Бесплатный автореферат и диссертация по наукам о земле на тему

Нуристан-Южнопамирская камнесамоцветная провинция

ВАК РФ 25.00.11, Геология, поиски и разведка твердых полезных ископаемых, минерагения

Автореферат диссертации по теме "Нуристан-Южнопамирская камнесамоцветная провинция"

На правах рукописи

ЛИТВИНЕНКО АНДРЕЙ КИМОВИЧ

НУРИСТАН-ЮЖНОПАМИРСКАЯКАМНЕСАМОЦВЕТНАЯ ПРОВИНЦИЯ (ГЕОЛОГИЯ И МИНЕРАГЕНИЯ)

Специальность 25.00.11 - Геология, поиски и разведка твердых полезных ископаемых, минерагения

АВТОРЕФЕРАТ диссертации на соискание ученой степени доктора геолого-минералогических наук

Москва - 2005

Работа выполнена в Липецком Государственном педагогическом университете, г. Липецк

Научный консультант доктор геолого-минералогических наук, профессор Б.И. Пирогов (МГТРУ им. С.Орджоникидзе, г.Москва)

Официальные оппоненты: доктор геолого-минералогических наук,

академик РАЕН, профессор П.А. Игнатов (МГТРУ им. С.Орджоникидзе, г.Москва)

доктор геолого-минералогических наук, профессор А.Б. Павловский (ВИМС им. Н.М.Федоровского, г.Москва)

доктор геолого-минералогических наук,

профессор В.П. Феоктистов (ВСЕГЕИ им. А.П.Карпинского, г.С -Петербург)

Ведущая организация Минералогический музей им. А Е.Ферсмана, г.Москва

Защита состоится 20 октября в 1300 часов на заседании специализированного диссертационного совета Д.212.121 04 по защите диссертаций при Московском государственном геолого-разведочном университете по адресу: 117873, Москва, ГСП-7, ул.Миклухо-Маклая, д.23, в аудитории 5-48

Отзывы и замечания на автореферат в 2-х экземплярах, заверенных печатью учреждения, просим направлять по адресу: 117873, Москва, ГСП-7, ул. Миклухо-Маклая, д.23, геологоразведочный факультет, ученому секретарю А.А.Верчебе

С диссертацией можно познакомиться в библиотеке Московского государственного геологоразведочного университета Автореферат разослан " ".....................года

Ученый секретарь специализированного совета, доктор геолого-минералогических наук, профессор

Актуальность работы. Природные драгоценные камни являются важной группой полезных ископаемых, обладающих высокой стоимостью и постоянным спросом. В земной коре они встречаются крайне редко в силу их особых физических свойств (яркий цвет, прозрачность и др.), что свидетельствует о специфичности процессов их образования, природа которых до конца не установлена. Рассматриваемый в настоящей работе регион площадью 660x165 км насчитывает не менее 55 месторождений разнообразных драгоценных камней с несомненными перспективами увеличения этого числа. В его границах самоцветы образуют либо самостоятельные месторождения (лазурит, кордиерит, рубин), либо комплексные (кунцит, изумруд, данбурит) - с редкими металлами. Выявление закономерностей их образования и размещения, установление поисковых критериев и признаков может рассматриваться как группа вопросов важных как с научной, так и с практической точки зрения.

Минерагения этой группы полезных ископаемых, в пределах рассматриваемой территории, по мнению автора, определяется структурно-вещественными особенностями горных пород вмещающих драгоценные камни, их полициклическим и полифациальным метаморфическим преобразованием.

Цели и задачи. Главная цель данной работы заключается в обосновании выделения Нуристан-Южнопамирской провинции самоцветов как самостоятельной тектонической и минерагенической структуры, в выяснении закономерностей размещения месторождений драгоценных камней в ее пределах. Для этого были поставлены следующие задачи: 1. Определить геологические границы и тектоническую природу провинции. 2. Провести обобщение всех известных материалов по геологии и минерагении самоцветов, известных на территории провинции. 3. Разработать генетическую классификацию месторождений драгоценных камней на формационной основе. 4. Установить генетические связи месторождений самоцветов с докембрийскими первично-осадочными отложениями и их метаморфическими преобразованиями в ходе полициклического регионального метаморфизма. 5. Обосновать возраст камнесамоцветных формаций, их генетические связи с конкретными тектоно-метаморфическими циклами, сформировавшими рассматриваемую территорию как тектоническую и минерагеническую структуру.

Фактический материал. Основу работы по таджикской части территории провинции составляют личные материалы автора, полученные в процессе полевых исследований на Юго-Западном Памире, на восточном и западном флангах Центрального Памира в период 1983-1992 г.г. в составе полевых отрядов ИГ АН Таджикской ССР. Полевые и камеральные работы проводились в тесном сотрудничестве с Л.Н.Россовским, Э.А.Дмитриевым, А.В.Гилевым, В.И.Киселевым и др. (ИГ АН Тадж.ССР), Я.А.Гуревичем, Т.Н.Колесниковой, Н.А.Захарчуком, А.М.Скригителем, К.Шамси-Заде и др. (экспедиция "Памиркварцсамоцветы"), А.Н.Никитиным, В.И.Дранниковым и др. (Памирская ГРЭ "Таджикгеология"), H.H. Перцевым, И.А.Зотовым, Н.И. Органовой (ИГЕМ АН СССР), К.К.Подлесски»-^4ЭМ.^Ш_СССР), Ю.П.

Солодовой (МГТРУ г.Москва), Э.С. Грю (университет Ороно, штат Мэн, США). По Афганистану использованы результаты работ советских геологов, проводивших в 60-80е годы XX века геологические съемки масштаба 1:500000, поисково-оценочные и поисково-разведочные работы. В работе использованы также все известные автору публикации советских и иностранных геологов за период от конца 20* годов (труды ТПЭ АН СССР) до начала 90х годов XX века, в том числе и ряд производственных геологических отчетов, составленных с участием автора.

Личный вклад автора. Вся теоретическая и техническая работа по созданию диссертации выполнены лично автором. Им проведен рудноформационный анализ месторождений самоцветов и их классификация по генетическим признакам; составлены оригинальный вариант тектонической карты Афгано-Южнопамнрской складчатой области и минерагеническая карта Нуристан-Южнопамирской минерагенической провинции (НЮМП) с отдельными врезками более крупного масштаба. В процессе камеральной обработки полевых материалов обосновано выделение формации корундовых метасоматитов - возможный источник добычи рубина и сапфира, их детальная минералого-петрографическая характеристика.

Методы исследования. При выполнении данной работы были использованы методы металлогенического анализа, в частности:

- Реконструкция состава первичных пород дометаморфического субстрата и оценка их продуктивности;

- Анализ рудоносности метаморфических пород (в ранге толщ, свит, серий) в связи с их петрографическим и петрохимическим составом и Р-Т условиями метаморфизма, т.е. установление закономерных связей определенного вида самоцвета и ассоциированных с ним минералами с метаморфическими породами определенного состава и степени метаморфизма;

- Анализ продуктивности тектоно-метаморфических циклов - основных этапов формирования рассматриваемой территории как тектонической и минерагенической структуры;

Рудноформационный анализ метаморфогенных месторождений самоцветов;

- Анализ условий размещения формаций самоцветов - обоснование минерагенических эпох, места НЮМП в общей иерархии металлогенических структур Средиземноморского пояса, соответствия между минерагеническими и тектоническими структурами;

- Разработка рудоконтролирующих факторов и поисковых критериев как основы для оценки общих перспектив конкретных формаций самоцветов и прогнозирование новых типов месторождений.

Научная новизна. 1. В конкретных геологических границах выделен камнесамоцветный регион - Нуристан-Южнопамирская минерагеническая провинция, включающая разнообразные генетические типы месторождений драгоценных камней и других видов нерудных полезных ископаемых. В ее пределах, помимо известных с глубокой древности месторождений лазурита и шпинели, расположено более 50 месторождений рубина, сапфира, изумруда,

скаполита, кордиерита, кунцита, аквамарина, топаза, турмалина и др. драгоценных камней, различающихся возрастом, генезисом, характером и формой связи с процессами регионального метаморфизма.

2. Установлено, что разнообразие месторождений различных драгоценных камней обусловлено сочетанием трех главных факторов: а) вещественным составом докембрийских первично-осадочных пород; б) Р-Т условиями регионального метаморфизма и сопряженных с ним процессами ультраметаморфизма и метасоматоза; в) полицикличностью процессов регионального метаморфизма.

3. Проведен формационный анализ месторождений самоцветов, на основе которого конкретизированы рудоконтролирующие факторы и критерии прогнозирования. К примеру, месторождения рубина (рубин-метапелитовая, рубин-карбонатная и рубин-плагиоклазовая формации), изумруда (изумрудно-гипербазитовая и изумрудно-карбонатно-кварцевая формации) и др. контролируются литологическими и термодинамическими факторами.

4. Разработана генетическая классификация, в которой метаморфогенные месторождения (16 камнесамоцветных формаций) драгоценных камней разделены на две серии (метаморфическую и ультраметаморфическую), три класса (прометаморфический, ортометаморфический и реометаморфический) и пять подклассов (метапелитовый, метаэвапоритовый, магнезиально-скарновый, палингенно-метасоматический и гидротермально-метаморфический).

5. Открыт и изучен новый тип контактово-метасоматических горных пород, содержащих сапфир и рубин - корундовые метасоматиты.

Публикации и апробация работы. Отдельные положения диссертации представлены в 27 публикациях, восемь из которых в реферируемых журналах. Ряд положений рассматривались на 7-м Всесоюзном совещании в г.Львове в 1985 г., на Всероссийской конференции памяти И.Ф.Трусовой в Москве в 1994 и 1995 годах, на 1-м Всероссийском петрографическом совещании в г.Уфе в 1995 г., на 30-м Международном геологическом конгрессе в Пекине в 1996 г., на юбилейной конференции в честь П.П. Семенова-Тяншанского в г. Липецке в 2003г. Многие вопросы, рассматриваемые в работе, обсуждались с В.И. и К.Т. Будановыми, Н.Г. Власовым, В. И. Киселевым, Э.А.Дмитриевым, М.Б. Акрамовым, В.Д.Дусматовым, Г.Т. Таджибаевым, Л.Н.Россовским, В.В. Могаровским, H.H. Перцевым, И.А.Зотовым, М.А.Лицаревым, П.П.Смолиным, Ю.П.Солодовой, Э.М.Спиридоновым, Е.И.Семеновым.

Практическое значение. Разработанные в диссертации генетическая классификация месторождений драгоценных камней и поисковые критерии могут быть использованы при проведении поисково-разведочных работ на этот вид полезных ископаемых как в границах выделенной автором провинции, так и на территории Российской Федерации. Составленные автором тектоническая и минерагеническая карты НЮМП могут быть применены для металлогенического анализа территорий, сложенных древнейшими толщами горных пород.

Сердечную благодарность выражаю Р.Б. Баратову, В.И. и К.Т.Будановым, В.И.Дронову, Н.Г.Власову, В.И.Киселеву, Э.А.Дмитриеву, А.В.Гилеву, Л.Н.

Россовскому, В.Д.Дусматову, Г.Т. Таджибаеву, Н.Н.Перцеву, И.А.Зотову, П.П. Смолину, М.А.Лицареву, без влияния которых автор не состоялся бы как специалист. Благодарю Липецкий государственный педагогический университет в лице его бывшего ректората В.Ф.Черновой и нынешнего П.Г. Бугакова, декана естественно-географического факультета Л.И.Перфиловой и заведующего кафедрой географии Ю.Т.Карандеева за их моральную и материальную помощь в написании данной работы.

СТРУКТУРА И ОБЪЕМ РАБОТЫ Диссертация состоит их введения, 7 глав, заключения и списка литературы. Ее объем составляет 355 страниц, куда вошли 59 рисунков, 27 таблиц и список использованной литературы в количестве 142 наименований. Введение предваряет нижеследующие главы вопросами актуальности, целью и задачами, фактическим материалом и методами исследования, научной новизной, практическим значением, апробацией и защищаемыми положениями работы. В первой главе обосновывается выделение НЮМП как самостоятельной геологической структуры - Нуристан-Памирского докембрийского срединного массива внутри Афгано-Южнопамирской киммерийской складчатой области. Рассматривается положение последней в пределах Памиро-Кашмирского сегмента на востоке Средиземноморского альпийского складчатого пояса. Во второй главе характеризуются структурно-вещественные комплексы НЮМП, формирующие их процессы и их эволюция в пространстве и во времени. В третьей главе обсуждаются существующие классификации драгоценных камней, обосновываются положения генетической классификации месторождений самоцветов НЮМП и приводится ее оригинальный вариант. В четвертой, пятой и шестой главах разбираются минерагенические особенности выделяемых автором 3-х генетических классов метаморфогенных драгоценных камней НЮМП на примерах конкретных камнесамоцветных месторождений. В последней главе рассматриваются три минерагенические эпохи, временные рубежи которых охватывают время от архея по кайнозой; аргументируется выделение НЮМП как самостоятельной минерагенической структуры в границах добайкальского Нуристан-Памирского срединного массива; выдвигаются поисковые геологические критерии; и приводятся рекомендации по расширению перспектив НЮМП. В заключении делаются выводы о результатах проведенных исследований.

ОСНОВНОЕ СОДЕРЖАНИЕ РАБОТЫ Нуристан-Южнопамирская минерагеническая провинция (НЮМП) является уникальной по видовому и генетическому многообразию метаморфогенных месторождений самоцветов: лазурита, благородной шпинели, рубина, сапфира, изумруда, аквамарина, хризоберилла, топаза, кунцита, скаполита, кордиерита, горного хрусталя и др. Все они генетически связаны с процессами регионального метаморфизма, проявившегося на основных этапах формирования кристаллического фундамента киммерийской Афгано-Южнопамирской складчатой области.

НЮМП согласно существующего политико-административного деления принадлежит трем государствам. Ее центральная, южнопамирская часть (зоны Центрального, Юго-Восточного и Юго-Западного Памира) находится на территории Республики Таджикистан, в пределах Шугнанского, Рошткалинского, Ишкашимского, Рушанского и Мургабского районов Горно-Бадахшанской автономной области. Юго-западный фланг провинции - Южный Бадахшан и Нуристан - расположен в СВ части Исламской Республики Афганистан, в провинциях Бадахшан, Кулам, Нангархар, Лагман, Каписа, Парван и Кабул. Граница между названными государствами проходит по реке Пяндж, верховье которой называется Памир, а низовье - Амударья. Небольшая часть провинции, ЮВ ограничение Шатпутского блока Центрального Памира, относится к Китаю.

Рассматриваемая территория принадлежит к наиболее высокогорным и труднодоступным районам земного шара. Она является частью Высокой Азии, грандиозного горного узла, в котором сходятся высочайшие хребты Куньлуня, Каракорума, Гиндукуша и Гималаев. Большая часть этой площади лежит на высоте от 2500 до 5000 м над уровнем моря.

Первое защищаемое положение. Нуристан-Южнопамирская минерагеническая провинция представляет самостоятельную тектоническую структуру - срединный массив, сложенный докембрийскими метаморфическими сериями, различающимися возрастом пород дометаморфического субстрата, интенсивностью метаморфизма и структурным планом. № объединяет метаморфогенная минерагения не характерная для структурно-формационных зон фаиерозойских складчатых областей.

Нуристан-Южнопамирская минерагеническая провинция (НЮМП) входит в состав Афгано-Южнопамирской киммерийской складчатой области. Последняя расположена на восточном фланге Средиземноморского складчатого пояса и выделена (Дронов, 1993), в пределах Памиро-Кашмирского сегмента. Этот сегмент (Хаин, 1968, 1969) известен также как зона Пенджабского синтаксиса (Вадиа, 1931), Индо-Памирская глубинная зона (Петрушевский, 1969), пояс Великого Геораздела Азии (Резвой, 1964). Границами сегмента на западе и востоке являются зоны поперечных разломов, соответственно, Дарваз-Кабульская зона левых сдвигов ССВ простирания (Бадахшанский линеамент по В.И. Славину, 1976) и Памиро-Каракорумская зона правых сдвигов ССЗ простирания (рис. 1). К западу от первой к Памиро-Кашмирскому сегменту примыкает Афгано-Пакистанский сегмент, а к востоку от второй - горноскладчатые сооружения Гималаев. Последние, по представлениям А.Б. Петрушевского (1970), являются связующим звеном между Средиземноморским герцинско-альпийским и Тихоокеанским альпийским складчатыми поясами. В составе сегмента, помимо киммерид Афгано-Южнопамирской складчатой области, объединяются, расположенные, соответственно, к северу и югу от нее - Афгано-Северопамирская герцинская и Сулейман-Киртарская альпийская складчатые системы, а также блоки их

s

докембрийского кристаллического фундамента. Перечисленные складчатые системы обрамляют Индостанскую платформу с севера (рис. 1). Они имеют субишротнов простирание с ярко выраженным дугообразным изгибом структур к северу. Дугообразный изгиб памирских структур (памирских дуг) с выпуклостью на север отметил в 1915 году Д.В.Наливкин, объяснивший позже это явление как результат движения масс земной коры в этом направлении под нажимом Джеламского выступа Индостанской платформы и оказавшим существенное влияние на формирование альпийской структуры данного сегмента.

Обнаженные блоки докембрия, по Н.Г. Власову (1984), являются фрагментами обширного Афгано-Тибетского межгеосинклинального жесткого массива, который расположен в пространстве между герцинской Афгано-Северопамирской (на севере) и альпийской Сулейман-Киртарской (на юге) геосинклинально-складчатыми системами. Определенные части этого массива в фанерозое испытывали устойчивые опускания и превращались в бассейны длительного накопления осадков парагеосинклинального типа (Центральный и Юго-Восточный Памир). Другие же его части выступали в качестве устойчивых поднятий - срединных массивов (рис. 2). К категории последних Б.П. Бархатов (1963) относит весь Юго-Западный Памир. В.Н. Славин (1976), Ю.С. Перфильев с соавторами (1976), а также (Геология и ..., 1980) расширяют границы Юго-Западного Памира, как срединного массива, за счет примыкающих к нему со стороны смежных районов Афганистана Южнобадахшанского и Нуристанского докембрийских блоков. Очерченная структура именуется Нуристан-Памирским, а по В.Е.Хаину (1973) -Бадахшано-Нуристанским срединным массивом. Фрагментами Нуристан-Памирского срединного массива являются, как полагает автор, и блоки докембрийского кристаллического фундамента Центрального Памира. Основанием для этого утверждения является сходство состава и строения земной коры Юго-Западного, Юго-Восточного и Центрального Памира (Буданов, 1993). Эти блоки обнажаются в ядрах антиклинальных структур и прослеживаются вдоль его осевой части в виде цепочки прерывистых выходов - блоков: Шипадского на западном фланге региона, а также Сарымулинского и Шатпутского на восточном фланге (рис. 2), Для убедительности сошлемся на представления А.Д. Щеглова (1976) о срединных массивах, которые он определяет как "устойчивые блоки земной коры, располагающиеся в пределах геосинклинальных зон, основание которых сложено докембрийскими метаморфическими комплексами. Такие структуры представляют собой обломки древних докембрийских комплексов, сохраняющиеся в виде консолидированных масс на всех этапах геосинклинального развития данного участка земной коры" (с.233).

Нуристан-Памирский срединный массив и его фрагменты в Центральном Памире обладают признаками (Хаин, 1973) характерными для срединных массивов II рода, т.е они являются "обломками зон консолидации, возникавшими в конце ранних циклов геосинклинального развития данного

I П' Й& Йз Ё=Н Ш* И® ЕЭ? ^д« Г^Нз СЕ> ЕЗ" ЕЕЗЙ

Рис.1. Тектоническая схема восточной части Альпийского складчатого пояса (Славин, 1976).

1 - краевые альпийские и неотектонические прогибы; 2 - позднеальпийские складчатые области (а - геосинклинали, б - геоантиклинальные системы, поднятия фундамента); 3 - позднекиммерийские и раннеальпийские складчатые области (а - геосинклинали, б - геоантиклинальные системы, поднятия фундамента); 4 - раннекиммерийские складчатые области; 5 - герцинские складчатые области; 6 - области байкальской складчатости; 7 - области добайкальсхой складчатости; 8 - Индийский щит, 9 - офиолиты, меланж; 10 -гипербазиты; 11 - линеаменты; 12 - главнейшие разломы; 13 - государственная граница Афганистана с Таджикистаном.

Сегменты: I - Туркмено-Иранский; П - Афгано-Пакистанский; Ш - Памиро-Кашмирский.

пояса". В Афгано-Южиопамирской складчатой области завершение ранних циклов геосинклинального развития во времени было сопряжено с проявлениями докембрийских (беломорского и карельского) циклов регионального метаморфизма.

Срединные массивы, хотя и являются самостоятельными тектоническими структурами, входят в состав геосинклинально-складчатых систем. В данном случае Нуристан-Памирский срединный массив является частью Афгано-Южнопамирской киммерийской складчатой области (рис. 2), совместно с которой формировался на протяжении длительного периода времени - от докембрия по кайнозой.

