других компонентов не влияет существенно на устойчивость данной зоны.

С увеличением активности натрия диопсид-полевошпатовые параге-яезисы сменяются лазуритсодержащими породами. При температуре 650 "С ассоциация диопсид+лазурит стабильна в довольно широком интервале активностей натрия и кремнекислоты. Снижение активности кремнекислоты приводит к появлению флогопита. Увеличение активности натрия расширяет поле устойчивости диопсид-лазуритовой зоны. При очень низких активностях натрия (<10"4) диопсидированный гранит (Оь К{) будет замещаться флогопитом при При температуре

550°С калиевый полевой шпат замещается плагиоклазом (II тип лазури-товой минерализации). На это указывают и оценки температур по двупо-левошпатовому термометру. В целом, понижение температуры на 100°С сужает рамки существования диопсид-лазуритовой ассоциации и расширяет поле устойчивости флогопита.

Минеральные ассоциации апоскарновых метасоматитов являются трехфазовыми, что указывает на инертное поведение трех компонентов (М§, А1, Б0. При формировании апоскарновых метасоматитов повышение приводит к замещению диопсида лазуритом с образованием ассоциации форстерш+диопсид+нефелин. От химического потенциала калия зависит интенсивность процесса флогопитизации. С увеличением ц Кго парагенезисы с нефелином сменяются флогопитсодержащими ассоциациями.

Большое разнообразие минеральных парагенезисов зависит не только от внешних факторов равновесия (Цма2с>—Ик2о)' но и от соотношения инертных компонентов в исходной породе (иными словами, от соотно-

14

шения форстерита и диопсида). Состав лазуритсодержащей породы будет зависеть от соотношения данных минералов субстрате: существенно форстерит-лазуритовые (±диопсид) при замещении форстеритовых скарнов и диопсид-лазуритовые (±форстерит) при лазуритизации диЬпсидо-вых скарнов.

Лазуритовые метасоматиты первого типа формировались при температурах 600-650°С. Температуры образования второго типа лазуритовой минерализации лежат в пределах 500-600°С. При более низких температурах поле лазурит-диопсидовой ассоциации устойчиво лишь при очень высоких значениях активности натрия, что вряд ли возможно. Парагенезис диопсид+лазурит при температуре 650°С, принятой за наиболее вероятную температуру образования ранней и наиболее распространенной кубической модификации лазурита, существует при следующих параметрах системы: рН>6, яИ45Ю4=1(Г' 5-1(Г25, аКа+=10*25-10"35. В диопсид-лазуритовых метасоматических образованиях, при температуре 550°С лазурит образуется в сильно щелочной среде при значениях рН>7 и существует в широком интервале активности кремнекислоты (10 "'-10 ~"2,5) и натрия (>10~25). Появление в диопсид-лазуритовой ассоциации флогопита свидетельствует о понижении активностей натрия и кремния. Флогопит замещает минералы ассоциации диопсид+лазурит при повышении активности калия. С понижением температуры поле устойчивости диоп-сид-лазуритовой парагенетической ассоциации уменьшается, смещаясь в область более щелочных сред.

Таким образом, формирование лазуритовых метасоматитов происходит на регрессивном этапе метаморфизма при смене следующих процессов: а) внедрение магматических тел субщелочных гранитов, гранит-пегматитов, аплитов, сиенитов в карбонатную толщу магнезиальных мраморов, содержащих первично-осадочную серу, претерпевших метаморфизм в условиях гранулитовой фации; б) деформация и разлинзова-ние вмещающих мраморов и магматитов с образованием будинаж-структур; в) биметасоматическое взаимодействие двух химически неравновесных сред, на контакте которых происходит перераспределение химических компонентов под воздействием гидротермальных растворов.

Образование лазурита в вулканогенных породах происходит в значительно отличающейся геологической обстановке. Об этом свидетельствуют как минеральные парагенезисы, так и морфология кристаллов лазурита. Однако литературные сведения о вулканогенных лазуритах настолько незначительны, что интерпретировать полученные данные достоверно не представляется возможным.

Публикации по теме

Янсон С.Ю. Лазурититы Ляджвардаринского и Малобыстринского месторождений. Материалы семинара «Ювелирное искусство и материальная культура». С-Петербург, 1997. С.78.

Янсон С.Ю. Сравнительная характеристика лазурититов Ляджвардаринского и Мало-Быстринского месторождений // В сб. «Уральская минералогическая школа-98». Екатеринбург: изд. УГТГА, 1998. С.130-131.

