Бесплатный автореферат и диссертация по геологии на тему

Хрусталеобразующие гидротермальные системы

ВАК РФ 04.00.20, Минералогия, кристаллография

Автореферат диссертации по теме "Хрусталеобразующие гидротермальные системы"

На правах рукописи КОЗЛОВ Александр Владимирович

ХРУСТАЛЕОБРАЗУЮЩИЕ ГИДРОТЕРМАЛЬНЫЕ СИСТЕМЫ

Специальности: 04.00.20- Минерале." л, кристаллография; 04.00.11 - Геология, поиски и разведки рудных и нерудных месторождений; металлогения

Автореферат диссертации на соискание ученой степени

доктора геолого-минералогических наук

Санкт-Петербург 1998

Работа выполнена и Сашст-Петербургском государст пенном горном институте им. Г.В.Плеханова (технической университете)

Официальные оппоненты:

доктор геолого-минералогических наук, профессор,

академик РАН Юшкип Николай Павлович; доктор геолого-минералогичсскпх наук, профессор

Мельников Евгений Павлович; доктор геолого-минералогическнх наук

Прасолов Эдуард Михайлович

Ведущая организация: Уральская горногеологическая академия, г. Екатеринбург

Защита диссертации состоится 13 февраля_1998 г. в

16 часов на заседании диссертационного совета Д 063.15.04 в Санкт-Петербургском государственном горном институте им. Г.В.Плеханова по адресу: 199026, Санкт-Петербург В-26, 21 линия, д. 2, ауд. 1203.

С диссертацией можно ознакомиться в библиотек« Санкт-Петербургского государственного горного института

Автореферат разослан " /г - января 1998 г.

УЧЕНЫЙ СЕКРЕТАРЬ Уу диссертационного совета / М.А.Иванов

ВВЕДЕНИЕ

Актуальность проблемы. Генетические вопросы хрусталеобразо-зания всегда привлекали пристальное внимание исследователей, но наибо-iee оживленная дискуссия по этой проблеме началась с серии работ И. Ке-югсбсргсра (Konigsberger. 1925) и Р.Паркера (Parker, 1923), которые на зснове изучения хрусталеносной минерализации Швейцарских Альп разработали латераль-секрециониую модель формирования хрустальных -незд. Позднее она была использована при рассмотрении процессов хру-лалеобразования на Приполярном Урале (Леммлейн, 1937, 1954). Интен-:ивное изучение в последующие годы месторождений горного хрусталя Приполярного Урала и других хрусталеносных провинций дали основания ыя разработки постмагматической концепции их формирования (Ермаков, 1958, Лазько, 1958, Карякин, 1959). К чисто метаморфогенным образованием отнесли хрусталеносные кварцевые жилы Ю.Н.Ануфриев (1979), Ю.М.Соколов, Е.П.Мельников и др. (1977). В расширенном понимании татераль-секреционную модель применил для объяснения формирования Зезрудных кварцевых жил А.В.Осинский (1979, 1981, 1982). В "гидротермальный магматогенно-метаморфогенный" тип выделили хрусталеносную минерализацию Приполярного Урала С.К.Кузнецов, В.В.Буканов и П.П. Юхтанов (1988). Этот краткий обзор свидетельствует о высокой степени ^определенности в понимании генетических вопросов хрусталеобразова-1ия. Эвристический потенциал геолого-генетического моделирования хру-ггалеобраззтощих гидротермальных систем при решении этих проблем $есьма велик, но практически не использован. Он основан на уникальных :войсггвах кристаллов кварца, позволяющих получать объективную и обдирную генетическую информацию на основе изучение его морфолого-шатомических, конституционных особенностей и разностороннего иссле-юванкя флюидных включений. Значительный диапазон термодинам иче-;ких условий образования кристаллов кварца и широкая их распростра-1енность на месторождениях различного происхождения позволяет ис-юльзоватъ получаемою генетическую информацию для изучения широко-о круга эндогенных процессов. К настоящему моменту накоплен огром-шй фактический материал по месторождениям горного хрусталя СНГ и, в меньшей степени, по зарубежным хрусталеносным объектам, а также по 'словиям искусственного выращивания разнообразных по окраске и дру-■им свойствам кристаллов кварца в гидротермальных средах в широком щапазоне термодинамических параметров и составов растворов, что опре-1еляет хорошую фактологическую основу для генетического моделирова-{ия процессов хрусталеобразования. Все это создало объективные предложит! для синтеза информации и создания геолого-генетических моделей :русталеобразования в земной коре.

Целью работы является выявление наиболее общих черт, присущи хрусталеносным объектам, сформировавшимся в разнообразных геологи ческнх условиях, и построение универсальной геолого-гснетическон моде ли хрусталеобразующей гидротермальной системы, в которой отражен] особенности формирования кристаллов кварца различного типа.

Достижение намеченной цели осуществлялось посредством решени ряда частных задач, среди которых:

1) шшерагеничеемш анализ различных хрусталеносных провинци: для выявления общих черт, определяющих их продуктивность в отношени; хрусталеносной минерализации;

2) типизация хрусталеносных объектов на основе их геолого структурных характеристик, морофолого-анатоммеских особешюсте: кристаллов кварца с привлечением данных по изучению в них флюидньг включений;

3) выявление флюндодинамического режима формирования кон кретных хрусталеносных объектов различного масштаба на основе резуль татов анализа газового состава флюидных включений в кристаллах кварц; и определения в них содержания и изотопных отношений благородных га зов с учетом особенностей их геологического строения;

4) построение локальных геолого-генетических моделей хрусталеоб разовашы для отдельных типов хрусталепроявлений с отражением опти мольных для формирования промышленно ценных разновидностей кварц; условий;

5) анализ особенностей размещения и формирования хрусталенос ных и рудных объектов с целью выявления специфики хрусталеобразую щих гидротермальных систем.