Срединный массив образован серией тектонических блоков, сложенных докембрийскими метаморфическими комплексами, местами перекрытыми

чехлом более молодых пород. Блоки, различаясь между собой составом и возрастом пород дометаморфического субстрата, интенсивностью их метаморфизма и структурным планом, тем не менее, объединяются сходной минерагенией, не характерной для структурно-формационных зон фанерозойских складчатых областей. Тектонические блоки по возрасту пород дометаморфического субстрата разделяются на архейские и нижнепротерозойские (рис. 2).

Архейские блоки - Бадахшанский, Хорогский и Шахдаринский, пространственно тесно сближены. Они сложены наиболее древними породами, образующими так называемое "древнее темя Высокой Азии" - реликт структур беломорской консолидации (Геология и ..., 1980).

Бадахшанский блок. В пределах Бадахшанского блока (рис. 2) объединяются два, ранее считавшиеся самостоятельными, блока: Южнобадахшанский, расположенный на территории Афганистана, и Горанский, примыкающий к нему с востока, со стороны Таджикистана. Граница между ними, как и контакт между слагающими их архейскими метаморфическими сериями, соответственно, сарысангской и горанской, весьма условна. Она проводится вдоль границы между указанными государствами, географически выраженной меридиональным участком русла р.Пяндж. Обе серии аналогичны по составу пород, их возрасту и степени метаморфизма. Только к этим сериям приурочены уникальные месторождения лазурита и благородной шпинели. Серия Сарысанг местами согласно перекрывается серией Кохелал, считающейся аналогом шахдаринской серии ЮЗ Памира. В этой ситуации видимая мощность метаморфических серий, слагающих Бадахшанский блок, уменьшается с запада на восток от 6700-8600 (суммарная мощность серий Сарысанг и Кохелал) до 4000 м (мощность горанской серии). Метаморфические породы упомянутых серий насыщены сравнительно небольшими пласто- и линзообразными телами гнейсо-гранитов, гнейсо-плагиогранитов, аплитов и пегматитов, наряду с которыми отмечаются более редкие тела метабазитов. Блок имеет одноэтажное строение. Его границы повсеместно тектонические, местами "проплавленные" более молодыми гранитами (рис. 2).

Хорогский блок представляет собой тектоническую пластину ССЗ простирания, сложенную одноименным ортокомплексом (рис. 2) В его составе преобладают амфиболовые (± гранат, биотит, пироксен) гнейсы и мигматиты с будинированными телами двупироксен-гранат-амфиболовых сланцев, амфиболитов, метагипербазитов и эклогитоподобных пород с линзовидными телами чарнокитов. Ширина пластины от 1 км на северо-западе до 12 км на юго-востоке. Она отделяет Бадахшанский блок на западе от Шахдаринского на востоке. Хорогский блок налегает с востока на Бадахшанский вдоль пологой поверхности одного из самых древних в районе надвигов. Фрагменты последнего в виде небольших останцов пород ортокомплекса залегают на различных горизонтах горанской серии. Данный блок, в свою очередь перекрыт надвинутым на него с востока Шахдаринским блоком.

Рис.2. Тектоническая карта Афгано-Южнопамирской складчатой области.

Составлена по материалам Б.П.Бархатова, В.И.Буданова, К.Т.Будановой, Н.Г.Власова, Ш.Ш.Деникаева, В.И.Дронова, М.С.Дюфура, И.М.Сборщикова, В И.Славина, К.Ф.Стажило-Алексеева, В.П.Феоктистова, Э.С.Чернера и Других. Структурно-формационные комплексы: 1-5 - добайкальской консолидации (Нуристан-Памирский срединный массив): 1 - горанская и сарысангская серии (АН), 2 - шахдаринская серия (АД), 3 - хорогский ортокомплекс (АЯ), 4 -аличурская и шипадская серии (РЯ|), 5 - музкольская и нуристанская серии (РИО. б - протоплатформенного чехла (Я?). 7-8 - парагеосинклинальный, южнопамирский (С-.1): 7 - терригенный (С-Т), 8 - терригешо-кремнисто-карбонатный (С-Д). 9 - парагеосинклинальный, терригенно-карбонатный, центральнопамирский (е-Р). 10-12 - орогенный (Р): 10 - вулканогенный, 11 -гранитоиды авто- и параавтохтонные, 12 - гранитоиды аллохтонные. 13 - Афгано-Северопамирская герцинская складчатая область. 14 - Сулейман-Киртарская альпийская складчатая область. 15 - эпигерцинский платформенный чехол (Афгано-Таджикская впадина). 16-20 складчатые и разрывные нарушения. 16 -антиклинали (антиклинории), 17 - синклинали (синклинории), 18 - направление

погружения складок, 19 - разрывные нарушения, разделяющие складчатые области, 20- прочие разрывные нарушения. 21 - предполагаемые геологические границы. 22 - тектонические блоки Нуристан-Памирского срединного массива: 1 - Нуристанский, 2 - Бадахшанский, 3 - Хорогский, 4 - Шахдаринский, 5 -Аличурский, 6 - Шипадский, 7 - Сарымулинский, 8 - Шатпутский. 23 -глубинные разломы: 1 - Герируд-Акбайтальский, 2 - Рушанско-Пшартский, 3 -Южнопамирский, 4 - Ташкупрук-Кунарский, 5 - Альтимурский, 6 - Мукур-Чаманский. 24 - государственные границы. 25 - Контур изучаемой области на врезке.

Шахдаринский блок расположен между Хорогским на западе и Аличурским блоком на востоке (рис. 2). Границы блока повсеместно тектонические. Западная проводится по Даршайскому, а восточная и северная -вдоль Мац-Кокбайского надвигам. Простирание последнего меняется от субмеридионального на востоке до субширотного на севере. К области стыка Шахдаринского блока с Аличурским приурочен Памирско-Шугнанский межформационный массив альпийских гранитов. Южную границу блока трассирует Южнопамирский разлом, отделяющий его от карбон-триасовых отложений Юго-Восточного Памира.

Шахдаринский блок имеет одноэтажное строение. Он образован полиметаморфическими и полифациальными образованиями одноименной серии мощностью 5300-6000 м. Она сложена биотитовыми гнейсами и мигматитами, высокоглиноземистыми гнейсами и сланцами, амфиболитами, амфиболовыми и пироксеновыми гнейсами, доломит-кальцитовыми мраморами и кальцифирами. Второй структурный этаж блока сохранился фрагментарно в виде небольших фрагментов - останцов кровли Шугнанского массива гранитов памирско-шугнанского комплекса (рис. 13). Эти останцы сложены монометаморфическими образованиями метатерригенного состава, принадлежащих немацдаринской свите (С?). Ультраметаморфические образования блока представлены архейскими гнейсо-гранитами (зугвандский комплекс) и альпийскими (Р) гранитами (памирско-шугнанский комплекс). Последние образуют крупное конформное плитообразное тело, приуроченное к северной окраине блока.

Бадахшанский, Хорогский и Шахдаринский блоки сложены наиболее древними в данной области полиметаморфическими и полифациальными образованиями, образующими цоколь Нуристан-Памирского срединного массива. Данная структура характеризуется сложным и неоднородным строением, особенности которой определяются сочетанием сравнительно простых пологих складок, измеряемых единицами и первыми десятками километров. Среди них выделяются изоклинальные складки, складки течения, волочения, мелкой плойчатости и т.д. Они подчиняются двум направлениям структурного плана: субширотному и субмеридианальному. Субширотная ориентировка складчатости характерна для Шахдаринского блока, а субмеридианальная - для Бадахшанского (рис. 2). Граница между блоками с различной ориентировкой складчатых форм проводится по Даршайскому разлому. В пределах Шахдаринского блока главной складчатой структурой

является Ваханская антиклиналь, шарнир которой в субширотном направлении прослеживается на несколько десятков км. Северное крыло этой структуры испытывает перегиб и переходит в не менее крупную Шугнанскую синклиналь. Эти структуры В.И. Буданов (1993) именует, соответственно, анти- и синформами. Большую часть последней выполняют граниты Памирско-Шугнанского плутона, подошвой которого служит южное крыло этой складки, а кровлей - ее северное крыло. Эти структуры обладают сравнительно простым строением. Они асимметричны, с крутыми южными и пологими северными крыльями, с общим опрокидыванием к югу и погружением на восток. Крылья складок усложняются волнообразными перегибами, а также более мелкой складчатостью II и III порядков. Среди последних отмечаются и изоклинальные складки протяженностью в десятки реже сотни метров. В этих складках, на участках мигматизации и гранитизации А.Г.Давыдченко (1964) отмечает развитие более мелкой складчатости, вплоть до плойчатости. Для них характерно отсутствие определенного плана, значительное перемещение материала из крыльев в замки складок, т.е. обычные признаки складок течения.

Структурный план Бадахшанского блока определяют складчатые формы меридионального простирания. Среди них преобладают пологие брахиформные антиклинали, которые в сочетании с осложняющими их более мелкими складками, простирание которых отклоняется как к северо-западу, так и к северо-востоку, создают в своей совокупности куполовидную сводообразную структуру общую для Горанской и Южнобадахшанской частей блока. Она именуется Абхарвской антиклиналью (Бархатов, 1963) или Шахдаринской антиформой (Буданов, 1993). Шарнир данной структуры прослеживается с юга на север по правому борту р.Пяндж вдоль западного склона Ишкашимского хребта. Углы падения пород в крыльях этой структуры и усложняющих ее складок варьируют от 15-20 до 50°. На левом берегу Пянджа западное крыло Абхарвской антиклинали осложнено системой складок более мелкого порядка, длиной до первых десятков км, с размахом крыльев до 1 км и более. В синклинальных перегибах этих складок обнажаются метаморфиты серии Кохелал. Меридиональные макроструктуры осложнены мелкой изоклинальной складчатостью, которая, в свою очередь, осложняется структурами течения, волочения, будинажа, субгоризонтального тектонического расслоения и т.п.

Разрывные нарушения условно разделяются на древние, докембрийские, и молодые - киммерийско-альпийские. Первые представлены дугообразными надвигами субмеридиональной ориентировки, выраженными мощными до 200 м и протяженными до ста км зонами бластомилонитов. Последние представлены тонко перетертой алевролитоподобной породой метаморфизованной в фации дистеновых сланцев, в связи со вторым циклом докембрийского метаморфизма (Буданова, Буданов, 1983). Типичными представителями разломов данной возрастной группы являются Даршайский и Мац-Кокбайский надвиги. Вдоль первого из них Хорогский блок полого, с востока на запад, надвинут на Бадахшанский. Фрагменты этого покрова-надвига в виде небольших останцов метамагматических пород хорогского ортокомплекса, сохранились на водоразделе Ишкашимского хребта. Здесь они

налегают на различные части горанской серии. Мац-Кокбайский разлом отделяет Шахдаринский блок от Аличурского. На большей части своего протяжения, поверхность разлома "проплавлена" молодыми гранитоидами. На участках, где она обнажается наблюдается надвигание Аличурского блока на Шахдаринский. Докембрийские разрывные нарушения, Даршайский и Мац-Кокбайский надвиги, по падению своих поверхностей ориентированы на восток.

Среди молодых нарушений преобладают сбросы и взбросы субмеридионального, субширотного и северо-восточного направления, субпараллельные и секущие по отношению к простиранию складчатых структур. Секущие разрывы нередко сопровождаются сдвиговыми перемещениями.

Структурный план Шахдаринского блока определяют складчатые структуры широтного простирания, которому подчинены и породы верхнего структурного этажа.

Таким образом, Шахдаринский блок от Бадахшанского, помимо общей ориентировки складчатых структур, отличают: 1) состав первичных терригено-карбонатных пород; 2) значительно меньший объем в составе серии карбонатных пород, представленных доломит-кальцитовыми мраморами; 3) наличие фрагментов II структурного этажа; 4) широкое площадное развитие высокоглиноземистых гранитов памирско-шугнанского комплекса (Р).

Нижнепротерозойские тектонические блоки: Нуристанский, Аличурский, Шипадский, Сарымулинский и Шатпутский, также как и архейские, сложены полиметаморфическими и полифациальными образованиями, объединенными в составе одноименных (первые три блока) и музкольской (остальные два) серии (РЯ|). Нуристанский и Аличурский пространственно сближены с блоками, сложенными архейскими сериями, совместно с которыми образуют Нуристан-Памирский срединный массив (рис. 2). Фрагментами последнего являются три остальных блока, обнажающиеся в зоне Центрального Памира.

Нуристанский блок расположен целиком на территории Афганистана (рис. 2). В плане он имеет форму сужающегося на северо-восток прямоугольника протяженностью более 350 км при максимальной ширине до 75-125 км. Нуристанский блок образует юго-западный фланг Нуристан-Памирского срединного массива, примыкая с юга и юго-востока к Бадахшанскому блоку. Граница с последним тектоническая. На Юго-Западном Памире она проводится по Южнопамирскому разлому, который на территории Афганистана переходит в систему разломов Зебак-Панджшер. Юго-западная и юго-восточная границы блока со структурами альпийской Сулейман-Киртарской складчатой области также тектонические и проходят, соответственно, по разломам Альтимур и Кунар (рис. 2). Оба эти разлома, по сравнению с другими пограничными разломами Нуристан-Памирского срединного массива, являются более глубинными, поскольку в области алытид к ним приурочены интрузии палеогеновых гипербазитов.

Нуристанский блок имеет двухэтажное строение (рис. 2). Его нижний этаж, основание блока, слагают полиметаморфические образования одноименной

серии мощностью 8300-10800 м. Верхний этаж, чехол блока, слагают карбон-триасовые монометаморфические образования мощностью до 3950-4600 м. Они представлены различными кристаллическими сланцами с горизонтами мраморов и мраморизованных известняков. Аналогами этих отложений на ЮЗ Памире является немацдаринская свита. На породах нижнего этажа эти отложения залегают трансгрессивно, с резким угловым несогласием. Современные контакты между ними либо тектонические, либо "проплавлены" молодыми гранитами. Ультраметаморфические образования представлены гранитоидами, объединенными в составе комплексов Панджшер (РЯО и Лагман (Р). Гранитоиды комплекса Лагман в породах нижнего этажа образуют пластообразный массив со сложной конфигурацией контактов, обилием останцов кровли вмещающих пород (рис. 11). Он сопровождается многочисленными сателлитами, присутствующими также и в породах II структурного этажа. Суммарная площадь обнаженной части массива гранитов составляет не менее половины площади распространения нуристанской серии.

Структурный план Нуристанского блока в целом определяет линейная складчатость северо-восточного простирания, характерная как для нижнего, так и для верхнего структурных этажей (рис. 2).

Породы нижнего этажа собраны в систему крупных линейных складок с размахом крыльев до первых км, длиной до первых десятков км, с углами падения крыльев 30-80°. Крупные складки осложнены более мелкой складчатостью различных порядков, вплоть до плойчатости, структур течения, будинаж-структур. Складки I и II этажей ориентированы субпараллельно. Крутизна крыльев складок II этажа примерно такая же, а их размеры определяются размерами сохранившихся от денудации пород. Обширные площади последних нередко имеют моноклинальное строение. В пределах наиболее эродированной юго-западной половины блока породы II структурного этажа распространены незначительно. Здесь они сохранились в виде ксенолитов - останцов кровли массивов молодых гранитоидов или же в продольных грабенообразных структурах, наложенных на породы нижнего этажа. В направлении на северо-восток размеры площадей, сложенных этими породами заметно увеличиваются и они постепенно, через Ваханский коридор, переходят на территорию Юго-Восточного Памира.

Разрывные нарушения Нуристанского блока представлены сбросами и взбросами СВ простирания, субсогласными или кососекущими по отношению к общему структурному плану блока. Нередко они сопровождаются сдвиговыми перемещениями. Вертикальные амплитуды сбросов и взбросов, видимо, значительны, поскольку вдоль них выведены на один уровень породы нижнего и верхнего структурных этажей. Последние в наиболее эродированной части блока сохранились, как уже отмечено выше, в небольших грабенообразных структурах, образованных системами субпараллельных разломов СВ простирания. Отмечаются также структуры типа односторонних грабенов, в которых одно крыло ограничено разломом, а второе, ему параллельное, проплавлено молодыми гранитоидами. В контурах грабенообразных структур

фрагменты этих пород залегают в виде мелких антиклиналей, синклиналей или моноклиналей.

Аличурский блок расположен в области стыка древней глыбы Нуристан-Памирского срединного массива с зоной Юго-Восточного Памира (рис. 2). Границы блока нечеткие, поскольку к ним как с востока, так и с запада тяготеют крупные очень прихотливые по форме массивы гранитов (К-Р). С Юго-Восточным Памиром она проводится по Гунт-Аличурскому и Зоркульскому разломам, а с Шахдаринским блоком - по Мац-Кокбайскому. Аличурский блок сложен одноименной метаморфической серией РЯ|, мощностью ~ 6000 м, вмещающей массивы молодых автохтонных, параавтохтонных и аллохтонных гранитоидов, составляющих в совокупности более половины площади блока. В составе аличурской серии, исключая ее существенно мраморную марджанайскую свиту (150-800 м), существенный удельный вес принадлежит (Буданова, 1991) мигматитам, составляющим от 60% (лянгарская, рамаифская свиты) до 100% (звордаринская) ее объема. Структурный план блока не расшифрован.

Шипадский, Сарымулинский и Шатпутский блоки расположены в зоне Центрального Памира, где цепочкой прерывистых выходов прослеживаются через всю его территорию (рис. 2). Они обнажаются в ядрах Ванч-Язгулемского (Шипадский блок) и Музкол-Рангкульского (остальные два блока) антиклинориев. Эти структуры находятся, соответственно, на западном и восточном флангах Центрального Памира. Контакты докембрийских пород с окружающими их более молодыми (РХ и М2), слабо метаморфизованными породами повсеместно тектонические (Бархатов, 1963; Пашков, 1964).

Шипадский блок состоит из двух частей: собственно Шипадского, сложенного одноименной метаморфической серией (РЯО и его протоплатформенного чехла, сложенного ванч-язгулемской серией (Я). В составе шипадской серии (неполная мощность около 1000 м) преобладают интенсивно мигматизированные гнейсы, чередующиеся с кристаллическими сланцами, кварцитами, мраморами. Породы обильно насыщены линзо- и пластообразными залежами гнейсо-гранитов и гранитов. Ванч-язгулемская серия (мощностью около 4000 м) сложена преимущественно полевошпат-кварцевыми песчаниками, кварцитовидными песчаниками, разделенными в средней части разреза толщей мраморизованных известняков. В обеих частях блока распространены гранитоиды ванч-язгулемского комплекса (Р).

Контакты между блоком и его чехлом повсеместно тектонические и проводятся вдоль разлома СВ простирания (рис. 2).

Сарымулинский и Шатпутский блоки. Эти два блока сложены породами музкольской метаморфической серии РШь Они являются частями единого массива, разделенного в средней части перемычкой палеозойских отложений шириной до 5 км на две половины: западную - Сарымулинскую и восточную -Шатпутскую (рис. 2). Сарымулинский блок имеет вид широтно вытянутой полосы длиной 90 км, шириной - до 10-12 км, резко суживающейся на флангах. Шатпутский блок, на территории Таджикистана имеет форму субширотно ориентированного овала 55x15-20 км (рис.2). Восточнее, на территории Китая,

простирание блока меняется на юго-восточное, где он прослеживается еще на 100 км.

Музкольская метаморфическая серия сложена гнейсами и мигматитами, переслаивающимися с мраморами, кальцифирами, кристаллическими сланцами, амфиболитами, метапесчаниками общей мощностью до 6000 м. В контурах блоков широко распространены интрузивные породы докембрийского и палеогенового возраста. Первые представлены сравнительно небольшими согласными реже секущими телами базит-гипербазитового (кукуртский комплекс) и гранитоидного (зорбурулюкский) состава, а вторые -лейкократовыми гранитами шатпутского комплекса. Наибольшим распространением последние пользуются в Шатпутском блоке, где ими сложен довольно крупный массив, приуроченный к ядру термальной антиклинали.

Структурный план обоих блоков определяют системы антиклинальных складок субширотного простирания с погружающимися навстречу друг другу шарнирами (рис. 2). Наиболее крупные складки, Шатпутская и Сарымулинская антиклинали, характеризуются широкими и пологими сводами и более крутыми крыльями, углы падения которых варьируют от 20-40 до 50-70°. Осложняющие их более мелкие складки бывают опрокинутыми как к северу, так и к югу. Своды многих антиклиналей "проплавлены" гранитоидами, наиболее крупные тела которых (до 35x10 км) обнажаются в более эродированном Шатпутском блоке. Гранитоиды в сводах антиклиналей являются своеобразными центрами метаморфической зональности. От них в направлении к периферии степень метаморфизма пород изменяется от амфиболитовой фации до эпидот-амфиболитовой и далее к зеленосланцевой в палеозойских породах обрамления.