Янсон С.Ю. Новые данные о лазуритах Ляджвардаринского месторождения. В сб. «Минералогические музеи». С.-Петербург: изд. СПбГУ,

1998. С. 140-141.

Янсон С.Ю., Анастасенко Г.Ф. Морфология кристаллов лазурита. Материалы семинара «Ювелирное искусство и материальная культура». С-Петербург, 1998. С. 71-72

Янсон С.Ю., Анастасенко Г.Ф., Нестеров А.Р. Морфология и особен-нос-ти строения поверхности кристаллов лазурита // В сб. «Минералогическое общество и минералогическая наука на пороге XXI века». С.-Петербург: изд. СПбГУ, 1999. С.270-272.

Янсон С.Ю. Анастасенко Г.Ф., Нестеров А.Р. Лазурит из вулканогенных образований Альбанских гор // В сб. «Уральская минералогическая школа-99». Екатеринбург: изд. УГГГА, 1999. С.318-321.

Янсон С.Ю., Анастасенко Г.Ф., Нестеров А.Р. Морфология и особен-нос-ти строения поверхности кристаллов лазурита // Вестник СПбГУ,

1999. Вып. 4. С. 68-73.

Содержание диссертации, кандидата геолого-минералогических наук, Янсон, Светлана Юрьевна

ВВЕДЕНИЕ.1

Глава 1. ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ СТРОЕНИЕ ЛАЗУРИТОВЫХ МЕСТОРОЖДЕНИЙ.9

Геологическая позиция афганских лазуритовых месторождений.9

Геологическая позиция лазуритовых месторождений Юго-Западного Прибайкалья. .13

Геологическая позиция чилийских месторождений лазурита.24

Геологическая характеристика лазуритовых месторождений Юго-Западного

Памира.24

Геологическая позиция лазуритовых месторождений Северной Америки.29

Геологическая позиция проявления лазурита в Зардалекском массиве Туркестано-Алайской горной системы.31

Глава 2. ПЕТРОГРАФИЧЕСКАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА ПОРОД ЛАЗУРИТОВЫХ

МЕСТОРОЖДЕНИЙ.37

Петрографическая характеристика метаморфических горных пород.37

Петрографическая характеристика поюд магматического этапа.41

Петрографическая характеристика скарнов магматического этапа.46

Петрографическая характеристика пород постмагматического этапа минералообразования.49

Глава 3. МИНЕРАЛОГИЯ ЛАЗУРИТОВЫХ МЕСТОРОЖДЕНИЙ.81

Главные минералы лазуритовых мет асом атитов.83

Минералы алюмосиликатных пород.130

Минералы карбонатных поюд.135

Вторичные минералы лазуритовых метасоматитов.139

Глава 4. ПЕТРОХИМИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ ЛАЗУРИТОВЫХ

МЕТАСОМАТИТОВ.144

Физико-химические условия образования лазуритовых метасоматитов.171

Количественная оценка условий образования лазуритовых пород.186

Заключение Диссертация по теме "Минералогия, кристаллография", Янсон, Светлана Юрьевна

Заключение

Приведенные в работе данные позволяют сформулировать общие положения о геодинамической обстановке формирования лазуритовых месторождений, их минералогических особенностях и условиях формирования.

1. Для крупных групп промышленных месторождений ляпис-лазури (Афганская, Прибайкальская) выявляются общие геологические условия лазуритообразования: а) приуроченность лазуритовых проявлений к сложнодислоцированным толщам доломитовых мраморов, претерпевших метаморфизм в условиях гранулитовой и амфиболитовой фаций. Особенностью этих мраморов является их зараженность первично-осадочной серой (при ударе издают характерный запах сероводорода); б) наличие в толще доломитовых мраморов тел алюмосиликатных и силикатных пород, по которым и образуется основная масса ляпис-лазури; в) предшествующая лазуритообразованию интенсивная тектоническая деятенЬсть, в результате которой образовались будины алюмосиликатных пород, заключенные в доломитизированных мраморах.

Собственно лазуритовые породы здесь являются одной из зон метасоматических колонок, которые развиваются на контакте химически неравновесных горных пород (алюмосиликатных пород и мраморов).