Фактический материал и методы исследований. В основу дне сертации положены материалы собранные при проведении геолого минералогических исследований на месторождениях горного хрусташ Приполярного Урала в течение 26 полевых сезонов (1970-1996). За это" период автором были составлены геолого-структурные карты, сопровож даемые геологическими разрезами по ряду месторождений горного хрусталя и с различной степенью детальности опробовано более половины хру сталеносных объектов этого региона. На основе собственных наблюдений < привлечением литературных источников сделан анализ особенностей геологического строения и развития Приполярного Урала с целью определения места и времени проявления в его пределах хрусталеносной минерализации. Аналогичный анализ по опубликованным данным выполнен дл* других хрусталеносных провинций.

Базовым для решения поставленных задач явилось специализированное минералогическое картирование Приполярно-Уральской хрустале-

юсной провинции, проведенное в различных масштабах. С участием авто-»а была подготовлена специализированная минерагеническая карта Припо-[ярного Урала масштаба 1:200000; непосредственно автором аналогичные юлее крупномасштабные карты и схемы были составлены по отдельным русталеносным полям, месторождениям, хрусталеносным зонам и гнез-:ам. Для этой цели было использовано около 1100 проб кристаллов кварца, тобранных непосредственно из хрустальных гнезд, россыпей и отвалов орных выработок. Каждая проба включала в себя от 5 до 30 кристаллов варца. При отборе кристаллов из гнезд осуществлялась их привязка в пре-;слах гнезда с учетом его геологической позиции и внутреннего строения. 1ри опробовании россыпей и отвалов поверхностных горных выработок из сей совокупности просмотренных кристаллов, количество которых обычно составляло от нескольких десятков до нескольких сотен образцов, отбивалась представительная проба, содержащая все разновидности кристаллов. 1ля каждой точки отбора проб осуществлялась топографическая и геоло-ическая привязка. В дальнейшем из каждой пробы отбиралось от 1 до 5 ристаллов, из них выпиливались пластины толщиной 4-8 мм, которые заем полировались и подвергались у-облучению с интегральной дозой от 10 о 25 Мрад. Коллекция таких пластин по Приполярному Уралу составила юрядка 3000 образцов. По ряду объектов облученные пластины из кри-таллов кварца, были предоставлены В.В.Букановым, ЛС.Скобелем, Ш.Юхтановым, Е.Б.Эфросом, Б.О.Андреевым, Е.КМаханек и !.В,Прутовьш. Изучалась также коллекция облученных кварцевых пла-тин, собранная В.Ю.Эшкиным и Т.А.Карякиной на месторождениях гор-:ого хрусталя Южного Урала и Алдана. Автор благодарен всем им за по-ющь в сборе весьма информативного каменного материала.

Кварцевые пластины, в которых в результате у-облучения иницииро-алась окраска, изучались с целью типизации кристаллов кварца по осо-енностям ее распределения и для выявления и онтогенической привязки шнеральных н флюидных включений различного происхождения. Место-ождения и проявления горного хрусталя, в кристаллах которых исследо-ались флювдные включения, предварительно были детально изучены в тнералогическом и геологическом отношениях. Это позволило просле-ить место анализируемого семейства включений в пределах кристалла, озицию кристалла в хрустальном гнезде, размещение гнезда в пределах русталеносной зоны, положение хрусталеносной зоны в рамках месторождения, а последнего - в пределах конкретного хрусталеносного поля. Дан-ьгй подход позволяет не статистически, а на основе использования жестко ривязантшх отдельных препаратов использовать результаты изучения в их флюидных включений для восстановления флюидодинамического ре-аша хрусталеобразующих гидротермальных систем различных уровней и

сопоставлять эти результаты с геологическими условиями проявления хру сталеносной минерализации.

Флюидные включения исследовались с целью установления фазово го состава минералообразующнх растворов, определения температур т 'гомогенизации, анализа состава флюидной фазы и изотопного состава бла шродных газов (в основном гелия и аргона). Определение состава газо! проводилось масс-спектрометрическнм методом в.комбинации с термическим способом их вскрытия на масс-спектрометре МБ-10 , методика которого разработана К.И.Лоховым (1988). Анализ изотопного состава и количеств благородных газов выполнялся на масс-спектрометрах МИ-1330 1 МИ-1201В для аргона и гелия соответственно в лаборатории геохронологии и геохимии изотопов ИГТД РАН. Часть анализов количества и изотопного состава гелия с оценкой соотношении абсолютных конценгращш неона проведена И.Н.Кагаггоновым (ФТИ РАН) на масс-спектрометре МИ-9302 в режиме высокой разрешающей способности. Особенностью реализованного подхода к решению поставленных задач является целенаправленное использование минералогических и изотопно-геохимических методов с интерпретацией получаемых результатов на геолого-генетнческой основе (Козлов и др., 1996).

Научная новизна. Создана целостная концепция формирования месторождений горного хрусталя, в основу которой положены разработанные представления о структурно-парагенетической связи хрусталеобразования с термостабилизирующими магматическими, метаморфическими и метасо-матическими процессами и его генетической связи с глубинным тепломас-сопотоком, который рассматривается в качестве инициатора процессов формирования кристаллов кварца. Доказано участие мантийного флюида в хрусталеобразующих гидротермальных растворах, индикатором которого являются изотопные отношения 3Не/4Не. Впервые на основе комплекса изотопно-геохимических методов изучения вещественного состава включений минералообразующей среды в кристаллах кварца разработаны флюидодинамические модели их формирования и выявлены наиболее благоприятные для роста высококачественных кристаллов кварца условия. Установлены генетические причины пространственно-временной разобщенности хрусталеносной и рудной минерализации и принципиально различная структура энергозатрат при их формировании.