Второе защищаемое положение. Изменение Р-Т условий метаморфизма от гранулитовой до зеленосланцевой фаций, чередование в разрезе НЮМП пелитов, высокоглиноземистых пелитов, эффузивов средне-основного состава и эвапоритов обусловили образование многочисленных типов месторождений. Эти признаки положены в основу генетической классификация месторождений драгоценных камней НЮМП.

Классификация месторождений драгоценных камней (табл. 1) разработана с учетом основных положений известных классификаций метаморфогенных полезных ископаемых (Белевцев и др., 1972; Добрецов, 1975; Соколов и др., 1975; 1992) на базе конкретного фактического материала. Ее основу составляет следующее.

1. Основной классификационной единицей является камнесамоцветная формация, равноценная рангу "рудная формация" в понимании В. А. Кузнецова, P.M. Константинова и др. Она определяется как группа месторождений самоцветов со сходными по составу, устойчивыми минеральными ассоциациями, принадлежащими одному генетическому классу (подклассу) и образовавшихся в близких геологических и физико-химических условиях. Название формации дается по ведущему самоцвету (лазуритовая, пптинелевая, хрусталеносная, как это принято в классификации Ю.М.Соколова); по ведущему самоцвету и характерному для него парагенезису минералов (рубин-

Таблица 1

Классификация метаморфогенных месторождений самоцветов Нуристан-Южнопамирской минерагенической

провинции

Генетические подразделения Камнесамоцветные формации Месторождения

Серия Класс Подкласс

Кордиерит-метапелитовая Джамиля, Бель-Альма, Кордиеритовое

Кианит-метапелитовая Кианитовое, Кианит-1, Кианит-2

Метапели- Альмандин-метапелитовая Пачиграмское, Альмандиновое, Харав

8 в* 3 * товый Рубин-сапфир-метапелитовая Очковое, Архарье, Шатпут-ашу

8 Рубин-карбонатная Джегдаллек, Дальнее, Зирпарчов, Снежное, Трика, Корунд-1, Надежда, Аленушка, Травянистое, Лагерное, Глория, Яхонт

1 1 1 Метапелит- Лазуритовая Сарысанг, Ляджвар-дара, Гарон-дара, Даршай

о. § » I § Й » эвапори-товый Шпинелевая Кухи-лал

Магнези- Рубин-плагиоклазовая Верхний Авдж, Ишкашим, Биджунт, Мария

а вО К ально-скар-новый Сапфнр-ш1агиоклазовая Стаж, Среднй-Нижний Авдж, Сумджин, Яхшволь, Вез-дара, Ямчун

Изумрудно-гипербазитовая Бадель, Чавки

Палинген- Кунцитовая Кулам, Дараи-Пич, Нилау, Кантива, Джаба

В » § О но-метасо-матический Аквамариновая Даршай-А, Хег-дара, Будум, Шах-дара, Биджунт-А, Пиш, Синяя Птица

я Я 1 я I (миароло-вых пегматитов) Топазовая Мика, Малыш, Полихромвое, Амазонитовое, Пегматит-3 (Топазовое), Верхнее, Перевальное

1 € 2 Гидротер-мально-ме- Хрусталеносная (кварцево-жильная) Центрально-памирский хрусталеносный пояс (25 месторождений, 195 проявлений)

8 таморфи- Скаполитовая Черногорское, Скаполит-3, Сиреневое, Редкое

£ ческий Изумрудно-карбонатно-кварцевая Панджшер, Капггыга

плагиоклазовая, изумрудно-карбонатно-кварцевая); по ведущему самоцвету и материнской породе дометаморфического субстрата, за счет которой он образован (рубин-метапелитовая и др.). Особого пояснения требует выделение формаций самоцветов миароловых пегматитов, о чем подробнее будет сказано ниже.

2. Камнесамоцветные формации разделены на две генетические серии: метаморфическую и ультраметаморфическую, которые далее разделяются на классы и подклассы (табл. 1).

3. Метаморфическая серия объединяет месторождения самоцветов, источники вещества которых были заключены в разрезах первично-осадочных толщ, т.е. пород докембрийского субстрата. Мобилизация, концентрация и дифференциация этого вещества обусловлены процессами, связанными с прогрессивной или регрессивной ветвями регионального метаморфизма. В этом процессе ультраметаморфизм, в форме анатексиса, проявился в сравнительно небольшом объеме, ограниченном формированием мигматитов, жильных тел гранит-аплитов, гранит-пегматитов и мелких массивов мигматит-гранитов.

Метаморфическая серия разделена на два класса: прометаморфический и ортометаморфический.

Прометаморфический класс (параметаморфический по Н.Л.Добрецову) объединяет самоцветы, образовавшиеся на прогрессивной стадии регионального метаморфизма в результате метаморфической перекристаллизации первично-осадочного вещества в изохимическом режиме. Наиболее выразительным примером месторождений этого класса является Кордиеритовое (рис. 3), в котором кордиерит-кварцевые залежи (рис. 4) контролируются литологическими неоднородностями. По природе и вещественному составу первичного вещества данный класс определяется как метаосадочный, точнее метапелитовый. В его составе объединяются также рубин, альмандин и кианитсодержащие метапелитовые формации. К этому подклассу относится и рубин-карбонатная формация, в составе которой порфиробласты рубина образованы таким же путем как и в рубин-метапелитовой, т.е. за счет перекристаллизации глинистого вещества, расслаивающего пласты карбонатных пород.

Главным признаком, объединяющим перечисленные формации в рамках данного класса является то, что все они образованы в результате метаморфического преобразования первично-осадочных пород, которые относятся (Добрецов и др., 1970) к классу глиноземистых недосыщенных 5Ю2 метапелитов, в составе которых А1203 > 2Ка20 + 2К20 + СаО. Такие породы, высокоглиноземистые гнейсы и кристаллические сланцы с содержанием А12Оз до 18-20%, широко распространены практически во всех свитах метаморфических серий, составляя в сумме до 10% их объема (Буданова, 1991). Соответственно с этим формации метапелитового типа отмечаются в породах и архейских и нижнепротерозойских серий. В тоже время, наиболее интересные в промышленном отношении месторождения рубин-карбонатной формации сосредоточены в нижнепротерозойских нуристанской и музкольской сериях, а кордиерит-метапелитовой - только в музкольской (рис. 12).

Рис.3. Геологический план месторождения кордиерита Кордиерптовое (производственный отчет Скригитель и др., 1986) с дополнениями автора.

1 - мраморы. 2 - гранито-гнейсы. 3 - гнейсы кордиеритсодержащие. 4 -кордиерит-кварцевые залежи. 5 - гнейсы.

Рис.4. Кристалл (А) и желвак (Б) кордиерита с месторождения Джамиля.

1 - кварц крупнозернистый, 2 - кордиернт синий, 3 - хлорит-серицитовые каймы.

Метапелитовые формации самоцветов являются продуктами метаморфической перекристаллизации высокоглиноземистых,

высокоглиноземисто-магнезиальных и других пелитов, залегавших в виде пластов, прослоев, линзовидных скоплений и желваков в терригенных и терригенно-карбонатных толщах (рис. 3,4). Высокие содержания в рубинсодержащих породах глинозема, а также элементов-хромофоров - "Л, Сг, V, подтверждает тезис об апоосадочном источнике вещества для самоцветов данного класса (табл. 2). Пространство для роста кристаллов (иногда крупных, рис. 4А, 5А) самоцветов могло создаваться за счет уменьшения объема глинистого вещества, обусловленное потерей воды, летучих компонентов и органики, а также более мелких кристаллических решеток новообразованных минералов.

Рис.5. Взаимоотношения двух генераций рубина с окружающими их минералами месторождения Архарье.

А - порфиробласты рубина в плагиоклазовой "рубашке". Б -микроскопические выделения: I - симплектитовые вростки корунда в плагиоклазе, П - зерно корунда с мусковитовой каймой в калишпате, Ш -пойкилитовое включение калишпата в плагиоклазе с симплектитами корунда и мусковита.

Однородный в минеральном и структурном отношении состав вмещающих самоцветы пород (отсутствие зональности и др. признаки) свидетельствуют об изохимическом режиме метаморфизма. Образование реакционных кайм вокруг рубина (рис. 5) может, в какой-то мере, указывать на то, что они формировались под воздействием полициклического метаморфизма.

Большинство самоцветов прометаморфического класса, как и вмещающие их породы, формировались в Р-Т параметрах, соответствующих фациям дистеновых гнейсов (С 2) и дистеновых сланцев (С3), в связи со вторым тектоно-метаморфическим циклом.

Самоцветы прометаморфического класса известны во многих странах мира, где они встречаются на площадях, сложенных докембрийскими мраморно-гнейсово-кристаллосланцевыми толщами амфиболитовой и гранулитовой фаций метаморфизма. Промышленное значение месторождений метапелитовых формаций (рубина, сапфира, альмандина и др.) невелико, но они являются источником небольших промышленных россыпей этих самоцветов. Последние известны в Шри-Ланке, Индии, Мьянме, Мадагаскаре, Танзании, США.

Геолого-промышленным аналогом рубин-карбонатной формации являются уникальные месторождения рубина и сапфира в кальцитовых мраморах, переслаивающихся с высокоглиноземистыми гнейсами Могокского рубиноносного района Северной Мьянмы. Коренные месторождения этого района послужили источником богатых россыпей самоцветов. Ортометаморфическоий класс (синметаморфический по Н.Л. Добрецову) разделен на два подкласса: метапелит-эвапоритовый и магнезильно-скарновый (табл. 1). К первому подклассу относятся лазуритовая и шпинелевая формации. Формирование месторождений этих самоцветов представляет сложную, неоднозначно решаемую и весьма спорную проблему. Автор разделяет в этом вопросе позицию К.Т. Будановой, М.А. Лицарева, Д.П. Сердюченко, П.П. Смолина и других о том, что исходным веществом для их образования послужили первично-осадочные отложения эвапоритовых формациий. Они представлены толщей неравномерно чередующихся слоев карбонатных (магнезито-доломитовых), сульфатно-карбонатных (гипсово-доломитовых) и соленосных (натриево-сульфатных) групп осадков. Образование месторождений данного подкласса является результатом сложного, многоэтапного процесса. В его основе лежит глубокое метаморфическое, палингенно-анатектическое и гидротермально-метасоматическое

преобразование перечисленных выше хемогенных осадков. Этот процесс связан с первым (АЯ) - гранулитовым циклом регионального метаморфизма. Р-Т условия этого цикла варьировали от гранулитовой фации повышенных давлений и относительно низких температур (Р = 9-10 кбар, Т = 750°С) до высокотемпературной гранулитовой - Р = 8-9 кбар, Т = 800-900°С (Буданов, Буданова, 1981).

Магнезиально-скарновый подкласс объединяет месторождения самоцветов, образованных в результате диффузионного биметасоматоза, протекавшего в контактах между высокомагнезиальными (магнезитовые и доломитовые мраморы, метагипербазиты) и силикатными (метатерригенные

Таблица 2

Химические составы горных пород с рубином рубин-метапелитовой (1 -3) и рубин-карбонатной (4-5) формаций

прометаморфического класса

81С>2 ТЮ2 АЪОз РегОз РеО СаО к2о ИазО Р2О5 в ССЪ н2о П.ПЛ1 СггОз у2о5 Р

1 49.40 2.32 27.48 3.13 2.16 1.00 2.66 6.80 3.4 0.08 0.07 0.08 0.03 1.20 0.05 0.09 н.о.

2 50.20 1.38 21.81 6.39 4.32 0.96 1.96 8.20 2.9 0.07 0.22 0.13 0.11 1.10 0.02 0.04 н.о.

3 30.59 5.33 29.86 11.98 9.12 2 74 0.84 5.65 0.27 0.06 0.02 н.о. 0.40 2.83 н.о. н.о. н.о.

4 26.18 8.80 31.10 10.60 0.94 10.81 2.40 2.95 0.31 0.16 н.о. н.о. 0.18 5.10 0.04 0.23 0.18

5 26.80 1.50 25.15 1.56 1.08 18.23 11.10 3.92 0.48 0.04 н.о. н.о. 0.20 9.00 0.19 0.68 0.33

Примечание. 1,2 - месторождение Архарье (двуслюдяные, двуполевошпатовые гнейсы с силлиманитом и кианитом, акцессории: графит, сфен, рутил); 3 - месторождение Очковое (слюдит: биотит + мусковит + рутил + пирит + магнетит + шерл); 4,5 - месторождение Лянгар: 4 - флогопит (50-60%) + корунд (15-20%) + пирит (5%) + рутил (15-20%) + турмалин, амфибол (5%); 5 - амфибол (60-70%) + корунд (15-20%) + флогопит, турмалин, пирит, рутил (10-15%). н.о. - не определялось.

гнейсы и мигматиты, гранит-аплиты, гранит-пегматиты) породами. В этой обстановке, в Р-Т условиях гранулитовой фации метаморфизма (I тектоно-метаморфический цикл, АЛ), были сформированы месторождения рубин- и сапфир-плагиоклазовой формаций. Для этой группы формаций характерны метасоматические залежи концентрически-зонального строения, в которых порфиробласты самоцветов приурочены к метасоматическим зонам определенного минерального (рис. 6,7) и химического (табл. 3,4) состава.

Преобразование первично-осадочных пород контактирующих сред в метаморфические образования (мраморы, гнейсы, мигматиты и т.п.) происходило на прогрессивной стадии гранулитовой фации метаморфизма, а формирование рубин- и сапфирсодержащих зональных магнезиальных скарнов - на его регрессивной постмигматитовой стадии. Заметим, что первично-осадочные магнезиты и доломиты являются надежными индикаторами эвапоритовых условий седиментации.

Таким образом, источниками вещества самоцветов обоих подклассов ортометаморфического класса послужили первично-осадочные отложения эвапоритового типа. Преобразование этого вещества в шпинельсодержащие гипермагнезиальные скарноиды и частично лазуритовые залежи, очевидно, происходило в течение прогрессивной стадии гранулитового этапа метаморфизма, а рубин- и сапфирсодержащих зональных магнезиальных скарнов - на его регрессивной стадии. Определенные черты сходства метапелит-эвапоритовых и метапелитовых месторождений очевидны, но различия их по многим показателям столь разительны, что объединить их в рамках одного генетического класса было бы неправильным.

3

А

5

6

Рис.6, Фрагмент сапфироносиой залежи в доломитах с месторождения Вез-дара.

1 - плагиоклазиты. 2 - сапфир. За - флогопит, 36 - флогопитовая зона вне масштаба. 4, 5 - зоны: 4 - бесцветного диопсида, 5 - кальцит-форстерятовая. 6 - доломитовый мрамор.

Рис. 7. Фрагмент рубиноноспой залежи в доломитах с месторождения Биджуит.

1-4 - метасоматические зоны: 1 - рубин-шпинель-плагиоклазовая, 2 -амфиболовая, 3 - флогопитовая, 4 - дедоломитизации. 5 - доломиты. Квадрат - шпинель. Кружок - рубин.

Таблица 3

Химические составы пород месторождения Ишкашим

Компонент Амфиболит 1 2 3 4 5 Магнезит

вю2 54.16 53.78 42.06 39.14

ТЮ2 1.50 2.25 2.75 1.05

А12Оз 15.29 17.15 18.65 18.05

ИегОз 5.61 1.00 0.76 -

РеО 5.25 1.73 1.00 1.80

МпО 0.16 0.02 0.02 0.02

М^ 6.19 8.54 16.44 24.40 43.74 46.17 49.16

СаО 8.91 10.40 12.47 0.59 4.41 2.42 0.00

N320 1.12 3.15 1.44 0.47

К20 0.56 0.88 1.49 8.56

Р205 0.14 0.16 0.24 0.56

П.п.п. 1.04 0.64 1.58 4.70

Н20 0.18 0.08 0.02 0.43

С02 51.85 51.41 50.84

Сумма 99.93 99.70 99.90 99.51 100.00 100.0 100.00

Г 41 13 4.4 4

Примечание. В амфиболите отмечается кварц, плагиоклаз, гранат. 1-5 -метасоматические породы: 1- плагиоклаз-амфиболовая.2 - флогопит-амфиболовая. 3 - флогопитовая. 4 - магнезит в 10 см от контакта. 5 - тоже в 25 см. {= (ре*1 + Ре+3)/(Ре+2+ Ре+Э + М8)100%.

Таблица 4

Химические составы пород месторождения Биджунт

Компонент Амфиболит 1 2 3 4 | Доломит

ЭЮз 42.60 33.11 40.84 38.20

ТЮг 1.75 1.49 1.05

А12ОЗ 18.24 54.88 19.10 19.00

РегОз 2.76 0.11

РеО 5.98 0.09 2.87 2.33

МпО 0.06 0.05

МкО 9.59 0.23 18.58 23 97 7.64 20.22

СаО 13.64 10.05 11.28 0.30 45.47 31.20

Иа20 2.02 1.28 2.45 1.17

к2о 0.96 0.11 0.64 7.11

РгО, 0.14

П.п.п. 3.13 1.60 6.37

Р 0.48 0.75

СОа 46.49 48.58

Сумма 99.60 99.86 99.38 100.25 100.00 100.00

Примечание. 1 -4 - метасоматические породы: 1 - рубин-плагиоклазовая, 2 - амфиболовая, 3 - флогопитовая, 4 - измененный доломит.

Месторождения формаций ортометаморфического класса приурочены к архейскими метаморфическим сериям: горанской, сарысангской и шахдаринской. Единичные проявления изумрудно-гипербазитовой и рубин-плагиоклазовой формаций установлены в связи с нижнепротерозойскими нуристанской и музкольской метаморфическими сериями (рис. 12).

Лазуритовые месторождения НЮМП являются уникальными представителями месторождений в силикатно-магнезиальных скарнах по (Киевленко и др., 1976). К этому геолого-промышленному типу относятся также более мелкие сравнительно немногочисленные месторождения России (Малобыстринское и Слюдянка), Чили, США, Канады, ЮАР, Индии и Мьянмы.

Месторождение Кухи-Лал по Е.Я. Киевленко и др. (1974) относится к геолого-промышленному типу месторождений в магнезиально-кальцитовых мраморах. К этому типу авторы относят также месторождения рубина и сапфира в Мьянме (Могок), Таиланде (Чантхабури) и Шри-Ланке. В них шпинель содержится в качестве сопутствующего минерала и добывается из аллювиальных и элювиально-делювиальных россыпей.

Рубин- и сапфир-плагиоклазовая формации, согласно классификации Е.Я. Киевленко и др. (1976), могут быть отнесены к типу месторождений в силикатных скарнах (точнее, в силикатных эндоскарнах). К этому типу относятся месторождения, которые как и в НЮМП, образуются в разных геологических позициях. В Мьянме (Могок), Таиланде (Чантхабури) и Индии (штат Кашмир, месторождение Сумджан) они формируются в контактах доломитовых мраморов с гнейсами, дайками гранитов, гранит-аплитов и пегматитов; на Шри-Ланке - в контактах мраморов с сиенитами; в России

(Макар-Рузь и др.), Танзании (Умба) - в контактах ультрабазитов с гранит-аплитами и пегматитами. Самоцветы добывают из россыпей, источниками которых являлись месторождения данного типа.

Ультраметаморфическая серия представлена месторождениями реометаморфнческого класса (табл. 1), которые в отличие от двух вышеописанных классов пространственно тесно связаны с альпийскими (Р) авто- и параавтохтонными гранитами, залегающими в докембрийских метаморфических породах.

Таким образом, связи камнесамоцветных формаций реометаморфнческого класса с процессами метаморфизма прослеживаются не напрямую, а через продукты ультраметаморфизма и гранитизации - магматометаморфические граниты, отражая тем самым ..." обусловленность метаморфизма и магматизма, причем магматизм более непосредственно связан с рудообразованием" (Маракушев, 1965), а в нашем случае - образованием драгоценных камней.

Таблица 5

Редкие элементы (г/т) в метаморфических сериях (0-5) и анатектических гранитах (6-10) НЮМП

№№ и Юз Сз Эп Ве В Р Бг РЬ Сг V № Со гп и

0 31 122 3 4 - 18 70 156 24 43 59 18 9 76 2

1 25 100 3 3 - 4 50 188 27 59 114 24 13 не 2

2 26 104 3 3 - 3 70 233 22 42 110 22 20 118 н.о.

3 22 101 3 5 2 22 50 н.о.

4 17 109 3 8 2 3 110 - 23 26 - 113 23 25 н.о.

5 42 130 4 4 - 5 110 286 25 68 - 35 - 143 1

6 21 196 7 6 4 7 400 3

7 111 257 11 9 5 7 510 - 80 - - - - - 4

8 60 248 5 2 5 4 680 2

9 76 220 15 10 8 5 - - 63 - - - - - 5

10 25 177 4 5 4 7 150 5

Примечание. 0- 5 - серии: 0 - горанская, 1 - шахдаринская. 2 - хорогская. 3 -музкольская. 4 - шипадская. 5 - аличурская. 6-9 - массивы гранитоидов: 6 -зорбурулюкский 7 - шугнанский. 8 - памирский. 9 - намангутский.(комплекс Лагман). 10 - шатпутский комплекс, н.о. - не определялось.