Несколько иная геологическая позиция характерна для непродуктивных лазуритсодержащих пород Колорадо (Italian Mountain) и Туркестано-Алая (Зардалекский массив). Здесь лазуритсодержащие породы образуются в контактово-метаморфическом ореоле магматических интрузий, на контакте массивов магматических пород с вмещающими их карбонатными толщами, представленными известняками и доломитами палеозойского возраста.

Особый тип лазуритовой минерализации приурочен к вулканическим образованиям и встречен среди лавовых потоков потухших вулканов Италии.

2. Лазуритоносные метасоматиты образуются в раннюю высокотемпературную стадию постмагматического этапа, о чем свидетельствует тот факт, что лазуритовые метасоматиты развиваются не только вдоль контакта, но и вдоль трещин внутри разбудинированных тел гранитоидов, т.е. после полной кристаллизации магматических расплавов. Они формируют гнезда и линзовидные тела в скарнах как в приконтактовых с гранитоидами участках, так и во вмещающих горных породах на значительных расстояниях от контакта. При этом образуются лазуритовые метасоматиты двух текстурных типов: а) правильные линзы и гнезда зонального строения; б) неправильные метасоматические тела в виде ветвящихся просечек, пятен, полос с неровными краями и нечетко выраженными реакционными зонами.

3. Выделены три типа лазуритовой минерализации, первый из которых возникает на контакте гранита и доломитового мрамора. Второй тип характеризуется развитием лазурита по плагиоклазу с появлением маломощной плагиоклазитовой зоны между зонами полевошпатовых пород и диопсид-лазуритовых. В третьем типе лазуритовая минерализация развивается по шпинели и силикатам скарнов и скарнированных мраморов.

4. Большинство лазуритоносных апосиликатных метасоматитов представлены биминеральными породами, состоящими, в основном, из лазурита и диопсида, образующих симплектитовые срастания друг с другом. Апокарбонатные лазуритоносные метасоматиты могут быть сложены преимущественно кальцитом и лазуритом. Флогопит формирует мономинеральную зону между лазуритовой породой и карбонатной толщей и развивается по лазуриту и диопсиду. Кроме главных породообразующих минералов (лазурита, диопсида и флогопита) лазуритовые породы могут содержать и в различной степени переработанные реликты исходных пород. К реликтовым минералам относятся полевые шпаты алюмосиликатных пород и доломит, форстерит, шпинель карбонатных пород.

Среди минералов лазуритовых метасоматитов особое место занимают афганит и кальцит. Афганит обычно встречается в небольших количествах и может быть отнесен к разряду акцессорных минералов. Скрытокристаллические агрегаты кальцита развиваются по трещинам, плоскостям спайности минералов и в их межзерновом пространстве, образуя в породе сложную сеть прожилков, в которых кроме кальцита встречаются кристаллики пирита и серы. Вторичными минералами являются амфибол, развивающийся по диопсиду, серпентин, образующий каймы вокруг форстерита, цеолиты, и гематит, замещающий магнетит. Акцессорные минералы представлены в основном апатитом и пиритом, которые в небольших количествах всегда содержатся в лазурититах. Иногда вместе с пиритом встречается пирротин, а в отдельных образцах был обнаружен хромит.

5. В изученных образцах можно выделить две генерации лазурита. К ранней генерации относятся микрокристаллические лазуритовые породы. Поздняя генерация представлена анхимономинеральными зернистыми лазуритовыми агрегатами, приуроченными к участкам перекристаллизации, или отдельными кристаллами.

По механизму образования кристаллы лазурита можно разделить на метакристаллы, выросшие в твердой среде, и кристаллы, сформировавшиеся в условиях свободного роста (в пустотах или открытых трещинах). Габитус кристаллов обусловлен развитием граней ромбододекаэдра. Ребра кристаллов сглажены слаборазвитыми гранями пентагон-триоктаэдров {134} и {123}, а вершины притуплены гранями пентагон-триоктаэдра {234}, тетрагон-триоктаэдров {131} и {151}, тетрагексаэдров {031} и {120} и куба {010}. Для метакристаллов лазурита характерны неровные поверхности граней, осложненные наличием микроскульптурных образований. Грани кристаллов лазурита, выросших в открытых полостях, отличаются более ярким блеском и ровными поверхностями.

По содержанию большинства ведущих компонентов лазуриты разных месторождений имеют довольно постоянный состав, отличия наблюдаются лишь в несущественных колебаниях содержаний катионов группы А. Так в лазуритах месторождения Baffin Island (Канада) отмечено повышенное содержание натрия и наиболее низкие концентрации кальция. Лазуриты из вулканических лав, напротив, содержат повышенные количества кальция и калия при минимальном количестве натрия.