Практическая значимость. На основе комплекса масс-спектрометрических и термобарогеохимических методов исследования включений минералообразующей среды в кристаллах кварца разработана методика оценки флюидодинамического режима хрусталеобразующих гидротермальных систем, которая может эффективно использоваться для аналогичной цели и при изучении рудообразующих гидротермальных систем.

Предложена методика специализированного минералогического картирования с использованием в качестве картировочных признаков наряду с он-гогеническими особенностями кристаллов кварца флюидного состава включений и изотопных характеристик заключенных в них благородных газов, которая является эффективным методом прогнозной оценки территорий на горный хрусталь и его окрашенный разновидности.

Реализация результатов, апробация работы и публикации. Практическая реализация полученных результатов до 1989 г. осуществлялась в рамках проведения хоздоговорных работ с Кожимской экспедицией ВПО Союзкварцсамоцветы.

Результаты проведенных исследований докладывались на регулярно проводимых на базе Института геологии Коми НЦ РАН геологических конференциях (Сыктывкар, 1972, 1977, 1988, 1994) и на проходивших там же совещаниях "Проблемы генетической информации в минералогии" (1980), "Минералогия кварца" (1992) Теология и металлогения Приполярного Урала" (1993) и на международном минералогическом семинаре "Структура и эволюция минерального мира" (Сыктывкар, 1996). Результаты работ обсуждались также на научно-практических совещаниях, организованных ВПО Союзкварцсамоцветы (Александров, 1975, Свердловск, 1982, Свердловск, 1985). Материалы по изучению включений минералооб-разующей среды представлялись на региональных совещаниях по методам гермобарогеохимии процессов минералообразования (Ростов-на Дону, 1973, Владивосток, 1978, Александров, 1992). Один из докладов обсуждался на годичном собрании Всероссийского минералогического общества (Санкт-Петербург, 1996). Основные положения диссертации изложены в эдной монографии и 36 печатных работах.

Структура и объем работы. Диссертация состоит из введения 4 глав, заключения и списка литературы. Объем работы 450 сгр, из них 300 ~гр. текста, 115 стр. иллюстраций, 35 стр. со списком литературы, состоящим из 323 наименований.

В процессе выполнения работы автор пользовался неизменной поддержкой коллег по кафедре: Ю.В.Лира, С.В.Сендека, ДВ.Никитина, И.А.Карякина, Л.В.Кулачкова, И.Г.Савиной и др., благодаря которым были :озданы благоприятные условия для работы над диссертацией, за что выражает им сердечную признательность. Многие вопросы, нашедшие отражение в диссертации, неоднократно обсуждались с исследователями ме-л-орождений горного хрусталя: А.Е.Карякиным, В.А.Смирновой,

B.В.Букановым, А.А.Кораго, Л. С. Скобелем, П.ПЮхтановым,

C.К.Кузнецовым, В.Ю.Эшкиным, Т.А.Карякиной, Е.П.Мельниковым и др., которым я благодарен за интерес к работе и помощь в ее осуществлении. Трудно переоценить роль А.Е.Каряхина, который привлек меня к ясследо-

вательским работам на Приполярном Урале и в течение многих лет осуществлял научное руководство. Большое значение в формировании научных шггересов автора сыграла совместная работа по геологическому изучению Приполярного Урала с И.А.Шевченко, идеи которого широко использовались при осмыслении минерагенических особенностей этого региона. Огромная информация была получена при участии в добычных работах совместно с Б.О.Андреевым, организаторский талант которого определил возможность их проведения. Глубокую благодарность автор выралсает коллективу лаборатории геохронологии и геохимии изотопов ИГГД РАН и, особенно, К.И.Лохову, Л.К.Невскому, И.В.Токареву, а также сотруднику ФТИ РАН И.Н.Капитонову, благодаря помощи которых удалось успешно использовать изотопно-геохимические методы для решения поставленных задач. Автор признателен также Ю.Б.Марину за постоянную поддержку и активную помощь в решении многих научных и организационных вопросов. В последние два года наиболее интенсивной работы над диссертацией неоценимая помощь была оказана РФФИ, благодаря поддержке которого в рамках гранта № 96-05-64682 удалось успешно завершить исследования и оформить диссертацию.

ОБОСНОВАНИЕ ЗАЩИЩАЕМЫХ ПОЛОЖЕНИЙ

1. Формирование месторождений горного хрустал;! на Приполярном Урале происходило в единой непрерывной и пространственно-временном отношении гидротермальной палеоснстеме, которая являлась естественным звеном общего процесса эндогенной активизации данного участка земной коры на завершающих этапах герцинского тектогенеза. Ее хрусталеобразующин потенциал наиболее полно реализовался в пределах линейных тектонических зон, которые являлись путями для поступления в область хрусталеобразования глубинного тепломассопотока, определявшего конвективный режим функционирования локальных внутрнполостных гидротермальных систем.

Приполярный Урал в геологическом отношении входит в состав Центрально-Уральского поднятия Уральской складчатой системы, которое протягивается узкой полосой практически вдоль всего Урала. На востоке оно граничит по Главному Уральскому разлому с Тагнло-Магнитогорским прогибом, а на западе через Западно-Уральскую покровно-складчатую зону - с Предуральским краевым прогибом (Геологическое развитие ..., 1981). В пределах локальных поперечных поднятий (Кожимское, Тараташское, Уфалейское и др.), выделяемых в этой струюурно-формационной зоне •Урала, выходят на поверхность фрагменты фундамента ВосточноЕвропейской платформы. С одним из них (Кожимским) пространственно совпадает хрусталеносная провинция Приполярного Урала. Его основу составляет слабо эродированный Хобеизский гранитогнейсовый купол, в

пределах которого выделяются три структурных этажа: нижнепротерозойский (няртинский), рифейско-вендский и палеозойский (рис. 1).