Термин "реометаморфизм" не имеет однозначного толкования. Под этим термином автор в данном случае понимает процессы мобилизации рудного и петрогенного вещества, а также летучих компонентов, которые сопутствуют и завершают этап ультраметаморфизма и связанного с ним палингенно-анатектического гранитообразования. Мобилизация вещества происходила в глубинных зонах ультраметаморфизма из огромных объемов докембрийских пород. Редкие элементы в докембрийских и альпийских гранитоидах и приблизительно такой же количественный состав в метаморфитах могут указывать на то, что их источником служили последние (табл. 5). Концентрация минералообразующего вещества осуществляется двумя путями. Первый связан с процессами дифференциации очага гранитоидной магмы, приводящими к формированию наиболее поздних лейкократовых фаций гранитоидной магмы, обогащенных редкими металлами и летучими компонентами. Благодаря последнему эти остаточные магматические расплавы приобрели способность к перемещению. Второй путь - это концентрация рудообразующих веществ в метаморфогенных флюидах, образующихся в связи с региональными метасоматическими процессами, завершающими этап ультраметаморфизма и гранитообразования.

Соответственно этим процессам, реометаморфический класс подразделяется на два подкласса: палингенно-метасоматический (миароловые пегматиты с драгоценными камнями) и гидротермально-метаморфический (хрусталеносная, скаполитовая и изумрудно-карбонатно-кварцевая формации).

Формирование месторождений самоцветов ультраметаморфической серии обусловлено процессами альпийского (Р) орогенного динамо-термального метаморфизма, проявившегося в докембрийском метаморфическом субстрате в Р-Т параметрах от эпидот-амфиболитовой до зеленосланцевой фаций.

К палингенно-метасоматическому подклассу относятся редкометальные пегматиты, характеризующиеся четко выраженными пространственными и генетическими связями с авто- и параавтохтонными гранитами альпийского (Р) тектоно-метаморфического цикла, с их наиболее поздними лейкократовыми дериватами, в наибольшей степени обогащенных летучими.

Среди широко распространенных редкометальных пегматитов предметом наших исследований являются их единичные представители - пегматиты с пустотами-занорышами, содержащие драгоценные камни (рис. 8,9). Подобные пегматиты автор, вслед за Б.М. Шмакиным и A.B. Татариновым (1975), выделяет в особую группу миароловых пегматитов с драгоценными камнями. Миароловые пегматиты различаются самоцветной индивидуальностью, обусловленной их различной геохимической специализацией и глубиной формирования. По этим признакам они разделяются на кунцитовую, аквамариновую и топазовую камнесамоцветные формации. Название формации дается по ведущему самоцвету, типоморфному для пегматитов данной геохимической специализации и глубины формирования.

Миароловые пегматиты кунцитовой формации (рис. 8) распространены в Нуристане, где редкометальные пегматиты характеризуются существенно литиевой специализацией. По совокупности данных эти пегматиты относятся,

Рис.8. Схематическая геологическая карта месторождения кунцита Кулам. Составили Л.Н. Россовский и Б.КЛюбимов:

1 — пролювиально-делювиальные отложения; 2 — габброиды раннемелового интрузивного комплекса Нилау; 3—5 — пегматит: 3 —блоковый биотит-ми кроклиновый, 4 — альбитизированный блоковый мусковит-микроклиновый, 5 — крупно- и гиганто-блоковый кварц-ми кроклиновый; б' — крупноблоковый кварц-сподуменовый агрегат; 7 — мелко- и среднезернистые агрегаты сахаровидного альбита и клевелан-дита с кварц-мусковитовым комплексом; 8 —зоны поздней минерализации: агрегаты голубого клевеландита, лепидолита, полихромного турмалина, поллуцита, сподумена, воробьевита с занорышами и крупными погребами; 9 — места находок кунцита; 10 — зона с крупнокристаллическим бериллом; 11 — контакты пегматитового тела; 12 — главные карьеры добычи кунцита; 13 — скальные обрывы

н н

и

Г Г

Л П

+ + з

ш.

10

- 12

Рис.9. Строение пегматитовой жилы и занорышей месторождения топаза Амазонитовое (Дмитриев, 1983).

1 - биотит-амфибол-скаполитовые сланцы. 2 - нефелинизиро ванные габброиды. 3 - граниты шатпутского комплекса. 4 - пегматиты графической структуры. 5 - пегматит блокового строения. 6 - кварцевое ядро. 7 - полости. 8 - амазонит. 9 - кристаллы дымчатого кварца. 10 - топаз. 11 - флогопит. 12 -глинисто-серицитовое вещество.

по А.И.Гинзбургу (1979), к формации умеренных (средних) глубин. Кунциту в этих пегматитах сопутствуют цветной турмалин, воробьевит, морганит, горный хрусталь, раухтопаз. Миароловые пегматиты аквамариновой формации характерны для ЮЗ Памира (рис.13). Здесь редкометальные пегматиты имеют, преимущественно, бериллиевую специализацию и также относятся к формации умеренных (средних) глубин. Обычными спутниками аквамарина в пегматитах этой специализации являются хризоберилл, цветной турмалин, гелиодор, раухтопаз. Топазоносные миароловые пегматиты (рис. 9) распространены на площадях, сложенных музкольской метаморфической серией. Они обладают чертами свойственными как малоглубинным хрусталеносным пегматитам, так и редкометальным пегматитам средних глубин. Топазу здесь сопутствуют цветной турмалин, воробьевит, ростерит, гамбергит, данбурит, скаполит, морион.

На примере миароловых пегматитов аквамариновой и топазовой формаций, очевидно, что их геохимическую специализацию определяют вмещающие метаморфические и ультраметаморфические образования (табл. 5).

Месторождения кунцита Кулам, Дараи-Пич и др. по многим признакам сходны с пегматитовыми месторождениями Сан-Педро, Ванденбург, Пала-Чиф и др., расположенные в районе Пала, штат Калифорния, США. Так же как и месторождения НЮМП они приурочены к массивам габбро среди гранитоидов, кровлю которых слагают метатерригенные породы амфиболитовой фации метаморфизма. Они представлены системой субпараллельных мощных и протяженных жил с частыми раздувами и пережимами с пологим до субгоризонтального залеганием. По классификации Е.Я. Киевленко и др. (1974) пегматиты с кунцитом, цветными и полихромными турмалинами относятся к типу миароловых микроклин-альбитовых пегматитов интенсивно замещенных клевеландитом и лепидолитом. Кроме того, пегматиты с кунцитом известны (Киевленко и др., 1974) в США (штаты Мэн, Коннектикут, Нью-Гемпшир, Массачусетс), Восточной Бразилии (штат Минас-Жерайс), Мадагаскаре и Северной Мьянме.

Геолого-промышленные аналоги аквамариновой и топазовой формаций описываются в литературе (Киевленко и др., 1974) совместно, хотя отмечается, что пегматиты с большим количеством аквамарина бедны топазом и наоборот. Подобный антагонизм отмечался также А.Е.Ферсманом (1962). A.C. Таланцев (1988) также указывает на "антагонизм" между бериллом и топазом в камерных пегматитах Урала. Аквамарин и топаз образуются в двух типах пегматитов. В первом, миароло—камерном микроклиновом типе пегматитов, известном в Украине (Житомирская область), России (В.Забайкалье, месторождение Адун-Чолон), США (штат Колорадо). И во втором, миароло-занорышевом микроклиновом типе, известном на восточном склоне Среднего Урала (Алабашско-Мурзинские копи), в ЮВ Забайкалье (Киберевские и Семеновские копи), Бразилии (штат Минас-Жерайс), Мадагаскаре. Для этих типов пегматитов характерны: приуроченность к древним (от AR по PZ|) гнейсово-сланцевым толщам гранулитовой, амфиболитовой и эпидот-амфиболитовой фаций метаморфизма; локализация в экзо-реже эндоконтактах гранитных

Рис.10. Фрагмент пегматитовой жилы месторождения Леденцы (а), полости с ювелирным скаполитом (б- первичные, в -вторичные) и кристаллы из полостей (г) (Дмитриев, 1983)

1 - мраморы, 2-4 - зоны пегматита: 2 - аплитовая, 3 - графическая, 4 -блоковая, 5 полости, 6 - микроклин, 7 - дымчатый кварц, 8 - скаполит, 9 -серицит-каолиновое выполнение полости.

массивов; сравнительно простой кварц-микроклиновый состав различной степени дифференцированное™; сравнительно слабая альбитизация калишпата вокруг полостей в аквамаринсодержащих пегматитах и более интенсивная в топазоносных.

Гидротермально-метаморфический подкласс (табл. 1) представлен месторождениями хрусталеносной кварцево-жильной, скаполитовой и изумрудно-карбонатно-кварцевой формациями. Для них характерны пространственные и парагенетические (временные) связи с альпийскими авто-и параавтохтонными гранитами. Важной чертой хрусталеносных и скаполитовых месторождений является их закономерная приуроченность к породам определенного состава. Для первых это полевошпат-кварцевые песчаники и кварциты, для вторых - кальцит-доломитовые мраморы (рис. 10).

Геолого-промышленными аналогами месторождений горного хрусталя НЮМП (тип безрудных хрусталеносных жил по Е.Я.Киевленко и др., 1974) наряду с крупнейшими в мире месторождениями Бразилии (Итакоре, Итаколоме, Алегре, Фаценда-Паку и др.) и Китая (Янзяолин) являются также месторождения Полярного и Южного Урала, Ю. Якутии, Альп и др. Общими особенностями месторождений данного типа являются: концентрация кварцевых жил в границах обширных хрусталеносных провинций; приуроченность к породам зеленосланцевой реже эпидот-амфиболитовой фаций метаморфизма, существенно кварцевого состава - кварцитам, кварцевым песчаникам, кристаллическим сланцам, гнейсам, гранитам; четкий контроль разрывными нарушениями; пространственные и временные связи с массивами гранитоидов.

Изумрудные месторождения Панджшера по геолого-структурной позиции, минеральному составу изумрудсодержащих жил и прожилков, околожильным изменениям вмещающих пород, а также качеству кристаллов аналогичны уникальным месторождениям Колумбии (Музо, Коскес, Чивор). По классификации (Киевленко и др., 1974) они принадлежат к геолого-промышленному типу "телетермальных жил среди осадочных пород", являющихся главным источником получения изумрудов в мире.

Месторождения самоцветов реометаморфического класса НЮМП распространены в породах гранулитовой, амфиболитовой, эпидот-амфиболитовой и зеленосланцевой фаций метаморфизма. Они, также как и самоцветы других генетических классов, связаны с метаморфическими поясами высокоградиентных режимов.

В заключение отметим, что формирование метаморфогенных месторождений самоцветов тесно связано с эволюцией тектоно-метаморфических процессов в истории геологического развития Нуристан-Южнопамирской минерагенической провинции (табл. 6).

Третье защищаемое положение. Месторождения драгоценных камней НЮМП формировались в течение трех мииерагенических эпох (беломорской, карельской и альпийской), соответствующих трем тектоно-

г-

I' • > !чЛ

М РК ,

метаморфичеким циклам, последовательно сменявшим друг друга с архея по кайнозой.

Минерагенический облик Нуристан-Южнопамирской провинции (рис. 12) формировался в течение трех минерагенических эпох: беломорской, карельской и альпийской (табл. 7). Они связаны с тремя циклами регионального метаморфизма, сопоставимыми во времени с более крупными геологическими событиями - тектоно-метаморфическими циклами (табл. 6).

Таблица 6

Тектоно-метаморфические циклы и связанные с ними камнесамоцветные

формации

Тектоно-метаморфические циклы. В скобках абсолютный возраст в млрд. лет Фации метаморфизма материнских пород Генетические классы кам-несамоцветных формаций Камнесамоцветные формации. В скобках примеры месторождений

III - альпийский (К- Р), орогенный (0.1-0.02) Эпидот-амфибо-литовая и зеленослан-цевая Реометаморфический Хрусталеносная (месторождения Цент-ральнопамирского пояса), изумрудно-кар-бонатно-кварцевая (Пандшер), Скаполитовая (Черногорское, Сиреневое, Редкое), куицитовая (Кулам, Нилау), топазовая (Мика, Малыш, Полихромное, Дорожное), аквамариновая (Даршай-А, Хегда-ра, Будум)

| Ортомета-морфический Рубин-плагиоклазовая (Мария), изумруд-но-гипербазитовая (Бадель, Чавки)

У 0 X * а ^ 1 Амфиболи-товая Промета- морфичес- кий Кордиерит-метапелитовая (Джамиля, Бель-Альма), альмандин-метапелитовая (Пачиграмское, Альмандиновое), кианит-метапелитовая (Кианитовое, Кианит-2), рубин-метапелитовая (Очковое, Архарье), рубин-карбонатная (Джегдалек, Снежное, Трика)

I - архейский (2.7-2.2) «я х и 2 1.1 8 В 1 £ в г 51л § а а ьд 1 ¡1" 8.-е-1 Орто-метаморфический Рубин-плагиоклазовая (В. Авдж, Биджунт, Ишкашим), сапфир-плагиоклазовая (Стаж, Ямчун, Вездара), лазуритовая (Сарысанг, Ляджвардара), шпинелевая (Кухи-лал)

Промета- морфичес- кий Кианит-метапелитовая (Кианит-1), альмандин-метапелитовая (Харав), рубин-карбонатная (Лянгар, Зирпарчов, Дальнее)

Беломорская минерагеническая эпоха (абсолютный возраст первого гранулитового цикла метаморфизма 2.7-2.2 млрд. лет). Самоцветы данной эпохи связаны с метаморфическими преобразованиями первично-осадочных пород архейского возраста. Эти породы, в результате, последующих циклов метаморфизма, в настоящее время определяются как полиметаморфические и полифациальные образования. В связи с этим приуроченность месторождений к архейским метаморфическим толщам еще не является критерием их одновозрастности. С наибольшей достоверностью к беломорской эпохе относятся ортометаморфические месторождения лазурита и шпинели. Это обосновывается следующим. 1) Месторождения этих самоцветов приурочены только к архейским сериям. 2) Галогенно-сульфатная первично-осадочная составляющая лазуритовых месторождений в Р-Т параметрах гранулитового метаморфизма могла быть или полностью уничтожена или же преобразована в иное минеральное вещество (минералы группы лазурита, скаполит, пирротин). 3) Благородная шпинель образовалась несколько раньше ассоциированных с ней магнезиальных скарнов и занимает в их метасоматической зональности ксеногенное положение (Литвиненко, 2003). Она парагенетически связана с гипермагнезиальными скарноидами. В разрезе последних присутствуют горизонты дистен-тальковых (так называемых "белых сланцев"). Их первично-осадочная природа определяется как галопелитовая фация эвапоритов. Эти сланцы достаточно достоверно (Буданова, 1991) относятся к высокобарическим и высокотемпературным породам гранулитовой фации метаморфизма. В этих условиях, очевидно, формировались и месторождения гипермагнезиальных скарноидов - форстерита, энстатита, талька, магнезита.

Кроме того, с данной минерагенической эпохой связано образование рубин-и сапфир-плагиоклазовой формаций в архейских сериях. Их возникновение синхронизируется с регрессивной стадией гранулитового цикла метаморфизма.

С данной минерагенической эпохой связаны также немногочисленные месторождения и проявления прометаморфического класса, представленные рубин-карбонатной, кианит- и альмандин-метапелитовой формациями локализованными а архейских метаморфических сериях (табл. 6,7).

Карельская минерагеническая эпоха (абсолютный возраст второго, амфиболитового, цикла метаморфизма 1.8-1.6 млрд. лет). Данная эпоха представлена самоцветами про- и ортометаморфического классов. К первому относятся месторождения рубин-карбонатной, а также рубин-, кордисрит-, кианит- и альмандин-метапелитовой формаций (табл. 6, 7), сосредоточеные в нуристанской и музколъской сериях (РЯ^. Они сформировались в прогрессивную стадию амфиболитовой фации метаморфизма за счет метаморфической перекристаллизации первично-осадочных пород этих серий. Второй класс представлен рубин-плагиоклазовой и изумрудно-гипербазитовой формациями. Первая приурочена к музкольской, а вторая к нуристанской сериям. Генетически они также связаны с амфиболитовым циклом регионального метаморфизма (табл. 6).

Отметим, что минерагению беломорской и карельской эпох объединяет две главные особенности. 1) Четко выраженный неметаллический профиль

Таблица 7

Минерагенические эпохи Нуристан-Южнопамирской минерагеиической __провинции _

Генетичес- Генетичес- Камнесамоцветные Минерагенические эпохи

кий класс кий подкласс формации Беломорская Карельская Альпийская

1 Кордиерит-метапелитовая ++

& Метал елито-вый Альмаядин-метапелитовая + +

Промета фически 1 Кианит-метапелитовая + +

Рубин-метапелитовая + +

Рубин-карбонатная ++ +++

а Метапелит- Лазуритовая ++++

1 I эвапоритовый Шшшель-клиногумитовая ++-Н-

2 В Рубин-плагиоклазовая ++ +

II Магнезиаль-но-скарновыи Сапфир-плагиоклазовая ++

Изумрудно-гиперб аз итовая +

Палингенно- Кунцитвая +++

метасомати-ческий Аквамариновая +

г Топазовая ++

сг Гидротерма- Хрусталеносная ++++

Реомеи ческий льно- метаморфический Скаполитовая ++

Изумрудно-карбонатно-кварцевая +++

Примечание: + - проявления, ++ - месторождения, +++ - крупные месторождения, I I I I - уникальные месторождения.

полезных ископаемых, источники вещества которых заключены исключительно в объемах вмещающих пород. 2) Генетическое и видовое разнообразие самоцветной минерализации обусловлено двумя факторами: особенностями вещественного состава первично-осадочных пород и степенью его преобразования в процессе регионального метаморфизма.

Альпийская минерагеническая эпоха (абсолютный возраст третьего цикла метаморфизма 0.1-0.02 млрд. лет). Минерагению данной эпохи характеризуют самоцветы реометаморфического класса, представленные палингенно-метасоматическим (миароловые пегматиты кунцитовой, аквамариновой и топазовой формаций) и гидротермально-метаморфическим (хрусталеносная, скаполитовая и изумрудно-карбонатно-кварцевая формации) подклассами (табл. 7). В отличие от докембрийских, самоцветы альпийской эпохи связаны с региональным метаморфизмом не напрямую, а посредством продуктов ультраметаморфизма докембрийского мигматит-гнейсового субстрата - палингенно-анатектическими гранитами авто- и параавтохтонного типа.

Миароловые пегматиты встречаются в виде единичных жил в полях редкометальных пегматитов, которые пространственно и генетически тесно

связаны с упомянутыми гранитами. Что касается гидротермально-метаморфического подкласса, то их связи с ланитами носят временной, парагенетический характер.

Самоцветы альпийской эпохи находятся в массивах альпийских гранитов (редко), в докембрийских метаморфитах (чаще) и более молодых породах II структурного этажа (значительно чаще, рис.! 1).

Ш> Ш' & ПЭ ЕЗ»

ЕЭ»

Рис.11. Карта размещения месторождений пегматитов с драгоценными камнями в Восточном Афганистане, Нуристанский минерагенвческий блок. (Россовский, 1980) с дополнениями автора

1 — неоген-четвертичные отложения, пески, галечники, глины; 2 — Белуджистан-Гималайская герцианская складчатая область с наложенной альпийской геосинклиналью; 3 — Северо-Памирская герцинская складчатая область. Каракорум-Южяопамирская киммерийско-альпийская складчатая область, Восточно-Афганский срединный массив; 4 — верхний структурный этаж: кварцево-слюдяные сланцы с гранатом и ставролитом, кварциты, прослои известняков (серия Кашмунд, Р-Т2); 5 — нижний структурный этаж (гнейсы, кристаллические сланцы, мраморизованные известняки (серия Нуристан, РЯ)); пегматитоносный интрузивный комплекс Лагман (Р); 6 — биотитовые и двуслюдяные мелко-среднезернистые граниты (третья фаза); 7 — резко порфировидные грубозернистые биотитовые и амфиболовые граниты (вторая фаза); 8 — гранодиориты, плагиограниты, местами кварцевые диориты (первая фаза); 9

— интрузивный комплекс Нилау (габбро, габбро-нориты, габбро-диориты, диориты); 10

— разрывные структуры первого порядка, разделяющие складчатые системы; 11 — разрывные структуры второго порядка, разделяющие структурно-фациальиые и геотектонические зоны; 12 — месторождения пегматитов с драгоценными камнями (А

— крупные, Б — средние и мелкие): 1 — Кулам, 2 — Дарай-Пич (Аврагал или Глангал) 3 — Ворадеш (Канокан, Джаба, Чормакс), 4 — Кантива, 5 — Манданеша, б — Цоцум, 7

— Муалеви, 8 — Папрук; 13 — сподуменовые месторождения.