Окраска лазурита меняется от ярко-синей, иногда с фиолетовыми оттенками до нежно голубой, часто встречаются зеленые разности. Существуют необычные розовые лазуриты. Сопоставление данных химического состава разноокрашенных лазуритов показало, что они несколько отличаются друг от друга. Так, в интенсивно окрашенных ярко-синих лазуритах отмечены повышенные содержания серы, а ослабление окраски до голубой, зеленой и розовой сопровождается понижением концентраций этого элемента. Обратное поведение установлено для кальция, содержания которого возрастают от синих лазуритов к его розовым разностям. Также следует отметить повышенные содержания хлора и марганца в лазуритах розового цвета.

6. Отличительной особенностью формирования лазуритоносных метасоматитов является неравномерная интенсивность метасоматических процессов в пределах одного лазуритового тела и приуроченность их к тектонически ослабленным зонам, которые играли роль подводящих каналов. На основании сравнительного петрографического анализа реакционных зон, представляющих собой продукты замещения гранитоида и доломитового мрамора и сопоставления их с данными химического анализа этих пород, выявляются закономерности поведения петрогенных элементов в процессе лазуритообразования. Компоненты, слагающие минералы апоалюмосиликатных лазуритовых метасоматитов, четко разделяются на две группы: а) компоненты, содержание которых закономерно уменьшается от алюмосиликатных пород к мраморам (Si, Al, Na и К), б) компоненты, концентрации которых также закономерно уменьшаются в обратном направлении (Mg, Са). Характер поведения этих компонентов при формировании лазуритовых метасоматитов указывает на их перераспределение компонентов между химически неравновесными горными породами. Для апоскарновых лазуритовых метасоматитов масштабы миграции компонентов значительно меньше. Установлен ряд убывающей подвижности основных петрогенных компонентов, участвующих в формировании лазуритовых метасоматических зон С02, Cl, S03, К20, Na20, СаО, Si02, MgO, А1203.

7. Большинство зон метасоматической колонки имеет биминеральный и мономинеральный состав. Трехминеральные ассоциации в апоалюмосиликатных метасоматитах являются переходными и существуют только на контакте двух зон колонки. Причем появление третьего минерала сопровождается замещением двух существующих из чего можно сделать вывод, что трехминеральная ассоциация неравновесна. Это указывает на инертное поведение двух компонентов (AI, Mg) при формировании апосиликатных метасоматитов. При формировании апоскарновых метасоматитов относительно инертное поведение обнаруживают три компонента (Mg, AI, Si).

8. Проведен термодинамический анализ минеральных равновесий в системе К—Na—Ca—Mg—AI—Si—C02—H20, в рамках которой описываются наиболее распространенные породы исходного субстрата (гранитоиды, доломитовые мраморы и др.) с развивающимися по ним вторичными минералами. Анализ диаграммы в координатах м$Ю2—^С02 показывает, что ассоциация Kf+Dol устойчива при высоких химических потенциалах Si02 и С02, при понижении химического потенциала С02 доломит становится неустойчивым и происходит образование диопсида с формированием парагенезиса Kf+Di. Понижение химического потенциала (Si02)aq приведет к формированию нефелина (лазурита), который будет устойчив в ассоциации с диопсидом. Дальнейшее понижение ц (Si02)aq повлечет за собой образование флогопита, причем в зависимости от соотношения Mg/AI в исходной породе возможны две парагенетические ассоциации флогопит + диопсид и флогопит + нефелин, аким образом, уменьшение |isi02 в системе приводит к следующей закономерной смене парагенетических ассоциаций минералов: КМ>о1 <- КМ>1 Б1+Ке (Ьаг) РЬ+Б1 или РИШе (Ьаг) <- РЬ+Бо1.

Полученные данные показывают также, что диопсид-нефелиновая ассоциация устойчива при значениях рН>6, и определяется изменением активности кремнекислоты в интервале от 1СГ0'7 до 10~3. При повышении кислотности среды диопсид-нефелиновая зона замещается флогопитом. Понижение температуры сужает поле устойчивости диопсид-нефелиновой зоны. Существование ее становится возможным в интервале активности кремнекислоты 101—10 2'5 и в более щелочных условиях (рН>7). Изменение активности других компонентов не влияет существенно на устойчивость данной зоны.