Геологическое строение рассматриваемой территории определяется совокупностью ряда тектонических элементов и структурно-вещественных комплексов. Среди них отчетливо выделяется северо-восточная активизированная часть Хобеизского гранитогнейсового купола - Верхнекожимская кольцевая структура, хорошо дешифрируемые контуры которой подчеркнуты кольцевыми и дуговыми разломами. Этот тектонический блок обособляется среди пород няртинского комплекса повышенной насыщенностью магматическими породами и широким проявлением разрывной тектоники. Вторым структурно-вещественным комплексом, который отчетливо картируется и дешифрируется на материалах дистанционных съемок, является Малопатокская вулкано-плутоническая структура, расположенная в юго-западной части Приполярного Урала. Она сложена вулканитами основного и кислого состава венд-кембрийского возраста и комагматичными им интрузивными основными и кислыми породами. Аналогичные вулканиты и связанные с ними интрузивные породы широко представлены вдоль западного обрамления Приполярного Урала (Малдинская, Саблин-ская и др. структуры), но по масштабам проявления и полноте развития Малопатокский комплекс среди них резко вьщеляется.

Стержневой структурой Приполярного Урала является Центральная зона тектоно-магматической активизации (ЦЗТМА), которая прослеживается на всем его протяжении при ширине от 4 до 16 км (Шевченко, 1982). К к1жным элементам его геологического строения относятся зоны поперечных разломов северо-западного и близширотного простирания (Шальных, 1971, Ленных. 1984).

Приполярный Урал отличается максимальной для Центрально-Уральского поднятия насыщенностью проявлениями гранитовдного магматизма (Кожимская область ..., 1996). Основная часть интрузивных массивов приурочена к ЦЗТМА, активизированным поперечным и обрамляющим Верхнекожимскую кольцевую структуру кольцевым разломам. Анализ результатов петрохимических исследований и определений абсолютного возраста магматических комплексов Приполярного Урала (Калинин, 1985, Пыстин, 1993, Махлаев, 1995, 1996) позволил выделить два их типа. Интрузивы первого комплекс соответствует гранитам А-типа, а второго -гранитам 1-типа (Махлаев, 1995). Массивы, сложенные гранитам А-типа (Тынаготский, Кожимский, Каталамба-Лапчинский, Народнинский, Няр-П1НСК1Ш, Неройско-Патокский, Торговско-Кефталыкский, Хартесский), обрамляют няртинский блок и, вероятно, тесно связаны со становлением Хо-беизской гранито-гнейсовой структуры в рифей-вендский этап ее развития. Массивы, сложенные гранитами 1-типа (Лапчавожский, Малдинский,

Рис. 1. Геологическая схема Приполярного Урала. 1-3 - комплексы пород, слагающих отдельные структурные этажи: 1 - палеозойский, 2 - рифей-вендский, 3 - нижнепротерозойский; 4 - интрузивные массивы, 5 - тектонические нарушения; 6 - краевые надвиги; 7 -зоны долгоживущих поперечных разломов (ВМ - Вангыро-Манинская, КТ - Косьго-Тынаготская; Щ - Щокурьинская); 8 - границы ЦЗТМА; 9 - хрусталепроявления (а - с дымчатыми, 6 - с цитриново-дымчатыми кристаллами ; 10 - хрусталеносные районы (3 - западный , Ц - центральный, В - восточный); 11 - кольцевые структуры (ВК -Верхне-Кожимская, МП - Мало-патокская); 12 - рудная минерализация (а - рудопроявления, б - рудоносные площади)

Малопатокский) комагматичны основным и кислым эффузивам саблегор-ской свиты, вьшолняющим грабены рифтогенных структур рифей-вендского возраста, и образуют с ними вулкано-плутонические комплексы. Другие массивы, относимые к этому же типу (Сальнерский, Городкова, Вангырский, Водораздельный и ручья Медвежьего), расположены в породах борта рифта и приурочены к зоне трансформного Вангыро-Маньинского разлома что вообще характерно для проявлений магматизму связанного с рифтогенными системами (Москалева, 1982). Возраст магматических образовании Приполярного Урала оценивается большинством исследователей как рифей-вендский (Пыстин, 1993) или вецд-кембрийский (Махлаев, 1996), что хорошо согласуется с геологическими данными.

Вопросы регионального метаморфизма пород Пршюлярного Урала достаточно детально рассмотрены в серии сравнительно недавно вышедших работ (Тимонина, 1980, Пыстин, 1991, Пыстин, 1994). Выделяются три этапа метаморфических преобразований пород. Первый раннепротеро-зойский этап устанавливается только по реликтовым минеральным ассоциациям, выявленным в породах няртинского комплекса и отвечает уровню высокотемпературной амфиболитовой или гранулитовой фаций умеренных давлений (Т > 750°С, Р > 6 кбар). Второй этап реализовался в виде зонального метаморфизма в условиях зеленосланцевой, эпидот-амфиболитовой и амфиболитовой фаций умеренных давлений ( Т = 659750°, Р = 6-9 кбар). Амфиболитовый уровень метаморфизма отмечается только в породах няртинского комплекса и постепенно падает до уровня зеленосланцевой фации к периферии Хобеизской гранитогнейсовой структуры. Третий этап метаморфизма в условиях зеленосланцевой фации уме-регашх давлений ( Т = 400-500°С, Р = 5-8 кбар) затронул ордовикские и более молодые породы, а в породах нижнего структурного этажа реализовался в виде низкотемпературного диафтореза, который проявился локально с максимальной интенсивностью вблизи тектонических ограничений няртинского комплекса (Пыстин, 1991).