Таким образом, самоцветы альпийской минерагенической эпохи отличаются от докембрийских не только значительным отрывом во времени, но и характером и формами связи с процессами регионального метаморфизма. При этом, гидротермально-метаморфические месторождения носят ярко выраженный неметаллический профиль, а палингенно-метасоматические -рудный, редкометальный. Редкие металлы относятся к типично литофильным элементам, что дает основание для вывода о том, что и их источником являлись породы земной коры. В нашем случае эти элементы находились в рассеянном состоянии в больших объемах докембрийского мигматит-гнейсового субстрата (табл. 5). Источником Na, S, С1 и других элементов для скаполита в месторождениях альпийского возраста мог послужить скаполит, присутствующий в гнейсах, кальцифирах и мраморах музкольской серии (PRO в качестве породообразующего минерала. Их вынос и переотложение происходили, вероятно, в связи с формированием зон ультраметаморфизма в результате альпийского тектоно-метаморфического цикла. В таком варианте месторождения скаполитовой формации в генетическом плане соответствуют понятию регенерированных месторождений по Г.Х.Шнейдерхену (1958).

Связи самоцветов рассмотренных минерагенических эпох с процессами регионального метаморфизма, ультраметаморфизма и метасоматоза иллюстрируют в обобщенном виде следующие схемы (1 и 2 - самоцветы беломорской и карельской эпох, 3 - альпийской эпохи):

Первичные 1. осадочно-вулкано-геннные породы

Метаморфизм, прогрессивная стадия: грану-литовая или амфиболи-товая фации_

Самоцветы прометаморфичес-кого класса

Метаморфиты гранулитовой фации_j

Докембрийский мигматит-гнейсовый субстрат

Постмигма-титовый метасоматоз

Амфиболитовая фация в форме диафтореза

Ультра-метаморфизм

Палингенно-анатектичес-кие

Постгранитный метасоматоз

Рубин-, сапфир-плагиоклазовая формации_

Палингенно-метасоматические месторождения

Гидротермально-метаморфические месторождения

Тектоно-метаморфические циклы и связанные с ними минерагенические эпохи служат надежными индикаторами, фиксирующими основные этапы в истории геологического развития и формирования Нуристан-Памирского срединного массива и Афгано-Южнопамирской складчатой области в целом.

Четвертое защищаемое положение. Особенности вещественного состава первичных осадочно-вулканогенных пород, полицикличность и полифациальность их метаморфизма определили НЮМГТ как минерагеническую структуру с широким полиформационным набором месторождений.

Мннерагению Нуристан-Южнопамирской провинции впервые в общих чертах сформулировал В.И. Попов (1936), охарактеризовавший Южную кристаллическую дугу Памира Д.В. Наливкина как "место образования преимущественно нерудных ископаемых" (с.47): ляпис-лазури, шпинели, клиногумита, граната, кианита, графита. Было отмечено также наличие здесь пегматитов со слюдой, бериллом, танталитом и колумбитом, связанных с молодыми гранитами, рвущими древние кристаллические толщи. Последующими, многочисленными исследованиями, значительно расширившими перечень самоцветов и некоторых видов дефицитного нерудного сырья, подтверждены высказывания В.И. Попова о докембрийских метаморфических толщах, как о месте образования преимущественно нерудного сырья.

НЮМП, согласно металлогенического районирования Средиземноморского пояса (Твалчрелидзе, 1972), является частью Гиндукуш-Памирской металлогенической провинции, входящей в состав Ирано-Афганской металлогенической области. Металлогению данной провинции определяет оруденение байкальской, герцинской, киммерийской и альпийской металлогенических эпох. Последние пространственно не обособляются и рассматриваются совместно, поскольку ..."сейчас невозможно убедительно расклассифицировать месторождения по возрасту" (Твалчрелидзе, 1972, с.301). В Бадахшане и Нуристане упомянутый автор описывает формацию драгоценных камней (лазурит, шпинель, рубин, сапфир, гранат), приуроченных к древним метаморфическим породам (контактам мраморов с гранитоидами), а также редких металлов (Ве, Та, Ы, ЫЬ, Бп) в пегматитах, связанных с палеозойскими или более древними гранитами.

По другим данным (Перфильев и др., 1973) НЮМП входит в состав восточной части Индо-Памирской металлогенической провинции. Эти авторы редкометальные пегматиты связывают с мезозойской металлогенической эпохой. Они полагают, что данная провинция и примыкающий к ней с востока Тихоокеанский пояс обладают сходной металлогенией.

Ирано-Афганская область (Твалчрелидзе, 1972) в тектоническом отношении является весьма неоднородной. На тектонических схемах восточной части Средиземноморского пояса (Хаин, 1972; Славин, 1976) эта территория разделяется поперечными линеаментами субмеридианального простирания на тектонические сегменты: Туркмено-Иранский, Афгано-Пакистанский и Памиро-Кашмирский (рис. 1). Перечисленные сегменты, различаются между собой и по особенностям металлогении. В связи с этим они могут рассматриваться как одноранговые не только тектонические, но и металлогенические подразделения. Последние, в соответствии с принятой (Твалчрелидзе, 1972) иерархией металлогенических подразделений

Рис.12. Минерагеиическая карта Нуристан-Южнопамирской камнесамоцветной провинции. Составлена с использованием материалов Б.П.Бархатова, В.И.Буданова, К.Т. Будановой, Н.Г.Власова, А.В.Гилева, Ш.Ш.Деникаева, Э.А.Дмитриева, В.И.Дронова, М.С.Дюфура, Л.Н.Россовского И.М.Сборщикова, В.И.Славина, А.М.Скригителя, К.Ф. Стажило-Алексеева, Т.Н.Тагирова, В.П.Феоктистова, Э.С.Чернера н др.

1-12 - структурно-формационные комплексы Афгано-Южнопамирской киммерийской складчатой области: 1-5 - добайкальской консолидации

(Нуристан-Памирский срединный массив): 1 - горанская и сарысангская серии (АЛ), 2 - шахдаринская серия (АЯ), 3 - хорогский ортокомплекс (АЯ), 4 -аличурская и шипадская серии (РЯ)), 5 - музкольская и нуристанская серии (РЯО. 6 - протоштатформенного чехла (Я). 7-8 - парагеосинклинальный, южнопамирский (С-]): 7 - терригенный (С-Т), 8 - терригенно-кремнисто-карбонатный (С-1). 9 - парагеосинклинальный, терригенно-карбонатный, центральнопамирский (С- Р). 10-12 - орогенный (Р): 10 - вулканогенный, 11 -гранитоиды авто- и параавтохтонные, 12 - гранитоиды аллохтонные.

13 - Афгано-Северопамирская герцинская складчатая область. 14 - Сулейман-Киртарская альпийская складчатая область. 15 - эпигерцинский платформенный чехол (Афгано-Таджикская впадина). 16 - разрывные нарушения разделяющие складчатые области. 17 - прочие разрывные нарушения. 18 - предполагаемые геологические границы.

19 - минерагенические блоки: 1 - Бадахшанский, 2 - Хорогский, 3 -Шахдаринский, 4 - Нуристанский, 5 - Аличурский, 6 - Шипад-Ванчский, 7 -Сарымулинский, 8 - Шатпутский. 20 - разломы- 1 - Герируд-Акбайтальский, 2 -Рушанско-Пшартский, 3 - Южнопамирский, 4 - Ташкупрук-Кунарский, 5 -Альтимурский, 6 - Мукур-Чаманский.

21 государственные границы. 22 - границы исследуемого региона.

23-38 - камнесамоцветные формации: 23 - кордиерит метапелитовая, 24 -альмандин-металелитовая, 25 - кианвт-метапелитовая, 26 - рубин-карбонатная, 27 - рубин-сапфир- метапелитовая, 28 - изумрудно-гипербазитовая, 29 -лазуритовая, 30 - шпинелевая, 31 - рубин-плагиоклазовая, 32 - салфир-плагиоклазовая, 33 - кунцитовая, 34 - аквамариновая, 35 - топазовая, 36 -скаполитовая, 37 - хрусталеносная (кварцево-жильная), 38 - изумрудно-карбонатно-кварцевая.

Цифры рядом со знаками формаций - месторождения- 1 - Яхонт, 2 - Мария, 3

- Джамиля, 4 - Амиго и Тотоша, 5 - Сиреневое, 6 - Цветное, 7 - Мика и Малыш, 8 - Альмандиновое, 9 - Черногорское, 10 - Шатпуташу, 11 - Очковое, 12 -Снежное, 13 - Полихромное и Приятное, 14 - Кианитовое, 15 - Бельальма, 16 -Трика, 17 - Архарье, 18 - Одуди, 19 - Пиджон и Робч и Роог, 20 - Бдун, 21 -Гушхона и Ахн, 22 - Чихох и Гудживас и Верхнее Джауваси, 23 - Нижнее Джауваси, 24 - Каштыга (изумрудное), 25 - Каштыга и Лянгар (хрусталеносные), 26 - Абдукагор и Мионадара, 27 - Дустироз и Дальнее (хрусталеносные), 28 -Пиш, 29 - Аличур и Харгуш, 30 - Дальнее и Зирпарчов, 31 - Кухилал, 32 -Биджунт, 33 - Вездаринское, 34 - Ямчун, 35 - Лянгар (рубиновое), 36 -Ляджвардара, 37 - Даршай, 38 - Стаж, 39 - Ишкаппш, 40 - Харав, 41 - Сарысанг, 42 - Пачиграмское, 43 - Панджшер, 44 - Папрук, 45 - Манданеша, 46 - Цоцум, 47

- Кантива, 48 - Муалеви, 49 - Кулам, 50 - Канокан, 51 - Бадель, 52 - Дараи-Пич, 53 - Джегдаллек.

Средиземноморского пояса, относятся к категории металлогенических областей. Согласно этому, Гиндукуш-Памирская металлогеническая провинция, являющаяся тектоническим эквивалентом Памиро-Кашмирского сегмента, должна быть переведена в ранг металлогенической области. В границах Гиндукуш-Памирской металлогенической области НЮМП соответствует региону добайкальской складчатости в пределах киммерийской складчатой области. В таком варианте соблюдается один из главных принципов металлогенического анализа - принцип соизмеримости тектонических подразделений с меташюгеническими.

Таблица 8

Специализация минерагенических блоков Нуристан-Южнопамирской провинции

Генетические классы месторождений Камнесамоцветные формации Минерагенические блоки

Бадах-шанский Шахда-рюгский Хорогский Аличу-рский Нурисга-нский Сарыму-линский Шатпу-тский Шипад-Ванчский

Циклы (I - П1) н фации метаморфизма

Диафторипы амфиболиговой фации по грану лотовой: I (С2~* В,)—П(С2Вг)-.Ш(В5В4) Эпилог амфиболиговая и зеленоспаицевая по амфиболитовой: П (С2В2) —Ш (В,В4)

Прометамор-фический Кордиериг-метапелиговая +++ ++

Кианкг-метапелитовая + + +

Альмандинметапелитовая + + +

РуГши-метапелитовая ++

Рубин-карбонатная ++ +++ + +++

Оргомета-морфический Шпинелевая |||| + +

Лазурктовая ++++

Рубин-плагиоклазовая -м- ++ +

Сапфир-плагиоклаювая ++ +

Изумрудно-птербаэиговая ??? +

Реометамор-фический Кунцитовая ++++

Аквамариновая + + +

Топазовая + ++

Хрусталеиосная ++++

Скаполитовая + +-Н-

Изумрудно-карбонатно-кварцевая +++ +

Примечание. (+) - проявление, (++) - месторождение, (+++) - месторождение крупное, (++++) - месторождение уникальное, (???) - прогнозируемые месторождения.

НЮМП, как минерагеническая структура (рис. 12), является частью Гиндукуш-Памирской минерагенической области, входящей в состав Средиземноморского металлогенического пояса. Таким образом, по отношению к последнему рассматриваемая провинция является металлогеническим подразделением Ш порядка. В свою очередь, в границах провинции обособляются металлогенические подразделения IV порядка минерагенические блоки. Они различаются между собой геологическим строением и минерагенической специализацией (табл. 8). Вещественным эквивалентом минерагенических блоков являются конкретные метаморфические серии, а структурным - одноименные тектонические блоки. На среднемасштабных геологических картах в пределах минерагенических блоков могут быть оконтурены минерагенические подразделения V порядка -камнесамоцветные узлы (изометрические) и зоны (линейные). Эти минерагенические подразделения оконтуривают площади распространения месторождений какой-либо одной формации в соответствующей геолого-структурной обстановке. На прилагаемой минерагенической карте (рис. 12), в связи с ее мелким масштабом, положение самоцветных узлов и зон фиксируют условные знаки месторождений.

Таким образом, основными минерагеническими подразделениями провинции являются минерагенические блоки: Бадахшанский, Хорогский, Шахдаринский, Нуристанский, Сарымулинский, Шатпутский, Аличурский и Шипад-Ванчский (табл. 8).

Бадахшанский минерагеннческий блок. Этот блок (рис. 12) сложен архейскими полиметаморфическими и полифациальными образованиями, объединенными в составе горанской и сарысангской метаморфических серий. Данная минерагеническая структура располагается в контурах одноименного тектонического блока, выделение которого обосновывается в первом положении работы. Минерагению блока олицетворяют самоцветы ортометаморфического класса (лазуритовая, шпинелевая, рубин- и сапфир-плагиоклазовая формации), относящиеся к беломорской минерагенической эпохе. Помимо самоцветов ее дополняют месторождения форстерита, энстатита, магнезита и талька. Все они, за исключением месторождения лазурита Сарысанг, сосредоточены в верхней части разреза горанской серии мощностью около 1000 метров. Характерной особенностью разреза серий является значительный удельный вес (до 35-54%) карбонатных пород, представленных магнезитовыми и доломитовыми мраморами, магнезиальными скарноидами, скарнами и кальцифирами. Наличие магнезитовых и доломитовых мраморов, вмещающих специфические по составу месторождения самоцветов и нерудного сырья свидетельствует, как полагают многие исследователи, о принадлежности первично-осадочных пород к группе эвапоритовых формаций: сульфатно-карбонатной (магнезито-доломитовой) и соленосной (хлоридно-сульфатной). Эвапоритовые осадки, помимо своих обычных компонентов (Са, №, К, Б, С1), были обогащены также соединениями В, Р, Р, Бг и др. элементов. Данная толща относится к мраморно-мигматит-гнейсовой формации (Буданова, 1991). Структура формации слоисто-

линзовая. Линзовидными являются пачки доломит-магнезитовых мраморов, переслаивающихся с биотитовыми (± Гр, Сил, Дис), биотит-роговообманковыми гнейсами, амфиболитами и мигматитами.

С беломорской эпохой в данном блоке связаны также проявления кианит- и альмандин-метапелитовых формаций, приуроченные к прослоям высокоглиноземистых гнейсов. Они представлены мелкими разрозненными объектами и встречаются по всему разрезу горанской и сарысангской серий.

Месторождения ортометаморфического класса концентрируются на отдельных участках территории блока, сложенных пачками продуктивных карбонатных пород (доломитов и магнезитов), образуя камнесамоцветные узлы. Сведения о наиболее крупных из них приводятся ниже.

Сарысангский узел расположен в юго-западной части Бадахшанского блока на территории Афганистана, в верховьях р.Кокча (рис. 12). Он охватывает площадь (более 200 км2) распространения лазуритовой минерализации в районе одноименного месторождения лазурита и его окрестностях. Лазуритсодержащими является пачка кальцит-доломитовых мраморов мощностью около 400 м, залегающая в толще биотитовых (± гранат) гнейсов с прослоями амфиболитов. Мраморы прослеживаются в субмеридианальном направлении на расстояние около 50 км. Месторождения приурочены к центральной части пачки на отрезке протяженностью до 20 км. Северный и южный ее фланги практически не изучены.

Ляджвардаринский узел (рис. 13) расположен в приводораздельной части восточного склона Ишкашимского хребта, в верховьях одноименной реки. Он охватывает площадь, в которую включены лазуритсодержащие мраморы одноименного месторождения и проявлений лазурита Гарондара и Даршай. Они находятся в 20 км, соответственно к северу и югу от месторождения Ляджвардара. Возможно, что эти объекты приурочены к единому горизонту мраморов. Однако пространство между Ляджвардарой и Даршаем перекрыто аллохтоном хорогского ортокомплекса, что затрудняет реальность подобной корреляции (рис. 13).

Кухилалский узел охватывает площадь, в пределы которой включены одноименное месторождение благородной шпинели, расположенное на правом берегу р.Пяндж и участок этого месторождения, находящийся на левом берегу этой реки (рис. 13). На месторождении Кухилал благородная шпинель локализуется в магнезиально-силикатных скарноидах, приуроченных к огромной линзовидной залежи магнезитовых мраморов, заключенной в гнейсах. В аналогичной ситуации находится участок месторождения на левом берегу р.Пяндж. В качестве перспективных на обнаружение промышленных скоплений благородной шпинели рассматриваются форстерит-энстатитовые скарноиды, широко распространенные к северу от пос.Ишкашим в районе месторождений С ум джин и Гандарв (сапфир-плагиоклазовая формация).

Стажский узел (рис. 13) расположен на правом берегу р.Пяндж, к северу от пос. Ишкашим. В его пределах, на площади 30x10 км, сосредоточено более 10 месторождений сапфир- и рубин-плагиоклазовой формаций (Стаж 1, 2, 3, Верхний, Средний и Нижний Авдж, Ишкашим и др.).

Рис.13. Карта размещения месторождений драгоценных камней в СВ части Бадахшанского блока, Шахдаринском и в западной части Аличурского (Юго-Западный Памир). Составлена на основе геологической карты Таджикской ССР масштаба 1: 500000 1974 года издания.

1-6 - архейская группа: 1 - горанская серия, 2 - хорогский ортокомплекс, 3-6 - свиты шахдаринской серии- 3 - даршайская, 4 - шугнанская, 5 - врангская, 6 _ друмдаринская. 7 - раннепротерозойская группа, аличурская серия. 8 -_ палеозойская группа, немацдаринская свита. 9 - мезозойская группа,

вамарская свита. 10 - граниты памирско-шугнанского комплекса. 11, 12 -контакты: 11 - согласные, 12 - тектонические. 13 - государственная граница Таджикистана и Афганистана. 14-20 - камнесамоцветные формации: 14 -рубин-карбонатная, 15 - апьмандин-метапелитовая, 16 - рубин-плагиоклазовая, 17 - сапфир-плагиоклазовая, 18 - лазуритовая, 19 -шпинелевая, 20 - аквамариновая. Цифры рядом со знаками формаций -месторождения: 1 - Пиш, 2 - Харгуш, 3 - Аличур, 4 - жила Музейная, 5 -Кухи-лал, 6 - Биджунт, 7 - Зирпарчев, 8 - Вездараа, 9 - Вездаринское, 10 -Ляджвардара, 11 - Синяя птица, 12 - Ямчун, 13 - Хегд, 14 - Лянгар, 15 -Стаж, 16 - Будум, 17 - Верхний Авдж, 18 - Тунг, 19 - Средний и Нижний Авдж, 20 - Даршайское, 21 - жила № 80, 22 - Абхарв, 23 - Яхшволь, 24 -Сумджин, 25 - Харав, 26 - Гандарв, 27 - Даршай, 28 - Ишкашим

Шахдаринский минерагенический блок выделяется в границах одноименного тектонического блока рассмотренного выше. Данная минерагеническая структура имеет одноэтажное строение и сформирована полиметаморфическими и полифациальными породами одноименной серии (АЯ). Серия разделена (Буданова, 1991) на две метаморфические формации: мрамор-мигматит-гнейсовую (врангская свита) и мигматит-гнейсовую (остальные свиты шахдаринской серии). Верхний структурный этаж сохранился фрагментарно, в виде небольших останцов кровли Шугнанского гранитного массива (рис. 13). Эти останцы сложены метатерригенными отложениями немацдаринской свиты (С), неравномерно метаморфизованными в фациях Вз и В4.

Минерагению данного блока определяют самоцветы беломорской и альпийской минерагенических эпох (табл. 7, 8). Первую представляют самоцветы прометаморфического класса, включающего перспективные месторождения рубин-карбонатной (Лянгар, Дальнее и Зирпарчов) и проявление альмандин-метапелитовй (Хорав) формаций (рис. 13). В его границах отмечаются также единичные объекты сапфир- и рубин-плагиоклазовой формаций (месторождения Ямчун, Вездара и Биджунт). Проявления рубин-карбонатной, сапфир- и рубин-плагиоклазовой формаций приурочены к мрамор-мигматит-гнейсовой, а альмандин-метапелитовой - к мигматит-гнейсовой формациям.

Альпийская минерагения (табл. 7) представлена миароловыми пегматитами аквамариновой формации. Они образуют две пространственно разобщенные группы, расположенные в разных геолого-структурных позициях. Первая, большая часть пегматитов расположена в южном экзоконтакте Шугнанского массива гранитов, на удалении от него на 20-65 км. Здесь они приурочены к узкой полосе даршайской свиты, а также породам ее лежачего (хорогский ортокомплекс) и висячего (шугнанская свита) контактов, в зоне контролируемой Даршайским надвигом. В этой позиции пегматитовые жилы прослеживаются в виде узкой субмеридиональной полосы на отрезке протяженностью 40 км, выделяемой автором как Даршайская пегматитоносная зона (рис. 13). Вторая группа пегматитов, ведущим самоцветом которых является хризоберилл, представлена единичными жилами в границах Пиш-Ходарживского поля редкометальных пегматитов, приуроченных к останцу кровли Шугнанского гранитного массива (рис. 13).