Понижение температуры минералообразования на 100°С сужает рамки существования диопсид-нефелиновой ассоциации и увеличивает поле устойчивости флогопита. Ассоциация нефелин-доломит может быть устойчива при очень высоких значениях активности натрия и низких значениях кремнекислоты. В рассматриваемой системе такие условия, вероятно, не существуют и ассоциация доломит-нефелин не встречена.

Наиболее вероятными условиями образования лазуритовых метасоматитов первого типа лазуритовой минерализации являются высокие температуры минералообразования — 600-650°С. Температуры образования второго типа лазуритовой минерализации лежат в пределах 500-600°С. При более низких температурах поле л азурит-диопсидовой ассоциации устойчиво лишь при очень высоких значениях активности натрия, что вряд ли возможно. В диопсид-лазуритовых метасоматических образованиях, при температуре 550°С лазурит образуется в сильно щелочной среде при значениях рН>7 и существует в широком интервале активности кремнекислоты и натрия. Появление в диопсид-лазуритовой ассоциации флогопита свидетельствует о понижении активностей натрия и кремния. Флогопит замещает минералы ассоциации диопсид+лазурит при повышении активности калия. С понижением температуры поле устойчивости диопсид-лазуритовой парагенетической ассоциации уменьшается, смещаясь в область более щелочных сред.

9. Условия формирования лазуритсодержащих пород контактово-метаморфических месторождений, вероятно, соответствуют условиям образования апокарбонатных лазурититов из месторождений биметасоматического генезиса. Отсутствие мелких разлинзованных ашомосили катн ых тел и тектонически ослабленных зон, благоприятных для миграции постмагматических растворов не способствуют формированию апосиликатных лазуритовых метасоматитов. Вместе с тем магматические тела на контакте с карбонатными также подвергаются процессам десиликации и диопсидизации. Выносимые при этом из гранитоидов щелочные металлы являются необходимым источником для формирования апокарбонатных и апоскарновых метасоматитов.

Образование лазурита в вулканогенных породах происходит в значительно отличающейся геологической обстановке. Об этом свидетельствуют как минеральные парагенезисы, так и морфология кристаллов лазурита. Однако литературные сведения о вулканогенных лазуритах и результаты лабораторных исследований настолько незначительны, что интерпретировать полученные данные определенно не представляется возможным.

Библиография Диссертация по геологии, кандидата геолого-минералогических наук, Янсон, Светлана Юрьевна, Санкт-Петербург

1. Виноградов В. И., Лицарев М. А. Изотопный состав серы и некоторые особенности образования лазурита. В кн.: Геохимия и минералогия серы. М.: Наука, 1972, с. 267-282.

2. Воробьев Е.И. О физико-химических условиях формирования лазурита Юго-Западного Прибайкалья. В кн.: Ежегодник-1975 СибГЕОХИ. Иркутск: Вост-Сиб. кн. изд-во, 1976, с. 124-127

3. Воробьев Е.И., Матонин В.Н. Новые данные по геологии и генезису лазуритовых месторождений Прибайкалья. В кн.: Железомагнезиальный метасоматоз и рудообразование. М.: Наука, 1980, с. 149-157.

4. Воробьев Е.И., Матонин В.Н. Содалитсодержащие жильные образования на Мало-Быстринском месторождении лазурита. В кн.: Минералы и минеральные ассоциации Восточной Сибири. Иркутск: Вост.-Сиб. кн. изд-во, 1977, с.73-85.

5. Воробьев Е.И. О генезисе лазурита. В кн.:Минералогия и генезис цветных камней Восточной Сибири. Новосибирск: Наука. Сиб. отд-ние, 1983, с. 62-68.

6. Воскобойникова Н.В. К минералогии Слюдянского месторождения лазурита. Зап. Всерос. минералог, о-ва, 1938, ч.67, N 4, с. 501-522.

7. Давыдченко А.Г. Химические условия образования лазурита, шпинели и флогопита в регрессивный этап ультраметаморфизма на Ю-3 Памире. В сб.: Проблема метаморфогенного рудообразования. Киев. "Наукова думка", 1969.

8. Ефимов И.А., Судеркин А.И. Месторождение ляпис-лазури Сары-Санг в Северном Афганистане. В кн.: Вестник АН Каз ССР, 1967, N 8, с. 268.

9. Жариков В. А. Основы физико-химической петрологии. М.Изд-во МГУ, 1976.