Кроме рассмотренных выше метаморфических преобразований в пределах Приполярного Урала имеют место проявления регионального приразломного метасоматизма. Эти процессы и связанные с ними породы здесь наименее изучены и до последнего времени практически не выделялись. Достаточно детально были описаны только локально проявленные ореолы метасоматических изменений около хрусталеносных кварцевых жил и гнезд (Карякин, Смирнова, 1967, Буканова, Буканов, 1969, Буканова, 1975, Козлов . 1994 и др.) и контактово-метасоматические образования (Голдин, Фишман, 1967). В процессе геологического доизучения территории Приполярного Урала геологами Полярноуралгеологии было высказано предположение о широком развитии в его пределах региональных метасо-

матнтов, но эти работы не получили дальнейшего развития. Позднее, вслед за изучением региональных щелочных метасоматитов Харбейского антн-клинория Полярного Урала, было начато их исследовашге и на Приполярном Урале (Калиновскнй, 1987, Топоминералогический анализ ..., 1988, Удоратина, 1996) Изучение метасоматитов Приполярного Урала с акцентом на анализе их рудоносности, выявило почти полную их стерильность в отношении рудной минерализации (Удоратина, 1996). Как показали прове-дйшые нами исследования имеет место связь хрусталеносной минерализации ряда объектов с зонами приразломных региональных кремнещелочных метасоматитов. Во многих случаях эти породы имеют гранитоподобный облик и при геологическом картировании относились к гранитоидам. С -одним из таких тел "плагиогранитов" связано месторождение горного хрусталя Николай-Шор.

Характерной особенностью Приполярного Урала является пространственная совмещенность проявлений разновозрастных эндогенных процессов. В пределах достаточно узкой и протяженной ЦЗТМА сосредоточена основная часть проявлений магматизма, здесь отмечается локальное повышение уровня метаморфизма пород (Белякова, 1973) и широкое развитие приразломных метасоматитов. Занимая не более четверти плошади Припо-лярноуральской хрусталеносной провинции, ЦЗТМА вмещает около 60% хрусталспроявлений и месторождении горного хрусталя, причем в ее пределах расположены наиболее крупные объекты, три го которых разрабатываются и в настоящее время (Пуйва, Додо, Желанное). Унаследованное развитие разновозрастных эндогенных процессов отмечается и в пределах зон крупных поперечных разломов. Например, существенная часть хрустале-проявлений Западного хрусталеносного района приурочена к зоне Вангыро-Манышского разлома.

Анализ геодинамических реконструкций района Приполярного Урала позволяет рассматривать данный блок земной коры в качестве фрагмента активизированной окраины Восточно-Европейской платформы, который в рифей-вендское время развивался в режиме континентального рифтогенеза, а в позднем палеозое представлял собой пассивную континентальную окраину. На заключительных этапах герцинского тектогенеза он принимал участие в коллизионных процессах, но в связи с морфологическими особенностями конвергентной границы испытал меньшие сжимающие напряжения по сравнению со смежным блоком Полярного Урала, о чем свидетельствует значительное снижение интенсивности проявления надвиговых процессов на Приполярном Урале по сравнению с Полярным Уралом.

Подводя итог рассмотрению особенностей геологического строения рассматриваемого района можно отметить, что в течение длительного времени Приполярный Урал представлял собой стабильный сиалический

блок континентальной земной коры, испытавший неоднократную эндогенную активизации с проявлением трех этапов метаморфизма, доордо-викского магматизма и региональных метасоматических процессов позд-непалеозойского возраста, которая завершилась формированием хрусталеносной минерализации, реализовавшейся на фоне регрессивной ветви последнего этапа метаморфизма. Характерной чертой размещения областей интенсивного проявления разновозрастных эндогенных процессов Приполярного Урала является, их пространственная унаследованость в пределах долгоживущих зон глубинных разломов.

Огромный фактический материал по геологическому строению месторождений горного хрусталя Приполярного Урала и других хрустале-носных прошшщш проанализирован и обобщен А.Е.Карякиным и В.А.Смирновой в монографии "Структуры хрусталеносных полей" (1967). К моменту издания этого фундаментального труда еще не было достаточно данных о характере распределения различных по морфолого-анатомическим особенностям кристаллов кварца в пределах хрусталеносных объектов, что не позволило авторам отразить эти минералогические аспекты при типизации хрусталепроявлений. Позднее В.В.Буканов при обобщении результатов онтогенического изучения хрусталеносных объектов подразделил их по характеру проявления хрусталеносной минерализации на минерализованные трещины, однополостные и многополостные хрусталеносные жилы (Буканов, 1971, Буканов, Буканова, 1973, 1978). Этот принцип был положен в основу и более поздней генетической классификации хрусталеносной минерализации (Кузнецов и др., 1988).

Геолого-структурный анализ месторождений и хрусталепроявлений Приполярного Урала с учетом характера распределения в их пределах различных по морфолого-анатомическим особенностям кристаллов кварца, позволяет выделить три основные структурно-минеральные типы проявлений хрустатеносной минерализации (табл. 1). Наиболее широко представлены хрусталепроявления первого типа, которым присуще в целом площадное распределение хрусталеносных тел. Такой характер распределения хрусталеносной минерализации иногда нарушается в связи с приуроченностью хрусталевмещающих трещин к линейно вытянутым телам более хрупких пород (пластам и линзам кварцитов, дайкам метадиабазов и амфиболитов и т.д.), что является основной локальной закономерностью размещения хрусталеносной минерализации данного типа (Карякин, Смирнова, 1967). Хрустальные гнезда обычно имеют простую форму и располагаются на выктпгнивании кварцевых жил по падению или представлены минерализованными трещинами. Характер минерального выполнения этих гнезд полностью определяется составом вмещающих пород, что позволяет их рассматривать в качестве типичных "жил альпийского типа".