Шахдаринский и Бадахшанский минерагенические блоки обладают благоприятными предпосылками для обнаружения метаморфогенных месторождений нефрита. Этот минерал характерен для архейских метаморфических комплексов гранулитовой фации метаморфизма, содержащих горизонты доломитовых мраморов и кальцифиров. Необходимым условием для его образования являются процессы диафтореза, связанные с более поздним метаморфизмом амфиболитовой или эпидот-амфиболитовой фаций и сопровождающиеся тремолитизацией диопсида, кальцита, доломита (Критерии ..., 1986).

Аличурский минерагенический блок (рис 12) выделяется в границах

одноименного тектонического блока. Данный блок сложен одноименной метаморфической серией (PRO- Значительную часть объема серии занимают граниты памирско-шугнанского комплекса (Р), слагающие здесь Памирский гранитный массив. Аличурская серия разделена на гранит-мигматитовую и гнейс-мигматит-мраморную формации (Буданова, 1991). Последняя (марджанайская свита) занимает среднюю часть разреза серии, составляя до 20% ее объема. В доломитовых мраморах этой формации обнаружены магнезиалыю-скарновые минералы: форстерит, флогопит, диопсид, сопровождаемые редкими вкраплениями благородной шпинели и клиногумита (Карякин, 1983). Здесь также возможно обнаружение рубин-метапелитовой и рубин-карбонатной формаций в связи с прослоями высокоглиноземистых гнейсов, расслаивающих горизонты мраморов.

В Аличурском блоке известны также самоцветы альпийской минерагенической эпохи. Они представлены единичными пегматитовыми жилами с мелкими занорышами, несущими драгоценные камни (табл. 8). Эти пегматиты приурочены к апикальным частям Памирского гранитного массива (рис. 13) и отнесены к аквамариновой формации.

Миароловые пегматиты Шахдаринского и Аличурского минерагенических блоков объединяются (Россовский, 1991) в региональный Памирско-Шугнанский пояс редкометальных пегматитов, контролируемый одноименным гранитным плутоном.

Хорогский минерагенический блок (рис. 13) выделяется в границах одноименного тектонического блока. По составу слагающих его пород, в отличие от других минерагенических блоков, относится к мафическо-ультрамафическому типу. В пределах блока установлены единичные, слабо изученные месторождения миароловых пегматитов с аквамарином (Вездаринское, Будум, Тунг). Данный блок представляется весьма перспективным на обнаружение месторождений изумруда, аналогичным месторождениям Изумрудных копей Урала. Эти месторождения прогнозируются в контактах базитов, ультрабазитов с гранитоидами чарнокитовой формации, а также с аплитами и редкометальными пегматитами памирско-шугнанского комплекса. Реальность подобного прогноза основывается на примере месторождений изумрудно-гипербазитовой формации, известных в Нуристанском блоке (рис. 12). Здесь возможно также обнаружение родингитов - метасоматитов, приуроченных к контактам базитов и гипербазитов.

Шатпутский и Сарымулинский минерагенические блоки (рис. 14)

являются структурно-вещественными аналогами одноименных тектонических блоков. Обоснование их выделения являлось предметом обсуждения 1-го положения. Оба этих блока сложены музкольской метаморфической серией (PRi). Благодаря этому они обладают сходной минерагеничесой специализацией (табл. 8). Различия между ними определяются величиной эрозионного среза. Так, Шатпутский блок эродирован значительно глубже чем Сарымулинский, поскольку в этом блоке на дневную поверхность выведены зоны анатексиса и палингенеза, связанные с докембрийским (зорбурулюкский

ш

м

12

ЙЗ

И<4

— И5

Рис.14. Карта размещения месторождений драгоценных камней в Сарымулинском (А) ■ Шатпутском (Б) минерагенических блоках. Составлена на основе геологической карты Таджикской ССР масштаба 1:500000,1974 года издания, с использованием материалов Э Л. Дмитриева, А.В. Гилева, А.К. Литвиненко, С.М. Скригителя.

1-4 - музкользкая метаморфическая серия (РЯО, свиты: 1 - сассыкская, 2 - белеутинская, 3 - сарыджилгинская, 4 - бурулюкская. 5-6 -интрузивные комплексы: 5 - зорбурулюкский гнейсо-гранитовый (Рй-О. 6 - шатпутский лейкогранитовый (К-Р). 7 - Р2-М7 обрамление. 8-15

- камнесамоцветные формации: 8 - кордиернг-метапелитовая, 9 - кианит-метапелитовая, 10 - апьмандин-метапелитовая, 11 - рубин-сапфир-метапелитовая, 12 - рубин-карбонатная, 13 - рубин-плагиоклазовая, 14 - топазовая, 15 - скаполитовая.

Цифрами рядом со знаками формаций обозначены месторождения: 1 - Мария, 2 - Джамиля, 3 - Яхонт, 4 - Амиго, 5 - Тотоша, 6 - Цветное, 7

- Сиреневое, 8 - Мика, 9 - Малыш, 10 - Пегматит-3, 11 - Амазонитовое, 12 - Альмандиновое, 13 - Шатпуташу, 14 - Леденцы, 15 -Перевальное, 16 - Черногорское, 17 - Кордиеритовое, 18 - Бельальма, 19 - Очковое, 20 - Ега, 21 - Полихромное, 22 - Приятное, 23 -Пегматит-4,24 - Глория, 25 - Снежное, 26 - Кианитовое, 27 - Верхнее, 28 - Трика, 29 - Архарье.

гранито-гнейсовый комплекс) и с альпийским (шатпутский гранитный комплекс) тектоно-метаморфическими циклами.

Музкольская серия по составу первичных пород докембрийского субстрата относится к терригенно-карбонатным образованиям с подчиненной ролью вулканитов кислого, среднего и основного состава. Накопление этих отложений происходило в условиях близких к фанерозойским миогеосинклиналям. В тоже время широкое распространение в метаморфических породах скаполита косвенно свидетельствует о том, что отдельные части разреза серии формировались с участием эвапоритовых осадков хлоридно-сульфатного состава.

Минерагеническую специализацию этих блоков определяют самоцветы карельской и альпийской (Р) минерагенических эпох (табл. 7). Первую из них представляет весь набор самоцветов прометаморфического класса: рубин-карбонатная, кордиерит-, рубин-, альмандин-, кианит-метапелитовая формации, а также одно проявление ортометаморфического класса, рубин-плагиоклазовой формации (месторождение Мария, табл. 6). Все они были сформированы на прогрессивной стадии амфиболитового цикла регионального метаморфизма, фации С2В2, в процессе метаморфической перекристаллизации первично-осадочного вещества соответствующего состава. Среди

перечисленных самоцветов реальными перспективами для промышленного освоения обладают месторождения рубин-карбонатной и кордиерит-метапелитовой формаций (табл.8). Эти формации характеризуются четко выраженной приуроченностью к определенным свитам музкольской серии. Так, месторождения рубин-карбонатной формации сосредоточены в сарыджилгинской свите (рис.14). Единичные объекты в Сарымулинском блоке установлены в сассыкской свите. Обе эти свиты относятся (Буданова, 1991) к мрамор-мигматит-гнейсовой формации. Наиболее интересные месторождения сосредоточены в сарыджилгинской свите, обнажающейся в южном крыле Шатпутской брахиантиклинали (месторождения Снежное, Трика и др.). Здесь рубинсодержащая пачка доломит-кальцитовых мраморов прослеживается субширотно на расстояние более 12 км (Туракуломинская рубиноносная зона).

Кордиерит-метапелитовая формация обнаружена в обоих блоках. Везде она приурочена к мигматит-гнейс-сланцевой белеутинской свите. Ювелирные разности кордиерита локализуются в горизонте мощностью около 100 м, прослеживаемом на несколько километров.

Альпийская минерагения в рассматриваемых блоках представлена миароловыми пегматитами топазовой формации и гидротермально-метаморфическими месторождениями скаполитовой формации (рис. 14). Первые генетически (Дмитриев, 1983; Россовский и др., 1991), а вторые парагенетически связаны с гранитами шатпутского комплекса (Р). Эти граниты обнажаются в ядерной части Шатпутской брахиантиклинали (термальной антиклинали по М.С.Дюфуру и др., 1970), а также образуют серию мелких жил в Сарымулинском блоке. Миароловые пегматиты залегают в южном крыле брахиантиклинали и на ее западном периклинальном замыкании, на площадях, сложенных сарыджилгинской мрамор-мигматит-гнейсовой свитой. К этой

свите приурочены также пегматитовые жилы и в Сарымулинском блоке. Единичные жилы миароловых пегматитов установлены в кварцито-сланцевой бурулюкской свите, венчающей разрез музкольской серии (рис. 14).

В сарыджилгинской свите залегают также все известные месторождения ювелирного скаполита (рис. 14). Большая часть из них сосредоточена на западном периклиналъном замыкании Шатпутской брахиантиклинали. Источником "рудного" вещества скаполитовых месторождений являлись, видимо, докембрийские метаморфические породы (мраморы, кальцифиры, гнейсы), в составе которых скаполит нередко встречается в качестве породообразующего минерала. Это дает основание для отнесения скаполитовых месторождений к категории "регенерированных" в понимании Г.Х. Шнейдерхена. В их формировании главенствующее значение имели флюиды метаморфогенного происхождения.

Миароловые пегматиты Шатпутского и Сарымулинского блоков включены Л.Н. Россовским (1991) в Язгулемский пояс редкометальных пегматитов, который он протягивает с востока на запад через всю территорию Центрального Памира.

Нуристанский минерагенический блок (рис. 12) располагается в пределах одноименной тектонической структуры (рис. 2), обоснование выделения которой приведено выше. Данный блок сложен одноименной метаморфической серией (РЛ]). Она в центральной и северо-восточной его частях перекрыта метаморфизованными породами П структурного этажа (С-Т). Значительный удельный вес в объеме нуристансхой серии занимают пластообразные залежи гранитоидов комплекса Лагман (Р).

Минерагению блока характеризуют самоцветы карельской и альпийской минерагенических эпох (табл. 7,8). Первую из них представляют рубин-карбонатная, альмандин-метапелитовая и изумрудно-гипербазитовая, вторую -миароловые пегматиты кунцитовой формации и изумрудно-карбонатно-кварцевой.

Месторождения рубина приурочены к мрамор-гнейсовой части разреза свиты Вайгал. Они сосредоточены в субширотной полосе шириной 600-800 м и длиной более 10 км. Судя по составу гнейсов (дистен, силлиманит, биотит, амфибол, пироксен), расслаивающих пачки мраморов, продуктивная мрамор-гнейсовая толща формировалась в условиях, промежуточных фациям С2 и В2.

Месторождения изумрудно-карбонатно-кварцевой формации расположены на северо-западной окраине Нуристанского блока. Они приурочены к зоне Панджшерского разлома, отделяющего Нуристанский блок от герцинид Афгано-Северопамирской складчатой области (рис. 12). Месторождения сосредоточены в полосе СВ простирания шириной до 500 м, протяженностью более 15 км, известной (Геология ..., 1980) как Раватский рудный район.

Миароловые пегматиты кунцитовой формации представлены единичными жилами в ряде полей редкометальных пегматитов (рис. 8). Совместно с последними они объединены в границах Нуристанского и Гиндукушского поясов редкометальных пегматитов (Россовский, Чмырев, 1976). Месторождения самоцветов этой формации локализуются в нуристанской (Р11,)

и кашмундской (Р-Т2) сериях, а также в габброидах комплекса Нилау (К,), причем наиболее продуктивной является серия Кашмунд (рис. 11).

Шипад-Ванчский минерагеиический блок охватывает площадь распространения месторождений высококачественного пьезооптического кварца. Из них за долгие годы эксплуатации было добыто 97% кристллосырья всего Памира. Хрусталеносные месторождения сосредоточены в Шипадском тектоническом блоке, сформированным породами одноименной метаморфической серии (PRO и в его протоплатформенном чехле, сложенном ванч-язгулемской серией (R). Блок находится (рис.12) на западном фланге Центральнопамирского хрусталеносного пояса, выделенного Н.К.Морозенко (1946). В границах этого пояса объединялись хрусталеносные кварцево-жильные месторождения на его западном фланге и миароловые пегматиты с горным хрусталем, раухтопазом и морионом - на восточном, т.е. пояс охватывал объекты различного генезиса и условий локализации.

В соответствии, с принятыми в диссертации принципами минерагенического районирования, Центральнопамирский пояс Н.К.Морозенко распадается на составные части - Шипад-Ванчский, Сарымулинский и Шатпутский минерагенические блоки. Шипад-Ванчский блок известен также Ванч-Язгулемский хрусталеносный район (Тагиров и др., 1976). Однако названные авторы, традиционно, как и все геологи экспедиции "Памирквацсамоцветы" рассматривают шипадскую серию в составе ванч-язгулемской, датируя ее как докембрийско-нижнепалеозойскую. Последнюю они считают частью непрерывного разреза фанерозойских отложений Центрального Памира. В такой трактовке хрусталеносный район теряет свою тектоническую и, следовательно, минерагеническую индивидуальность.

В Шипад-Ванчском блоке доминируют месторождения одной хрусталеносной (кварцево-жильной) формации. Для них характерны следующие особенности размещения и образования:

- хрусталеносные кварцевые жилы тяготеют к массивам палеогеновых гранитоидов. Они концентрируются в экзоконтактах массивов, на некотором удалении от них, в породах амфиболитовой, эпидот-амфиболитовой и зеленосланцевой фаций метаморфизма;

- наиболее благоприятными для формирования крупных месторождений горного хрусталя являются кварцитовидные песчаники, и кварциты ванч-язгулемской серии;

- хрусталеносные жилы сложены крупнозернистым шестоватым кварцем. Они локализуются в трещинах отрыва различной ориентировки и сопровождаются интенсивными гидротермально-метасоматическими изменениями (особо интенсивными со стороны лежачего бока).

Интересно отметить, что в северном борту блока, в зоне Ванч-Акбайтальского глубинного разлома, отделяющего киммериды Южного Памира от герцинид Северного, диссертантом в начале 90х годов прошлого века были обнаружены мелкие кристаллы изумруда в карбонатно-кварцевых прожилках (проявление Каштыга). По минеральному составу и геолого-структурной позиции это проявление (рис. 12) аналогично месторождениям

изумрудно-карбонатно-кварцевой формации (Панджшерская группа месторождений) в СЗ борту Нуристанского блока. Вполне очевидно, что зона Ванч-Акбайтальского разлома, особенно на западном и восточном флангах Центрального Памира, может представлять интерес для поисков месторождений изумрудов указанной формации

Резюмируя изложенное выше, отметим следующие основные черты камнесамоцветной минерагении НЮМП.

1. Нуристан-Южнопамирская провинция самоцветов в тектоническом отношении представляет собой срединный массив, в границах Афгано-Южнопамирской складчатой области. В ее пределах пространственно совмещены месторождения беломорской, карельской и альпийской минерагенических эпох (табл. 7).

2. Минерагеническая провинция разделяется на структуры более мелкого порядка - минерагенические блоки, которые по своему строению и особенностям минерагении разделяются на две группы: а) Минерагенические блоки - эквиваленты тектонических блоков, сложенных полиметаморфическими и полифациальными сериями архея или нижнего протерозоя. В таких блоках (Горанский, Шатпутский, Сарымулинский) сосредоточены месторождения одной, соответственно, беломорской или карельской или двух (беломорской или карельской и альпийской) минерагенических эпох; б) Минерагенические блоки - эквиваленты тектонических блоков, частично перекрытые чехлом более молодых монометаморфических пород II структурного этажа. В таких блоках самоцветы беломорской или карельской минерагенических эпох сосредоточены в полиметаморфических породах нижнего структурного этажа, а альпийской -как в нижнем, так и верхнем структурных этажах (Шахдаринский, Нуристанский, Шипад-Ванчский).

3. Минерагенические блоки и, соответственно, слагающие их метаморфические серии, обладают индивидуальной минерагенической специализацией (табл. 8). Последнее обстоятельство обусловлено специфическим составом пород дометаморфического субстрата и степенью их преобразования в процессе регионального метаморфизма и сопряженного с ним ультраметаморфизма и метасоматизма.

4. "Рудное" вещество камнесамоцветных формаций, в том числе и такие его компоненты как Ыа, К, Б, С1, В, И, Р, 1л, Ве, Сг, V и др. имеет коровое происхождение. Для самоцветов про- и ортометаморфического классов источники этого вещества заключены во вмещающих породах, в объеме свит метаморфических серий или же в ее отдельных частях вплоть до слоев (табл. 2, 3, 4). Источники вещества месторождений реометаморфического класса заключены в более обширных объемах пород, соизмеримых с гранито-метаморфическим слоем земной коры или ее отдельных блоков (табл. 5).

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Нуристан-Южнопамирская камнесамоцветная провинция рассматривается как область распространения метаморфогенных месторождений самоцветов,

приуроченных к докембрийским метаморфическим толщам. Последние обнажаются в границах киммерийской Афгано-Южнопамирской складчатой области, расположенной на северо-восточном фланге Средиземноморского пояса.

Рассматриваемая провинция в тектоническом отношении представляет собой срединный массив, активизированный в альпийскую эпоху орогенеза, охватившего огромную территорию Высокой Азии. Благодаря ярко выраженной самоцветной минерализации, представленной разнообразньми по возрасту, генезису и видовому составу самоцветов, данный срединный массив не имеет аналогов среди девяти типов срединных массивов, выделенных А.Д. Щегловым (1980).

Минерагенический облик провинции формировался в течение трех минерагенических эпох (беломорской, карельской и альпийской), генетически связанных с синхронными тектоно-метаморфическими циклами. В беломорскую эпоху (гранулитовый цикл регионального метаморфизма) формировались месторождения лазурита, благородной шпинели, рубина и сапфира; в карельскую (амфиболитовый цикл) - рубина, кордиерита, фаната, кианита, изумруда; в альпийскую (Р), связанную с динамотермальным метаморфизмом, проявившемся в форме ультраметаморфизма - кунцита, аквамарина, топаза, цветных турмалинов, скаполита, изумруда и горного хрусталя.

Месторождения самоцветов, объединенные в камнесамоцветные ("рудные") формации, систематизированы по генетическим признакам на серии, классы и подклассы. В составе метаморфической серии рассматриваются самоцветы беломорской и карельской минерагенических эпох. Видовое и генетическое многообразие этих месторождений определяют вещественный состав докембрийских первично-осадочных пород и Р-Т условия их метаморфического преобразования. В разрезах первично-осадочных толщ продуктивные рудовмещающие породы заключены в объемах ограниченных свитой, подсвитой, пластом или пропластком. В зависимости от режима метаморфического преобразования различаются генетические классы -прометаморфический (преимущественно изохимический метаморфизм) и ортометаморфический (изохимический метаморфизм, переходящий в аллохимический).

Ультраметаморфическая серия объединяет самоцветы альпийской минерагенической эпохи. Вещество этих месторождений мобилизуется в зонах ультраметаморфизма из огромных объемов докембрийских метаморфических серий. Оно перемещалось к месту локализации в форме палингенно-метасоматических магм и гидротермально-метаморфических флюидов.

Нуристан-Южнопамирская провинция самоцветов по отношению к Средиземноморскому металлогеническому поясу - мегаструктуре I порядка, является металлогеническим подразделением Ш порядка. Она входит в состав Гиндукуш-Памирской металлогенической области - структуры II порядка. В ее границах выделяются металлогенические подразделения IV порядка -минерагенические блоки, в составе которых на картах более крупного

масштаба могут быть выделены более дробные подразделения - зоны (узлы) распространения месторождений самоцветов какой-либо одной формации (Туракуломинская рубиноносная зона в Шатпутском блоке; Панджшерская изумрудоносная зона в Нуристанском блоке и др.).

Перспективы Нуристан-Южнопамирской провинции далеко не исчерпываются известными месторождениями самоцветов, поскольку существуют реальные предпосылки для значительного расширения имеющейся минерально-сырьевой базы самоцветов. Реализацию этих перспектив по наиболее важным в промышленном отношении типам месторождений целесообразно сосредоточить на следующих направлениях.

1) В Бадахшанском блоке - поиски слепых залежей на флангах и глубоких горизонтах известных месторождений лазурита и благородной шпинели и на перспективных на эти самоцветы объектах. Поиски и оценка новых месторождений сапфир- и рубин-плагиоклазовой формаций. Здесь же следует обратить внимание на возможность обнаружения месторождений нефрита -апокальцитовый регрессивно-метаморфический тип по Д.В.Рундквисту (1986).

2. В Хорогском блоке - оценить перспективы этой структуры на обнаружение месторождений изумруда типа Изумрудных копей Урала, а также родингита и нефрита - апобазитовый и апогипербазитовый типы по Д.В. Рундквисту (1986).