10. Жариков В. А., Русинов В.Л. и др. Метасоматизм и метасоматические породы. Москва, Научный мир, 1998.

11. Зарайский Г.П. и др. Экспериментальное исследование кислотного метасоматоза. М.: Наука, 1981.

12. Иванов В.Г. Некоторые геохимические особенности формирования пород лазуритовых месторождений Юхного Прибайкалья. Геохимия, 1976, N 1, с. 4753.

13. Ильинский Г. А. Минералогия щелочных интрузий Туркестано-Алая. Л.: Изд-во ЛГУ, 1970. 166 с.

14. Киевленко В.Я. Поиски и оценка месторождений ювелирных и поделочных камней.

15. М.,Недра, 1980. 166 с. Киевленко Е. Я., Сенкевич Н. Н. Геология месторождений поделочных камней. М.:

16. Недра, 1976, 1983. 263 с. Кильдеев A.M. Геологическое строение и генезис Тултуйского проявления лазурита. В кн.: Геология и полезные ископаемые Восточной Сибири. Иркутск, 1972, с. 113-119.

17. Клунников С. И., Попов А. И. Метаморфические толщи Юго-Западного Памира. Тр.

18. Таджикско-Памирской эксп., 1934, вып. 60, с. 44-57. Кобышева-Поснова М.М. Микрохимический анализ ляпис-лазури из Ovalle (Чили).

19. Изв. Новочеркас. индустр. ин-та, 1937, вып. 3, с. 17. Коржинский Д. С. Закономерности ассоциации минералов в породах архея Восточной Сибири. Вып. 61. М.: изд. ИГН АН СССР, 1945. 111 с.

20. Коржинский Д.С. Биметасоматические флогопитовые и лазуритовые месторождения архея Прибайкалья. М.: изд. ИГН АН СССР, 1947. 164 с.

21. Коржинский Д.С. Очерк метасоматических процессов. В кн.: Основные проблемы в учении о магматогенных рудных месторождениях. Изд. 2-е. М.: Изд-во АН СССР, 1955, с. 332-452.

22. Коржинский Д.С. Теория метасоматической зональности. М.: Наука, 1969 (I издание), 1982 (П издание).

23. Коржинский Д.С. Теоретические основы анализа парагенезисов минералов. М. Наука, 1973.

24. Коржинский Д.С. Петрология скарновых месторождений. М. «Наука», 1993.

25. Лабунцов А.Н. Поездка в Афганистан в конце 1928г. «Природа», 1929, №4, стр346.

26. Лабунцов А.Н. Геолого-Минералогические исследования на Западном Памире и в провинции Бадахшан в Афганистане в 1928 г. Тр.Пам. эксп. 1928 г., Изд. Акад.Наук СССР, 1930, стр. 1,24-28.

27. Лицарев М.А. Лазурит, его генезис и сырьевая база. В кн.: Драгоценные и цветные камни как полезное ископаемое. М.: Наука, 1973, с. 62-80.

28. Лицарев М.А. Типы метасоматической зональности на контакте доломитов с алюмосиликатными породами. В кн.: Магматизм и связь с ним полезных ископаемых. М.: 1960, с. 559-562.

29. Матонин В.Н., Алексеев Ю.И. Некоторые сведения по Мало-Быстринскому месторождению лазурита. В кн.: Драгоценные и цветные камни как полезное ископаемое. М.: Наука, 1973, с. 56-61.

30. Наумов Г.Б., Рыженко Б.Н., Ходаковский И.Л. Справочник термодинамических величин (для геологов). М.Атомиздат, 1971.

31. Перцев H.H. Высокотемпературный метаморфизм и метасоматизм карбонатных пород. М.: Наука, 1971.

32. Платонов А.Н., Зия-Зада Ахмед Кули. Об окраске бадахшанских лазуритов. В кн.: Доклад АН УССР, сер. Б, 1971, N 10.

33. Платонов А.Н. О природе синей окраски лазуритов. В кн.: Изв. АН СССР сер. геол., 1973, N 7.

34. Полякова Е.Д. Лазуриты Южного Прибайкалья. Тр. Всес. Геол.-Разв. Объед., М. - Л., 1932, вып. 244. - 19 с.

35. Путешествие Марко Поло, перевод И.П.Минаева, СПб. 1902

36. Самойлович М. И., Новожилов А. И. И др. О природе синей окраски лазурита. ИАН СССР, вып. 7, 1973.