Таблица 1. Сравнительная характеристика особенностей проявления и факторов контроля хрусталеносной литерализации различных типов

Параметры Первый тип Второй тип Третий тип

Характер распределения хрусталеносных кварцевых лат и минерализованных трещин Рассредоточенные хрустале-носные кварцевые жилы и минерализованные трещины Протяженные линейные зоны сближенных хрусталеносных кварцевых жил и трещин Линейные зоны мелких мшюра-лизо ванных трещин

Форма, размеры хрусталеносных тел и их ориентировка Обычно небольшие продольно секущие линзо-видные латы и минерализованные трещины Продольно секущие, пологие, поперечные часто крупные жилы сложной формы Характерны минерализованные трещины крутого падения

Характер размещения хрусталеносных гнезд Чаще единичные гнезда на выклинивании кварцевых жил по падению, отдельные минерализованные трещины Серш1 гнезд внутри жил, вдоль зальбандов, на их выклинивании по падению, системы минерализованных трещин Линейные системы минерализованных трещин

Форма и строение хрустальных гнезд Обычно клиновидные гнезда простой формы; линзовидные минерализованные трещины Гнезда простой и сложной формы часто со следами неоднократного приот-крывания, сложно сочленяющиеся минерализованные трещины Унаследованные формы гнезд различного типа и маломощные минерализованные трещины разнообразной формы

Окологнездовые изменения вмещающих пород Маломощные ореолы; часто визуально не выявляются Обычно мощные отчетливо устанавливаемые ореолы часто единые для серии хрусталеносных полостей Маломощные ореолы, которые трудно выделить на фоне интенсивно проявленных более ранних окологнездовых метасомати-тов

Таблица №1 (продолжение)

Параметры Первый тип Второй тип Третий тип

Цитологические факторы контроля Приуроченность преимущественно к сланцам, гнейсам, реже в гранитоидах и кварцитах, отсутствуют в карбонатных породах. Благоприятны участки с контрастными лито-логическими неоднородностя-ми Во всех метамор-физованных породах, но наибольшая доля в кварцитах и квар-цито-песчаниках. Характерна приуроченность к субпластовым телам кварц-полевошпатовых метасоматитов Во всех в том числе и немета-морфизованных породах

§ о е- г о к 3 & о Ё й о 2 о о в о Ё 1) (1 о X е § Региональные Приуроченность к участкам проявления объемных синметамор- фических деформаций, чаще внутри крупных тектонических блоков. Локализация в пределах долго-живущих зон разломов, обрамляющих крупные тектонические блоки, реже в зонах крупных ВНутриблОКОЕЫХ разломов Локализация в пределах долго-живущих зон разломов, часто поперечных по отношению к преобладающей ориентировке геологических структур

Локальные Трешины оперения согласных зон рассланцева-ния, обычно приуроченных к контактам различных по физико-механическим свойствам пород Разноориентиро-ванные трещины, активизированные в пределах проятяженных тектонических зон. Линейные зоны мелких кулисно расположенных трещин

Кристаллы кварца из гнезд данного типа имеют устойчивые морфолого-анатомическим особенности. Обычно это дымчатые или бесцветные, но приобретающие при у-облучении дымчатую окраску, кристаллы мозаично-блокового строения с многочисленными дофинейскими двойниками гексо-

гоналыю-призматнческого, реже, тригоналыю-остроромбоэдричсского габитуса с равномерным развитием граней основных ромбоэдров. Пирамиды роста всех габитусных граней имеют в них близкие объемы, что свидетельствует о сопоставимых скоростях их роста. Распределение окраски в кристаллах преимущественно струйчатое с ее ослаблением вдоль границ субышдивидов мозаичных кристаллов, реже равномерное или со слабо проявленной зональностью.

Хрусталеносная минерализация, выделяемая во второй тип, отличается отчетливо выраженным Л1шейным расположением хрусталеносных кварцевых жил и минерализованных трещин. Хрусталеносные зоны обычно имеют значительную протяженность (до первых километров) и представляют собой отдельные фрагменты еще более протяженных тектонических зон, которые за пределами развития хрусталеносной минерализации проявляются в виде полос повышенной трещнноватости пород и их гидротермального изменения. Они имеют более сложное внутреннее строение и могут содержать не только продольно секущие жилы, но и хрусталеносые тела, связанные с поперечными и диагональными по отношению к сланцеватости (слоистости) пород трещинам; довольно широко распространены полого залегающие жилы. Форма многих жил на хрусталепроявлениях данного типы бывает довольно сложной, вплоть до образования штоквер-кообразных жильных тел, а размер - весьма значительным: до нескольких сотен метров по простиранию и нескольких десятков метров по мощности.

Гидротермальные изменения около хрустальных гнезд на данных хрусталепроявлениях обычно проявлены отчетливо, характеризуются значительным выносом кремнезема и часто объединяются в общий для серии сближенных гнезд ореол (Буканова, Буканов, 1969, , Буканова, Кораго, 1973, Буканова, 1975, Карякин, Смирнова, 1973, Козлов, 1994). Гнезда во многих случаях имеют сложное строение, связанное с различной ориентировкой хрусталевмещающих трещин и неоднократным их приоткрыванием в процессе хрусталеобразования. Хрусталеносные кварцевые жилы часто содержат не одно, а серию хрустальных гнезд, расположенных на их выклинивании по падению или восстанию, в лежачем и висячем боках жилы или занимающих внутрижильную позицию.

Кристаллы на хрусталепроявлениях рассматриваемого типа отличаются широким распространением разновидностей кварца с цитриновой и цшриново-дымчатой окраской, значительным разнообразием морфолого-анатомических особенностей, которые часто отражают повышенную динамичность хрусталеобразующей среды: зональной окраской, зональным распределением минеральных включений, следами чередования роста и растворения, наличием новых зарождений мелких кристалликов кварца, .приуроченных к определенным зонам и др. Среди гнездового выполнения

встречаются минералы, содержащие нехарактерные для вмещающих пород элементы (Козлов и др., 1981).