3. В Сарымулинском и Шатпутском блоках - поиски новых месторождений рубин-карбонатной, кордиеритовой, топазовой и скаполитовой формаций, а также оценка этих площадей на возможность выявления россыпных месторождений самоцветов (рубина, альмандина, кианита и др.) в долинах рек, дренирующих северный и южный склон хребта Туракулома, а также северный склон Музкольского хребта.

4. В Нуристанском блоке - поисковые работы на флангах рубинового (Джегдаллек) и изумрудного (Панджшер) месторождениях. Поиски новых месторождений рубин-карбонатной, изумрудно-карбонатно-кварцевой, кунцитовой и изумрудно-гипербазитовой формаций. При поисках кунцита особое внимание обратить на оценку пологих жил литиеносных пегматитов, залегающих в габбро и габбро-диоритах.

5. Поиски в северном обрамлении Шипад-Ванчского блока месторождений изумрудно-карбонатно-кварцевой формации.

6. Важной проблемой остается необходимость продолжения более детальных научно-исследовательских работ, содержание которых, в общем виде, можно сформулировать следующим образом: а) более детальная реконструкция исходных пород метаморфических серий; б) использование сведений о составе исходных пород (эвапоритов, бокситов, глинистых граувакк, вулканитов и др.) для расчленения метаморфических серий на метаморфические формации в объеме пачек, свит, толщ, продуктивных на конкретные виды самоцветов про- и ортометаморфических классов; в) совершенствование формационного анализа месторождений самоцветов с привлечением фактических материалов по аналогичным месторождениям других регионов; г) совершенствование генетической классификации

камнесамоцветных формаций, основываясь, прежде всего, на составе исходных пород и Р-Т условиях их метаморфизма; д) петрохимические и геохимические исследования для объективных доказательств преемственности между метаморфическим субстратом, ультраметаморфическими гранитоидами и месторождениями реометаморфического класса; е) разработка критериев для поисков скрытых залежей самоцветов; ж) кристалломорфологические, кристаллооптические и кристаллохимические исследования самоцветов.

Нуристан-Южнопамирская провинция расположена на территории Таджикистана и Афганистана - стран, входящих в сферу национальных интересов Российской Федерации. Одним из существенных направлений реализации этих интересов, на наш взгляд, могло бы стать создание совместных предприятий по промышленному освоению наиболее перспективных месторождений самоцветов. Необходимая для этого политическая стабильность уже достигнута в Таджикистане и, надо полагать, будет достигнута в недалеком будущем в Афганистане. При этом надо учитывать благоприятные предпосылки для значительного расширения этого сотрудничества за счет вовлечения в разработку других видов дефицитного сырья. В таджикской части НЮМП это месторождения энстатита, форстерита, магнезита, боросиликатов, а в афганской - огромные запасы лития, сосредоточенные в редкометальных пегматитах.

ПУБЛИКАЦИИ АВТОРА ПО ТЕМЕ ДИССЕРТАЦИИ

1. Состав минералообразующих растворов в пегматитах Музкол-Рангкульского антиклинория // Конференция молодых ученых, Душанбе: Дониш,1984, ч.2, с.71-78.

2. Корунд как продукт биметасоматоза карбонатных и алюмосиликатных пород ЮЗ Памира // Материалы конференции молодых ученых АН Тадж.ССР, Душанбе: Дониш, 1984, с.71-73.

3. Термобарометрические условия образования самоцветов в пегматитах Центрального Памира // Термобарометрия и геохимия рудообразукмцих флюидов, Львов, 1985, ч.2, с.38-41 (совместно с Э.А.Дмитриевым, Г.А. Ишан-Шо, А.В.Гилевым).

4. Новые проявления корундовой минерализации в мраморах Лянгарского района (ЮЗ Памир). - Докл. АН Тадж. ССР, 1986, т.29, №7, с.422-426 (совместно с Л.Н.Россовским).

5. Новые находки сапфирина на ЮЗ Памире. - Докл. АН Тадж. ССР, 1988, т.31, №6, с.398-403 (совместно с Л.Н.Россовским, К.К.Подлесским, Н.И.Органовой).

6. О поздней минеральной ассоциации корундовых плагиоклазитов ЮЗ Памира (диаспор, корундофиллит, Маргарит). - Изв. АН Тадж.ССР, отд. физ,-мат., хим. и геол. наук, 1988, т.12, №2(112), с.46-53 (совместно с Л.Н. Россовским).

7. Новые проявления корунда и шпинели в карбонатных породах ЮЗ Памира. - Изв. АН СССР, Сер. геол., 1990, №6, с.125-129.

8. Корундовые метасоматиты ЮЗ Памира. Автореф. канд. дисс., Душанбе: Дониш, 1990,22 с.

9. In search of whiteschists and komerupine in the SW Pamirs, USSR. - Episodes,

1990, v.13, n.4, p.270-275 (with E.S. Grew, N.N. Pertsev).

10. О взаимоотношениях корундовых плагиоклазитов и магнезиальных скарнов ЮЗ Памира. - Изв. АН СССР, Сер. геол., 1991, №5, с.74-81.

И. Гранат-корундовые плагиоклазиты ЮЗ Памира. - Докл. АН Тадж. ССР,

1991, т.34, №6, с.374-378 (совместно с JI.H. Россовским, К. Шамси-Заде).

12. Апоамфиболитовые корундовые метасоматиты ЮЗ Памира. - ЗВМО, 1992, 4.121, №4, с.53-60.

13.0 проявлении биметасоматоза в каратегинской серии (Центральный Таджикистан). - Докл.АН Таджикистана, 1992, т.35, № 5-6, с.284-287.

14. Метасоматоз в контактах гнейсов и магнезитов на ЮЗ Памире. - Изв. АН СССР, Сер. геол., 1992, №12, с.142- 149.

15. О контактово-реакционном преобразовании пегматитов в контактах с породами аличурской серии (ЮЗ Памир). - Докл. АН Республики Таджикистан, 1993, т. 36, №2, с.124-128.

16. О корунд-калишпатовых овоидах в слюдитах музкольского комплекса. -Докл. АН Республики Таджикистан, 1993, т.36, №10-11, с.414-421.

17. Корунд-гранат-кианитовые породы бассейна р.Сассык-су Восточный Памир // Проблемы магматической и метаморфической петрологии. М., 1994, с.24-26.

18. Минеральные ассоциации корунда из метасоматических месторождений ЮЗ Памира // Проблемы магматич. и метаморфич. петрологии. М., 1995, с.31-33.

19. О рутило-скаполитовых жилах (ЮЗ Памир). - ЗВМО, 1995,4.124, №5, с.47-53.

20. Перемещение петрогенных элементов в высокометаморфических породах ЮЗ Памира // Магматизм и геодинамика. Уфа, 1995, Материалы 1-го Всероссийского петрографического совещания, книга 4, с.94-96.

21. Geology and metallogeny of Tadjikistan. - XXX International Geol. Congress Abstracts, v.l, p.3, Bejing, China, 1996, p.423-42 (withN.G.Vlasov, E.N.Gorshcov).

22. Реакционные взаимоотношения доломитов с бескварцевыми кристаллическими сланцами на Центральном Памире. - ЗВМО, 1998, ч.127, №3, с.65-71.

23. Об источнике вещества лазуритовых месторождений. - Докл. АН Республики Таджикистан, 1998, т.41, №7, с.63-73.

24. Лазурит как индикатор палеогеографической обстановки докембрия // Историческая геология и эволюционная география. Спб, 2001, с.92-99.

25. Минерагенические эпохи и генетические типы месторождений Ю.Памира и Нуристана // Новые идеи в науках о Земле, М., 2001, т.1, с. 166-167.

26. Генетическая позиция благородной шпинели в магнезиальных скарнах Юго-Западного Памира. - ЗВМО, 2003, ч.132, №1, с.76-81.

27. Нуристан-Южнопамирская провинция докембрийских самоцветов. -Геология рудных месторождений, 2004, т.46, №4, с.305-312.

! i

í

H

Литвиненко Андрей Кимович

Нуристан-южнопамирская камнесамоцветная провинция (геология и минерагения)

Подписано в печать 22.04.2005г. Формат 60x84 1/16. Бумага офсетная. Усл. печ.л. 3,6. Тираж 100 экз. Заказ № 178.

Государственное образовательное учреждение высшего профессионального образования "Липецкий государственный педагогический университет" г. Липецк, ул. Ленина, 42

Отпечатано в РИЦ ЛГПУ

Q.ÏOf)

РНБ Русский фонд

2007-4 2235

П^Г'ГС5 X "'^У

Ù* '

Содержание диссертации, доктора геолого-минералогических наук, Литвиненко, Андрей Кимович

Введение.

Глава 1. Геотектоническая позиция Нуристан-Южнопамирской минерагенической провинции.

Глава 2. Геологическое строение Нуристан-Южнопамирской минерагенической провинции. 2.1. Полиметаморфические образования.

2.2. Породы дометаморфического субстрата и условия их накопления.

2.3. Монометаморфические образования.

2.4. Ультраметаморфические образования.

2.5. Метаморфизм и ультраметаморфизм.

2.6. Тектоника.

Глава 3. Классификация камнесамоцветных месторождений.

Глава 4. Камнесамоцветные формации прометаморфического класса.

4.1. Кордиерит- метапелитовая формация

4.2. Кианит-метапелитовая формация.

4.3. Альмандин-метапелитовая.

4.4. Рубин-карбонатная формация.

4.5. Рубин-метапелитовая формация.

Глава 5. Камнесамоцветные формации ортометаморфического класса

5.1. Лазуритовая формация.

5.2. Шпинелевая формация.

5.3. Сапфир-плагиоклазовая формация.

5.4. Рубин-плагиоклазовая формация.

5.5. Изумрудно-гипербазитовая формация.

Глава 6. Камнесамоцветные формации ультраметаморфического класса

6.1 .Кунцитовая формация.

Ф 6.2. Аквамариновая формация.

6.3. Топазовая формация.

6.4. Хрусталеносная формация.

6.5. Скаполитовая формация.

6.6. Изумрудно-карбонатно-кварцевая.

Глава 7. Закономерности размещения камнесамоцветных формаций.

7.1. Минерагенические эпохи.

7.2. Минерагенические структуры.

7.3. Поисковые геологические критерии.

7.4. Рекомендации по расширению перспектив НЮМП.

Введение Диссертация по наукам о земле, на тему "Нуристан-Южнопамирская камнесамоцветная провинция"

Нуристан-Южнопамирская минерагеническая провинция (НЮМП) является уникальной по видовому и генетическому многообразию метаморфогенных месторождений самоцветов: лазурита, благородной шпинели, рубина, сапфира, изумруда, аквамарина, хризоберилла, топаза, кунцита, скаполита, кордиерита, горного хрусталя и др. Все они генетически связаны с процессами регионального метаморфизма, проявившегося на основных этапах формирования кристаллического фундамента киммерийской Афгано-Южнопамирской складчатой области.

НЮМП согласно существующего политико-административного деления принадлежит трем государствам. Ее центральная, южнопамирская часть (зоны Центрального, Юго-Восточного и Юго-Западного Памира) находится на территории Республики Таджикистан, пределах Шугнанского,

Рошткалинского, Ишкашимского, Рушанского и Мургабского районов Горно-Бадахшанской автономной области. Юго-Западный фланг провинции - Южный Бадахшан и Нуристан - расположен в северо-восточной части Исламской Республики Афганистан, в провинциях Бадахшан, Кулам, Нангархар, Лагман, Каписа, Парван и Кабул. Граница между названными государствами проходит по реке Пяндж, верховье которой называется Памир, а низовье - Амударья. Небольшая часть провинции, юго-восточное ограничение Шатпутского блока Центрального Памира относится к Китаю.

Рассматриваемая территория принадлежит к наиболее высокогорным и труднодоступным районам земного шара. Она является частью Высокой Азии, грандиозного горного узла, в котором сходятся высочайшие хребты Куньлуня, Каракорума, Гиндукуша и Гималаев. Большая часть этой площади лежит на высоте от 2500 до 5000 м над уровнем моря.

Актуальность работы. Природные драгоценные камни являются важной группой полезных ископаемых, обладающих высокой стоимостью и постоянным спросом. В земной коре они встречаются крайне редко в силу их особых физических свойств (яркий цвет, прозрачность и др.), что свидетельствует о специфичности процессов их образования, природа которых до конца не установлена. Рассматриваемый в настоящей работе регион площадью 660x165 км насчитывает не менее 55 месторождений разнообразных драгоценных камней с несомненными перспективами увеличения этого числа. В его границах самоцветы образуют либо самостоятельные месторождения (лазурит, кордиерит, рубин), либо комплексные (кунцит, изумруд, данбурит) - с редкими металлами. Выявление закономерностей их образования и размещения, установление поисковых критериев и признаков может рассматриваться как группа вопросов важных как с научной, так и с практической точки зрения.

Минерагения этой группы полезных ископаемых, в пределах рассматриваемой территории, по мнению автора, определяется структурно-вещественными особенностями горных пород вмещающих драгоценные камни, их полициклическим и полифациальным метаморфическим преобразованием.

Цели и задачи. Главная цель данной работы заключается в обосновании выделения Нуристан-Южнопамирской провинции самоцветов как самостоятельной тектонической и минерагенической структуры, в выяснении закономерностей размещения месторождений драгоценных камней в ее пределах. Для этого были поставлены следующие задачи: 1. Определить геологические границы и тектоническую природу провинции. 2. Провести обобщение всех известных материалов по геологии и минерагении самоцветов, известных на территории провинции. 3. Разработать генетическую классификацию месторождений драгоценных камней на формационной основе. 4. Установить генетические связи месторождений самоцветов с докембрийскими первично-осадочными отложениями и их метаморфическими преобразованиями в ходе полициклического регионального метаморфизма. 5. Обосновать возраст камнесамоцветных формаций, их генетические связи с конкретными тектоно-метаморфическими циклами, сформировавшими рассматриваемую территорию как тектоническую и минерагеническую структуру.

Фактический материал. Основу работы по таджикской части территории провинции составляют личные материалы автора, полученные в процессе полевых исследований на Юго-Западном Памире, на восточном и западном флангах Центрального Памира в период 1983-1992 г.г. в составе полевых отрядов ИГ АН Таджикской ССР. Полевые и камеральные работы проводились в тесном сотрудничестве с Л.Н.Россовским, Э.А.Дмитриевым, А.В.Гилевым, В.И.Киселевым и др. (ИГ АН Тадж.ССР), Я.А.Гуревичем, Т.Н.Колесниковой, Н.А.Захарчуком, А.М.Скригителем, К.Шамси-Заде и др. (экспедиция "Памиркварцсамоцветы"), А.Н.Никитиным, В.И.Дранниковым и др. (Памирская ГРЭ "Таджикгеология"), H.H. Перцевым, И.А.Зотовым, Н.И. Органовой (ИГЕМ АН СССР), К.К.Подлесским (ИЭМ АН СССР), Ю.П. Солодовой (МГГРУ г.Москва), Э.С. Грю (университет Ороно, штат Мэн, США). По Афганистану использованы результаты работ советских геологов, проводивших в 60-80е годы XX века геологические съемки масштаба 1:500000, поисково-оценочные и поисково-разведочные работы. В работе использованы также все известные автору публикации советских и иностранных геологов за период от конца 20х годов (труды ТПЭ АН СССР) до начала 90х годов XX века, в том числе и ряд производственных геологических отчетов, составленных с участием автора.

Личный вклад автора. Вся теоретическая и техническая работа по созданию диссертации выполнены лично автором. Им проведен рудноформационный анализ месторождений самоцветов и их классификация по генетическим признакам; составлены оригинальный вариант тектонической карты Афгано-Южнопамирской складчатой области и минерагеническая карта Нуристан-Южнопамирской минерагенической провинции (НЮМП) с отдельными врезками более крупного масштаба. В процессе камеральной обработки полевых материалов обосновано выделение формации корундовых метасоматитов - возможный источник добычи рубина и сапфира, их детальная минералого-петрографическая характеристика.

Методы исследования. При выполнении данной работы были использованы методы металлогенического анализа, в частности:

- Реконструкция состава первичных пород дометаморфического субстрата и оценка их продуктивности;

- Анализ рудоносности метаморфических пород (в ранге толщ, свит, серий) в связи с их петрографическим и петрохимическим составом и Р-Т условиями метаморфизма, т.е. установление закономерных связей определенного вида самоцвета и ассоциированных с ним минералами с метаморфическими породами определенного состава и степени метаморфизма;

- Анализ продуктивности тектоно-метаморфических циклов — основных этапов формирования рассматриваемой территории как тектонической и минерагенической структуры;

Рудноформационный анализ метаморфогенных месторождений самоцветов;

- Анализ условий размещения формаций' самоцветов - обоснование минерагенических эпох, места НЮМП в общей иерархии металлогенических структур Средиземноморского пояса, соответствия между минерагеническими и тектоническими структурами;

- Разработка рудоконтролирующих факторов и поисковых критериев как основы для оценки общих перспектив конкретных формаций самоцветов и прогнозирование новых типов месторождений.

Научная новизна. 1. В конкретных геологических границах выделен камнесамоцветный регион - Нуристан-Южнопамирская минерагеническая провинция, включающая разнообразные генетические типы месторождений драгоценных камней и других видов нерудных полезных ископаемых. В ее пределах, помимо известных с глубокой древности месторождений лазурита и шпинели, расположено более 50 месторождений рубина, сапфира, изумруда, скаполита, кордиерита, кунцита, аквамарина, топаза, турмалина и др. драгоценных камней, различающихся возрастом, генезисом, характером и формой связи с процессами регионального метаморфизма.

2. Установлено, что разнообразие месторождений различных драгоценных камней обусловлено сочетанием трех главных факторов: а) вещественным составом докембрийских первично-осадочных пород; б) Р-Т условиями регионального метаморфизма и сопряженных с ним процессами ультраметаморфизма и метасоматоза; в) полицикличностью процессов регионального метаморфизма.

3. Проведен формационный анализ месторождений самоцветов, на основе которого конкретизированы рудоконтролирующие факторы и критерии прогнозирования. К примеру, месторождения рубина (рубин-метапелитовая, рубин-карбонатная и рубин-плагиоклазовая формации), изумруда (изумрудно-гипербазитовая и изумрудно-карбонатно-кварцевая формации) и др. контролируются литологическими и термодинамическими факторами.

4. Разработана генетическая классификация, в которой метаморфогенные месторождения (16 камнесамоцветных формаций) драгоценных камней разделены на две серии (метаморфическую и ультраметаморфическую), три класса (прометаморфический, ортометаморфический и реометаморфический) и пять подклассов (метапелитовый, метаэвапоритовый, магнезиально-скарновый, палингенно-метасоматический и гидротермально-метаморфический).

5. Открыт и изучен новый тип контактово-метасоматических горных пород, содержащих сапфир и рубин - корундовые метасоматиты.

Публикации и апробация работы. Отдельные положения диссертации представлены в 27 публикациях, восемь из которых в реферируемых журналах. Ряд положений рассматривались на 7-м Всесоюзном совещании в г.Львове в 1985 г., на Всероссийской конференции памяти И.Ф.Трусовой в Москве в 1994 и 1995 годах, на 1-м Всероссийском петрографическом совещании в г.Уфе в 1995 г., на 30-м Международном геологическом конгрессе в Пекине в 1996 г., на юбилейной конференции в честь П.П. Семенова-Тяншанского в г. Липецке в 2003г. Многие вопросы, рассматриваемые в работе, обсуждались с В.И. и К.Т. Будановыми, Н.Г. Власовым, В. И. Киселевым, Э.А.Дмитриевым, М.Б. Акрамовым, В.Д.Дусматовым, Г.Т. Таджибаевым, Л.Н.Россовским, В.В.

Могаровским, H.H. Перцевым, И.А.Зотовым, М.А.Лицаревым, П.П.Смолиным, Ю.П.Солодовой, Э.М.Спиридоновым, Е.И.Семеновым.

Практическое значение. Разработанные в диссертации генетическая классификация месторождений драгоценных камней и поисковые критерии могут быть использованы при проведении поисково-разведочных работ на этот вид полезных ископаемых как в границах выделенной автором провинции, так и на территории Российской Федерации. Составленные автором тектоническая и минерагеническая карты НЮМП могут быть применены для металлогенического анализа территорий, сложенных древнейшими толщами горных пород.

Сердечную благодарность выражаю Р.Б. Баратову, В.И. и К.Т.Будановым, В.И.Дронову, Н.Г.Власову, В.И.Киселеву, Э.А.Дмитриеву, А.В.Гилеву, Л.Н. Россовскому, В.Д.Дусматову, Г.Т. Таджибаеву, Н.Н.Перцеву, И.А.Зотову, П.П. Смолину, М.А.Лицареву, без влияния которых автор не состоялся бы как специалист. Благодарю Липецкий государственный педагогический университет в лице его бывшего ректората В.Ф.Черновой и нынешнего П.Г. Бугакова, декана естественно-географического факультета Л.И.Перфиловой и заведующего кафедрой географии Ю.Т.Карандеева за их моральную и материальную помощь в написании данной работы.