37. Сапожников А.Н., Иванов В.Г. Находка триклинной (псевдоромбической) модификации лазурита. В кн.: Совещание молодых ученых по минералогии, геохимии и методам исследования минералов. Владивосток, 1976, с. 81-82.

38. Сапожников АН., Иванов В.Г., Катаев A.A. Новая структурная модификация лазурита. В кн.: Тезисы докладов VII Всесоюзного совещания по рентгенографии минерального сырья. Ч. 1. Львов, 1977, с. 37.

39. Сапожников А.Н., Иванов В.Г., Катаев A.A. Новые данные о триклинной модификации лазурита,- В кн.: Кристаллохимия и структурная минералогия. Л.: Наука. Ленингр. отд-ние, 1979, с. 48-54.

40. Сапожников А.Н. Индицирование дополнительных отражений на дебаеграммах лазурита в связи с исследованием модуляции его структуры. Зап.ВМО, Вып. 1, 4.119. Л: Наука, 1990, с. 110

41. Сапожников А.Н., Иванов В.Г., Левицкий В.И., Пискунова Л.Ф. Структурно-минералогические особенности лазурит Юго-Западного Памира. Зап.ВМО, № 1, 4.122. СПб.: Наука, 1993, с.108.

42. Слюдянский кристаллический комплекс / Васильев Е.П., Резницкий Л.З., Вишняков В.Н., Некрасова Е.А. Новосибирск: Наука, Сиб. отд-ние, 1981. 197 с.

43. Смирнов С. С. Материалы к геологии и минералогии Южного Прибайкалья. В кн.: Рудные месторождения и металлогения восточных районов СССР.М.,1962, с. 183-241.

44. Смит Г. Драгоценные камни. М. Изд-во «Мир», 1980.

45. Фекличев В.Г. Микрокристалломорфологические исследования. М.1970.

46. Фелькерзам А. Лазуревый камень и его применение в искусстве. Журн. Старые годы, май1913, стр.22-32.

47. Ферсман, А.Е. Драгоценные и цветные камни Росси,1922.

48. Хорева Б.Я. Парагенетический анализ минеральных ассоциаций одного лазуритового месторождения. В кн.: Петрографический сборник N 1, М.: Госгеолтехиздат, 1955, с. 62-86.

49. Хорева Б.Я., Блюман Б.А. Полиметаморфические комплексы докембрийского фундамента палеозойских и мезозойский складчатых областей Средней Азии. Л.: Недра, 1974.

50. Шафеев A.A. Докембрий Ю-3 Прибайкалья и Хамар-Дабана. М. Наука, 1970 Юдин Г. Л., Хабаков А. В., Лукницкий П. Н., Памирская экспедиция Л-д. 1930г, Andreas Weerth, Tegernsee Lapis-Lasuli, die unendliche Geschichte. Lapis Nr. 11, 1994, p.20-27.

51. Bariand P. Lapis-lazuli from Sar-e-Sang, Badakhshan, Afghanistan Gems & Geology, 1981, v. 17, N 4p.

52. Hogarth D.D. An example of mineral exploration in northern Canada: lapis lazuli from

53. Baffin Island. Ottawa, Univ. of Ottawa press 1973, p. 143-151. Hogarth D.D. Contact-metamorphic lapis lazuli: the Italian mountain deposits. 1980. Hogarth D.D. Lapis Lazuli from Baffin island a precambrian meta - evaporite. Lithos. 1978, v.ll, N 1.

54. Hogarth D.D. Lapis lazuli near like Harbour southern Baffin Island, Canada. Canad., Earth

55. Science, 1971, v. 8, N 10, p. 1210-1217. Hogarth D.D. New data on lazurite. Lithos, 1976, v. 9, N 1. Hogarth D.D., Griffin W.L. Further data on lapis lazuli from Latium, Italy. Canad.

56. Mineral., 1975, v. 13, p. 89-90. John Wood. A journey to the source of the river Oxus. New edition, London, 1872, h 169172.

57. Kulke H. Die Lapislazuli — Lagerstatte SareSang (Badakhshan) Geologie, Entstehung,

58. Kulturgeschichte und Bergbau. — Afganistan Journal, 1976, Jg 3, H, 2, S. 43-56. Vila T. Recursos minerals no-metalicos de Chile. Santiago de Chile, Editorial Univer., S.A. 1953.