Хрусталеносная минерализация третьего типа менее широко распространена на Приполярном Урале, однако она является неотъемлемым звеном естественного ряда хрусталеносных объектов этой провинции. Сложность выделения этого структурно-минерального типа связана с тем, что в пределах хрусталеносной провинции отсутствуют самостоятельные ее проявления, а связанный с ней кварц, представленный или аметистом, или дымчатым кварцем с зональной или пятнистой окраской, обычно нарастает на ранее образованные кристаллы, связанные с хрусталеносной минерализации других типов. Анализ особенностей размещения хрусталеносной минерализации этого типа в пределах Хасаварского хрусталенос-ного поля, где она пользуется наиболее широким распространением, показывает ее отчетливую приуроченность к линейным зонам тектонических трещин, которые прослеживаются на значительные расстояния (более 3 км). Для нее характерен кварц-карбонатный парагенезис, причем карбонаты неоднократно зарождались в процессе роста кристаллов кварца и завершали минерализацию этого типа. В чистом виде хрусталепроявление данного типа встречено вне хрусталеносной провинции, но в пределах Приполярного Урала на реке Косью, однако и структурно и генетически оно теснейшим образом связано с аналогичной минерализацией, выявленной в пределах провинции.

Окологнездовые изменения вмещающих аметистовую минерализацию пород обычно проявлены слабо, а их изучение затруднено телескопи-рованием гидротермальных преобразований, связанных с периодами формирования доаметистового кварца. Широкое распространение в качестве сингенетичных минеральных включений в кварце гетита, гематита и карбонатов позволяют предположить возможность их развития и во вмещающих породах.

Хрусталепроявления. относимые к какому-либо из выделенных структурно-минеральных типов, различаются довольно отчетливо, но, как всегда бывает для природных объектов, имеют место и переходные разновидности/Например, хрусталепроявления первого типа, вмещающие породы которых представлены крутопадающими телами (пластами, дайками) перемежающихся между собой пород с различными физико-механическими свойствами, 'исто приобретают достаточно отчетливо проявленну ю линейность в распределении хрусталеносной минерализации (Додо, Центральный Паток). На месторождении Додо при преобладании дымчатых кристаллов кварца в его центральной наиболее продуктивной части по данным П.П.Юхтанова (Топоминералогический анализ, 1988) отмечаются кристаллы с цитриновым оттенком, что еще больше сближает

этот объект с хрусталепроявлештш второго типа.

Широкое использование у-облучения при изучении анатомии кристаллов кварца Приполярного Урала позволило ранее В.В.Буканову типизировать их по окраске и особенностям ее распределения (Буканов, 1974). Им впервые на достаточно большом фактическом материале установлена наиболее характерная последовательность смены кварца различной окраски в пределах отдельных кристаллов от дымчатого кварца к щгтриново-дымчатому и аметисту, что было подтверждено и в более поздней работе (Кузнецов, Буканов, Юхтанов, 1988). В соответствш! с представлениями этих авторов хрусталсносный этап подразделяется на две стадии: ранне- и позднехрусталеносную. С рагшехрусталеносной стадией связано образова-Ш1С мозаично-блоковых кристаллов с дымчатой окраской, а с позднехру-сталеносной - более однородных кристаллов с дымчато-щггриновой окраской. По их мнению вьщеление аметистовой стадии дискуссионно, как из-за редкости находок кристаллов с аметистовой окраской, так и в связи с аномальным характером появления аметистовых зон у кварца вследствие резкого спада температуры и давления в блгоповерхностных условиях. В соответствии с изложенными представления взаимоотношение разноста-дийных образований можно рассматривать как прерывисто-последовательное (табл. 2).

Таблица 2. Временные взаимоотношения разностадийного кварца (по данным В.В.Буканова (1974))._

Тип кварца СТАДИИ

ранне- хрусталеносная поздне- хрусталеносная аметистовая

Дымчатый

Цитриново-дымчатый

Аметист

Проведенные исследования подтвердили в целом эту закономерность, но в то же время выявили достаточно частые отклонения от предложенной В.В.Букановым схемы. Было установлено, что в конкретных кристаллах последовательность смены дымчатого и цитринового кварца может бьггь и иной (Козлов, Карякина, 1997). Отдельные цитриновые зоны могут находится в дымчатых кристаллах и, наоборот, отдельные дымчатые зоны в цитриновых кристаллах. Достаточно широко распространены кристаллы, внутренняя зона которых представлена цнтриново-дымчатьш кварцем, а внешняя — дымчатым. Встречаются кристаллы и с неоднократ-

ньш чередованием вдприновых и дымчатых зон. Во всех перечисленных

примерах имелся в виду дымчатый кварц, обладающий всеми признаками, характерными дал кварца раннехрусталъной (по В.В.Буканову) стадии.

Изучение температур гомогенизации включений минералообра-зующей среды в кварце различного типа показало, что температурные диапазоны кристаллизации дымчатого и цитринового кварца перекрываются на значительном температурном интервале. Кварц поздней генерации, который часто имеет аметистовую окраску, хоть и является в конкретных кристаллах самым поздним и наиболее низкотемпературным, но по сравнению с общим диапазоном кристаллизации дымчатого кварца и цитрина также имеет температурное перекрытие. Это позволяет по иному интерпретировать временные взаимоотношения разноокрашенных разновидностей кварца, что показано в таблице 3.

Таблица 3. Временные взаимоотношения и температурные диапазоны кристаллизации кварца различного типа.__

Тип кварца Последовательность и температурные интервалы кристаллизации кварца различного типа

370 |зоо boo boo°C

Дымчатый - (I)

Цитрииово-дымчатый - (II)

Аметист - (III)

Из этой таблицы следует, что общий температурный интервал формирования дымчатого кварца полностью перекрывает температурный диапазон, в пределах которого происходило образование цитриново-дымчатого и частично аметистового кварца. Выявленные взаимоотношения не позволяют рассматривать кварц этих разновидностей как результат проявления последовательных стадий минерализации, но дают основания для утверждения о том, что в целом для хрустальной провинции существовала единая гидротермальная система, в различных частях которой происходило синхронно-последовательное образование кварца различного типа.