Защищаемые положения. 1) Нуристан-Южнопамирская минерагеническая провинция представляет самостоятельную тектоническую структуру -срединный массив, сложенный докембрийскими метаморфическими сериями, различающимися возрастом пород дометаморфического субстрата, интенсивностью метаморфизма и структурным планом. Их объединяет метаморфогенная минерагения не характерная для структурно-формационных зон фанерозойских складчатых областей.

2) Изменение Р-Т условий метаморфизма от гранулитовой до зеленосланцевой фаций, чередование в разрезе НЮМП пелитов, высокоглиноземистых пелитов, эффузивов средне-основного состава и эвапоритов обусловили образование многочисленных типов месторождений.

Эти признаки положены в основу генетической классификации месторождений драгоценных камней НЮМП.

3) Месторождения драгоценных камней, рассматриваемой провинции, формировались в течении трех минерагенических эпох: беломорской, карельской и альпийской, соответствующих трем тектоно-метаморфическим циклам, последовательно сменявшим друг друга с архея по кайнозой.

4) Особенности вещественного состава первичных осадочно-вулканогенных пород, полицикличность и полифациальность их метаморфизма определили НЮМП как минерагеническую структуру с широким полиформационным набором месторождений.

Заключение Диссертация по теме "Геология, поиски и разведка твердых полезных ископаемых, минерагения", Литвиненко, Андрей Кимович

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Нуристан-Южнопамирская камнесамоцветная провинция рассматривается как область распространения метаморфогенных месторождений самоцветов, приуроченных к докембрийским метаморфическим толщам. Последние обнажаются в границах киммерийской Афгано-Южнопамирской складчатой области, расположенной на северо-восточном фланге Средиземноморского пояса.

Минерагенический облик провинции формировался в течение трех минерагенических эпох (беломорской, карельской и альпийской), генетически связанных с синхронными тектоно-метаморфическими циклами. В беломорскую эпоху (гранулитовый цикл регионального метаморфизма) формировались месторождения лазурита, благородной шпинели рубина и сапфира; в карельскую (амфиболитовый цикл) - рубина, кордиерита, граната, кианита, изумруда; в альпийскую (Р), связанную с динамотермальным метаморфизмом, проявившемся в форме ультраметаморфизма - кунцита, аквамарина, топаза, цветных турмалинов, скаполита, изумруда и горного хрусталя.

Месторождения самоцветов, объединенные в камнесамоцветные ("рудные") формации, систематизированы по генетическим признакам на серии, классы и подклассы. В составе метаморфической серии рассматриваются самоцветы беломорской и карельской минерагенических эпох. Видовое и генетическое многообразие этих месторождений определяют вещественный состав докембрийских первично-осадочных пород и Р-Т условия их метаморфического преобразования. В разрезах первично-осадочных толщ продуктивные рудовмещающие породы заключены в объемах ограниченных свитой, подсвитой, пластом или пропластком. В зависимости от режима метаморфического преобразования различаются генетические классы -прометаморфический (преимущественно изохимический метаморфизм) и ортометаморфический (изохимический метаморфизм, переходящий в

аллохимический).

Ультраметаморфическая серия объединяет самоцветы альпийской минерагенической эпохи. Вещество этих месторождений мобилизуется в зонах ультраметаморфизма из огромных объемов докембрийских метаморфических серий. Оно перемещалось к месту локализации в форме палингенно-метасоматических магм и гидротермально-метаморфических флюидов.

Нуристан-Южнопамирская провинция самоцветов по отношению к Средиземноморскому металлогеническому поясу - мегаструктуре I порядка, является металлогеническим подразделением III порядка. В ее границах выделяются металлогенические подразделения IV порядка - минерагенические блоки и минерагенические зоны (пояса), различающиеся между собой минерагенической специализацией. В контурах минерагенических (тектонических) блоков сосредоточены самоцветы беломорской карельской, а, в ряде случаев (табл.27,28).

Рассматриваемая провинция в тектоническом отношении представляет собой докембрийский срединный массив, активизированный в альпийскую эпоху орогенеза, охватившего огромную территорию Высокой Азии. Благодаря ярко выраженной самоцветной минераализации, представленной разнообразными по возрасту, генезису и видовому составу самоцветов, данный срединный массив не имеет аналогов среди девяти тектонических типов срединных массивов, выделенных А.Д.Щегловым (1980).

Перспективы Нуристан-Южнопамирской провинции далеко не исчерпываются известными месторождениями самоцветов. Установлено, что существуют реальные предпосылки для значительного расширения существующей минерально-сырьевой базы самоцветов. Ее реализацию рекомендуется проводить по следующим направлениям. 1. В доломит-магнезитовых частях разрезов горанской и сарысангской метаморфических сериях - поиски слепых залежей лазурита и благородно шпинели на флангах и глубоких горизонтах известных месторождений и на перспективных объектах. Поиски и оценка новых месторождений сапфир- и рубин-плагиоклазовой

формаций. 2. В гнейсово-мраморных (кальцитовые мраморы) толщах музкольской, иуристаиской и шахдарииской сериях - поиски месторождений рубин-карбонатной формации. 3. В метатерригенных толщах всех метаморфических серий поиски месторождений рубина, альмандина, кордиерита, кианита. 4. В мафических частях разреза хорогского ортокомплекса — поиски месторождений изумруда слюдитового типа. 5. Поиски россыпных месторождений самоцветов (рубина, альмандина, кордиерита, кианита, топаза, скаполита) на Восточном Памире в долинах рек, дренирующих северный и южный склоны хребта Туракулома (Шатпутский блок), а также северный склон Музкольского хребта, в долинах правых притоков р.Акбайтал-Южный (Сарымулинский блок).

Нуристан-Южнопамирская провинция расположена на территории Таджикистана и Афганистана - стран, входящих в сферу национальных интересов Российской Федерации. Одним из существенных направлений реализации этих интересов, на наш взгляд, могло бы стать создание совместных предприятий по промышленному освоению наиболее перспективных месторождений самоцветов. Необходимая для этого политическая стабильность уже достигнута в Таджикистане и, надо полагать, будет достигнута в недалеком будущем в Афганистане. При этом надо учитывать благоприятные предпосылки для значительного расширения этого сотрудничества за счет вовлечения в разработку других видов дефицитного сырья. В таджикской части НЮМП это месторождения энстатита, форстерита, магнезита, боросиликатов, а в афганской - огромные запасы лития, сосредоточенные в редкометальных пегматитах.

Библиография Диссертация по наукам о земле, доктора геолого-минералогических наук, Литвиненко, Андрей Кимович, Липецк

1. Буданова К.Т., Буданов В.И. Метамагматические формации Юго-Западного Памира. Душанбе: Дониш, 1983, 275 с.

2. Буданова К.Т. Метаморфические формации Таджикистана. Душанбе: Дониш, 1991,336 с.

3. Виноградов В.И., Лицарев М.А. Изотопный состав серы и некоторые особенности образования лазурита // Геохимия и минералогия серы. М., 1972, с.267-282.

4. Власов Н.Г. Схема тектоники Памиро-Гималайского сектора Азии // Вопросы стратиграфии палеозоя. Л.: ЛГУ, 1969, с.24-33.

5. Геологическая карта Таджикской ССР и прилегающих территорий. Масштаб 1:500000, ВСЕГЕИ, 1989.

6. Геология и полезные ископаемые Афганистана. М.: Недра, 1980, т.1, 535 е., т.2, 335 с.

7. Гилев A.B., Дмитриев Э.А. Прозрачные кордиериты в метаморфических породах Музкол-Рангкульского антиклинория (Центральный Памир). - Докл. АН Тадж.ССР, 1982, т.24, № 12, с.565-567.

8. Гилев A.B. Ювелирный кордиерит Центрального Памира // Минералогия Таджикистана, Душанбе: Дониш, 1989, вып.8, с.33-47.

9. Глебовицкий В. А. Проблемы эволюции метаморфических процессов в подвижных поясах. Л.: Недра, 1973, 127 с.

10. Глебовицкий В.А., Седова И.С., Дюфур М.С. Эволюция метаморфических поясов альпийского типа. Л.: Наука, 1981, 304 с.

11. Горжевский Д.И., Козеренко В.Н. Связь эндогенного рудообразования с магматизмом и метаморфизмом. М.: Недра, 1965, 300 с.

12. Давыдченко А.Г. К тектонике ЮЗ Памира // Материалы по геологии Памира, Душанбе, 1964, вып. 2, с.101-111.

13. Давыдченко А.Г. Гранитизация, магматизм и рудообразование. М.: Недра, 1986, 142 с.

14. Дмитриев Э.А., Скригитель A.M. Минералогия ювелирных скаполитов В. Памира. - Докл. АН Тадж.ССР, 1982, т.ХХХ, №10, с.612

15. Дмитриев Э.А. Гранитные пегматиты Восточного Памира и их перспективы на камнесамоцветное сырье. - Изв. АН Тадж.ССР, отд. физ.-мат.-хим. и геол. наук, 1983, №3 (89), с.48-57.

16. Добрецов H.JI. Метаморфические формации и метаморфогенные месторождения // Мусковитовые пегматиты СССР. JL: Наука, 1975, с. 36-50. Дроздов В.П. Минерагения камнесамоцветного сырья. - Отечественная геология, 1996, №3, с.32-37.

17. Дронов В.И. Рушанский комплекс // Материалы по геологии Памира. Душанбе: Дониш, 1963, вып. 1, с.38-52.

18. Дронов В.И. Тектоническое районирование Афгано-Южнопамирской складчатой области // Геология и геофизика Таджикистана, Душанбе: Дониш, 1993, №3, с.178-196.

19. Другалева Т.А., Гуревич Я. А., Иорданский Л.В., Смолин П.П. Гипермагнезиальные скарноиды Ю.-З. Памира как уникальное керамическое сырье (на примере кухилальского месторождения) // Высокомагнезиальное минеральное сырье. М.: Наука, 1991, с. 190-218.

20. Иванов В.Г., Самойлов А.Н., Сапожников А.А, Катаев A.A., Виноградов А.П. Минералогия лазуритовых месторождений СССР // Самоцветы. JL: Наука, 1980, с.97-104.

21. Киевленко Е.Я., Сенкевич H.H., Гаврилов А.П. Геология месторождений драгоценных камней. М.: Недра, 1974, Киевленко Е.Я. Геология самоцветов. М., 2001.

22. Коноваленко С.И., Россовский JI.H. Первая находка рубина в мраморах ЮЗ Памира. - ЗВМО, 1980, ч. 109,

23. Коржинский Д.С. Очерк метасоматических процессов // Основные проблемы в учении о магматогенных рудных месторождениях. М.: Изд-во АН СССР, 1955, с.335-456.

24. Критерии прогнозной оценки территорий на твердые полезные ископаемые. JL:1. Недра, 1986, 750 с.

25. Литвиненко А.К. Корунд как продукт биметасоматоза карбонатных и алюмоснлнкатных пород ЮЗ Памира // Материалы конференции молодых ученых АН Тадж.ССР, Душанбе: Дониш, 1987, с.71-73.

26. Литвиненко А.К. О корунд-калишпатовых овоидах в слюдитах музкользского комплекса. - Докл. АН Тадж.ССР,

27. Литвиненко А.К. О взаимоотношениях корундовых плагиоклазитов и магнезиальных скарнов ЮЗ Памира. - Изв. АН СССР, Сер, геол., 1991, №5, с.74-81.

28. Литвиненко А.К. Метасоматоз в контактах гнейсов и магнезитов на ЮЗ Памире. - Изв. АН СССР, Сер. геол., 1992, №12, с. 142- 149. Литвиненко А.К.О рутило-скаполитовых жилах (ЮЗ Памир). - ЗВМО, 1995, 4.129, №5, с.47-53.

29. Литвиненко А.К. Реакционные взаимоотношения доломитов с бескварцевыми кристаллическими сланцами на Центральном Памире. - ЗВМО, 1998, №3, с.65-71.

30. Литвиненко А.К. Об источнике вещества лазуритовых месторождений. - Докл. АН Республики Таджикистан, 1998, T.XLI, №7, с.63-73.

31. Литвиненко А.К. Лазурит как индикатор палеогеографической обстановки докембрия // Историческая геология и эволюционная география. Спб, 2001, с.92-99.

32. Литвиненко А.К. Генетическая позиция благородной шпинели в магнезиальных скарнах Юго-Западного Памира. - ЗВМО, 2003, 4.CXXXII, №1, с.76-81.

33. Лицарев М.А. Лазурит, его генезис и сырьевая база// Драгоценные и цветные кмни как полезное ископаемое. М.: Наука, 1973, с.62-80.

34. Лицарев М.А., Виноградов В.И. Кулешов В.Н. О соленосности докембрийских отложений ваханской серии (ЮЗ Памир). - ДАН СССР, 1977, т.234, №6, с. 14251428.

35. Лицарев М.А., Платонов А.Н., Тарин М.Н., Полыпин Э.В. Фиолетовая шпинель ЮЗ Памира // Драгоценные и цветные камни. М.: Наука, 1980, с. 199-210. Лутц Б.Г. Химический состав континентальной коры и верхней мантии. М.: Наука, 1975, 168 с.

36. Массон М.Е. Из истории горной промышленности Таджикистана. Л.: Изд-во АН СССР, 1934, материалы таджикско-памирской экспедиции, вып.ХХ, 105с. Маракушев A.A. Проблемы минеральных фаций метаморфических и метасоматических пород. М.: Наука, 1963, 297 с.

37. Маракушев A.A. Петрология метаморфических пород. М.: Изд-во МГУ, 1973, 320 с.

38. Мейсон Р. Петрология метаморфических пород. М.: Мир, 1981, с.263. Менерт K.P. Петрология докембрийского комплекса фундамента // Земная кора и верхняя мантия. М.: Мир, 1972, с. 455-462.

39. Могаровский В.В. Геохимия редких элементов интрузивных пород Таджикистана. Душанбе: Дониш, 1987, 295 с.

40. Морозенко Н.К. Генезис хрусталеносных жил Памира. - Советская геология, 1946, №9, с. 87-101.

41. Морозов С.А. О последовательности выделения минералов в хрусталесодержащих полостях Ванч-Язгулемской хрусталеносной зоны // Труды института геологии, 1964, т. VIII, с. 60-75.

42. Пашков Б.Р. Основные особенности строения массивов древних метаморфических пород Афгано-Памирской области. - Геотектоника, 1975, №5, с. 81-96.

43. Пашков Б.Р., Дмитриев Э.А. Музкольский кристаллический массив (Центральный Памир). - Бюл. МОИП.Отд. геол., 1981, т.56, в.З, с.18-34.

44. Попов В.И. Полезные ископаемые Южного Таджикистана. Л.: Изд-е Таджикско-Памирской экспедиции, 1936, 470 с.

45. Предовский A.A. Реконструкция условий седиментогенеза и вулканизма раннего докембрия, Л.: Наука, 1980, 152 с.

46. Путолова Л.С., Менчинская Т.И., Баранова Л.В. Декоративные разновидности цветного камня СССР. М.: Недра, 1989, 270 с.

47. Равинская-Иоффе Л.И. Природные твердые растворы системы CaC03-MgC03 как индикаторы температурных условий метаморфизма // Метасоматиты и оруденение. М.: Наука, 1975, с. 123-166.

48. Расчленение стратифицированных и интрузивных образований Таджикистана. Душанбе: Дониш, 1976, 207 с.

49. Резвой Д.П. О Великом георазделе Азиатского материка. Межд. геол. конгресс, XXII сессия, проблема 11, М.: 1964.

50. Россовский Л.Н. Пегматиты в магнезитовых мраморах из района месторождения благородной шпинели Кухи-Ляль на ЮЗ Памире // Минералы СССР. М.: АН СССР, 1963, с. 166-181.

51. Россовский JI.H., Шостацкий А.Н. Пегматиты с хризобериллом в одном из районов Средней Азии // Труды минералогического музея им. А.Е.Ферсмана, 1964, вып. 15, с.154-160.

52. Россовский Л.Н., Чмырев В.М. Закономерности размещения редкометальных пегматитов Гиндукуша (Афганистан). - Изв. АН СССР, сер. геол., 1976, №5, с.79-90.

53. Россовский Л.Н., Чмырев В.М., Салах A.C. Месторождение кунцита Кулам в Афганистане. - Советская геология, 1976, №12, с.139-143.

54. Россовский Л.Н. Редкометальные пегматиты с драгоценными камнями и условия их формирования. -ЗВМО, 1980, ч.Ю9, вып. 3, с.301-311. Россовский Л.Н. Месторождения драгоценных камней Афганистана. — Геология рудных месторождений, 1980, №3, с.74-88.

55. Россовский Л.Н., Могаровский В.В., Чмырев В.М. Новое в альпийской минерагении восточной части Средиземноморского складчатого пояса. - ДАН СССР, 1986, т. 288, №3, с.699-702.

56. Россовский Л.Н., Литвиненко А.К., Подлесский К.К., Органова H.A. Новые находки сапфирина на ЮЗ Памире. - Докл. АН Тадж.ССР, 1988, т.31, №6, с.398-402.

57. Россовский Л.Н, Литвиненко А.К., Шамси-заде К.Ш. Гранат-корундовые плагиоклазиты ЮЗ Памира. - Докл. АН Тадж. ССР, 1991, т.34, №6, с.374-376.

58. Рундквист Д.В. Принципы выделения и типизации структурно-формационных и структурно-металлогенических зон // Рудоносность и геологические формации структур земной коры. Д.: Недра, 1981, с. 18-37.

59. Сергуненков Б.Б. Ювелирный скаполит с хребта Туракулома (Памир). - ЗВМО, 1989, №4, с.84-90.

60. Скригитель A.M. Цветные турмалины месторождения Мика // Минералогия Таджикистана. Душанбе: Дониш, 1989, вып.8, с.47-52.

61. Скригитель A.M. Топазы из пегматитов В. Памира // Минералогия Таджикистана. Душанбе: Дониш, 1989, вып.8, с.52-57.

62. Скригитель A.M. Драгоценные камни в пегматитах В. Памира. - Мир камня, 1996, №11, с.11-17.

63. Соколов Ю.М., Глебовицкий В.А., Турченко С.И. Генетическая классификация месторождений полезных ископаемых метаморфогенного типа. - Советская геология, 1975, №2, с.52-65.

64. Соколов Ю.М., Салье М.Е. Генетическая систематика метаморфогенных месторождений полезных ископаемых. - Геология рудных месторождений, 1992, №3, с. 19-29.

65. Соколов Я.Н., Тагиров Т.Н., Астапов A.C. Генетические типы хрусталеносных кварцевых жил Южного Памира и особенности их локализации. - Изв. АН

66. Урасина Л.П., Другалева Т.А., Смолин П.П. Главнейшие магнезитовые месторождения. М.: Наука, 1993, 157 с.

67. Файзиев А.Р., Киселев В.И., Искандаров Ф.Ш., Алидодов Б.А. Температурные условия минералообразования в магнезиально-скарновом месторождении Кухилал (ЮЗ Памир) // Термобарометрия земной коры и рудообразование. М.: Наука, 1987, с. 177-179.

68. Ферсман А.Е. Драгоценные и цветные камни СССР // Избранные труды. М.: Изд. АН СССР, т.7, 1962, 591 с.

69. Хаин В.Е. Основные черты структуры Альпийского пояса Евразии в пределах

70. Ближнего и Среднего Востока. - Вест. МГУ, геология, 1969, №1,2.

71. Хаин В.Е. Условия заложения и основные этапы развития Средиземноморскогогеосинклинального пояса. - Вест. МГУ, геология, 1970, N2, с.36-72.

72. Хорева Б.Я., Блюман Б.А. Полиметаморфические комплексы докембрийскогофундамента палеозойских и мезозойских складчатых областей Средней Азии.1. Л.: Недра, 1974, 216 с.

73. Хорева Б.Я., Тихомиров И.Н. Принципы формационного анализа метасоматических и ультраметаморфических пород раннего докембрия // Геологические формации региона Байкало-Амурской магистрали. Л.: Тр.ВСЕГЕИ, 1980, т.307, с. 5-16.

74. Шнейдерхен Г.Х. Рудные месторождения. М.: Изд-во инст. лит-ры, 1958, 458 с. Шмакин Б.М., Татаринов А.В. Миароловые пегматиты, их место в систематике гранитных пегматитов и поисковые признаки. - Геология и геофизика, 1975, № 9, с.73-79.

75. Шмакин Б.М. Пегматитовые месторождения зарубежных стран. М.: Недра, 1987.

76. Щеглов А.Д. Основы металлогенического анализа. М.: Недра, 1980, 430 с. Яншин А.А. Проблемы срединных массивов. - Бюл. МОИП, отд. геол., 1965, т.ХЬ, вып.5, с.8-39.

77. Bowersox G.W., Chamberlin В.Е. Gemstones of Afghanistan. USA, Tueson: Geoscience Press, 1995, pp.180.

78. Grew E.S. Kornerupine at the Sar-e-Sang, Afganistan, whiteschist locality: implications for tourmaline-kornerupine distribution in metamorphic rocks. -American mineralogist, 1988, v.73, pp. 345-357.