Для выявления природы хрусталеобразующих флюидов было предпринято изучение изотопного состава благородных газов флюидных включений в кристаллах кварца. При их интерпретации использовались результаты изучения благородных газов, итоги которых подведены в серии работ (Шуколюков, Левский, 1972; Якуцени, 1968; Мамырин, Толстихин, 1981;

Толстнхин, 1986; Озима, Подосск, 1987; Прасолов, 1990; Amari. Ozima, 1987; Allegro, Staudacher, Sarda, 1987; Поляк, 1988, Лохов, Левский, 1993 и др.). В соответствш! с прсдлагасмьшп в этих работах изотопно-геохимическими моделями благородные газы различных геосфер имеют вполне определенный изотопный состав и могут сохранять изотопные метки, свидетельствующие о их мантийном, коровом (радиогенном) или атмосферном происхождении.

Применительно к рассматриваемым процессам хрусталеобразова-ния, которые реализуются на верхних уровнях континентальных блоков земной коры, трудно ожидать близкие к мантийным гелиевые отношения. Максимальные изотопные отношения 3Не/4Не = 1,25 х 10"6, выявленные во флюиде включений минералообразующей среды из кристалла кварца месторождения Додо (образец Д-33), при шпкой доле в нем Аг атм. (11%) свидетельствуют о высокой вероятности повышения гелиевых отношений •преимущественно за счет смешения коровой и мантийной составляющих. Низкие содержания лития в кристаллах этого типа, которые находятся в интервале 0,5-0,8 г/т (Кузнецов и др, 1988), при возрасте хрустальной минерализации 240-270 млн. лет и отсутствии в непосредственной близости радиоактивных аномалий не позволяют предположить возможность образования существенной части 3Не в результате взаимодействия тепловых нейтронов с атомами 'TU (Толстнхин и др., 1974).

Оценка доли воздушного гелия по содержанию воздушного аргона свидетельствует о ее низком значении (менее 1%). С учетом этой поправки был сделан расчет доли мантийного гелия по предложенной Э.М.Прасоловым (1990) формуле: Нем = (*Heftfe)rJ - (3Не/"'Не)« Не (JHe/"He)M-С,Не/"Не)к

где Нем - мантийный гелий, Не - общий гелий, (3Не/4Не)гл - изотопные отношения гелия в образце, (3Не/4Нс)„ - изотопные отношения гелия в мантии, (3Не/4Не)1с - изотопные отношения гелия, характерные для земной коры. При расчетах принято (3Нс/1Не)м = 1,2 • Ю-5; ( Не/4Не)к = 3 • 10"*

Результаты расчета показывают, что для данного образца доля мантийного- гелия составляет около 10%. Эта цифра не означает, что в гидротермальном растворе содержалось 10% мантийной воды; скорее всего вода мантийного происхождения вообще отсутствовала или находилась в ничтожном количестве. Эта цифра в первую очередь свидетельствует о том, что в функционировании данной гидротермальной системы принимал участие мантийный флюидный поток, в котором, судя по хорошей корреляции отношения 3Не/4Не с долей азота во флюиде (рис. 2), основным носителем гелия был азот. Этот глубинный флюид был в первую очередь переносчиком различных форм энергии: тепловой, химической, механической.

Он являлся инициатором возникновения естественной или вынужденной конвекции гидротермального раствора. В зависимости от интенсивности и фазового состояния этого потока конвекция могла иметь внут-рилолостной характер или охватывать большие объемы гидротермальной системы с вовлечением в конвективное движение поровых вод перекрывающих осадочных пород или вод глубокой циркуляции в пре-0 делах трещинных зон хрусталекон-тролирующих разломов. В серии из 12 образцов была сделана оценка общего содержания неона, значение которого получены в условных единицах. Поскольку определение содержаний гелия и неона проводились из одной порции выделившегося при нагревании препарата газа, то отношения этих величин будут пропорциональны действительному соотношению данных газов во флюиде. Если принять во внимание преобладание в составе неона изотопа 20Не, имеющего атмосферное происхождение, то в первом приближении можно весь неон рассматривать в качестве атмогенной компоненты. Для флюидных включений из различных зон кристалла кварца месторождения Додо отмечается отчетливая корреляция между отношением 3Не/№ и Аг рад., выраженных! как в виде абсолютных содержаний, так и в виде относительной доли Аг рад. (рис. 3). Поскольку величина 3Не/Ые для атмосферы постоянна. а количество 3Не складывается в основном из атмосферной и мантийной компонент, то корреляция этого отношения с долей радиогенного аргона, свидетельствует в пользу глубинного происхождения части 3Не, определяющей повышенные по сравнению с коровым значением величины 3Не/1Не во флюидных включениях. Следовательно, уменьшение величины отношения 3Не/Ке от ранних зон кристалла кварца к поздним в данном случае можно рассматривать в качестве свидетельства снижения доли мантийного гелия в хрусталеобразующем гидротермальном растворе по мере его роста.

В рассмотренной серии образцов отмечается также увеличение элементного отношения Не/Ые (табл 4), что может быть связано с неравновесной дегазацией гидротермального раствора на более глубоком по отношению к области хрусталеобразования уровне и последующим поступлением выделившихся газов в хрусталеобразующую систему в начальный этап ее . функционирования.

0,0 0,2 0,4 0,6 0,8 1, Рис. 2. (пояснения в тексте)

д-зз

60 50 ■ 40 ■ 350 300 250 -200 -150 100 50 Ч 0

Аг рад. (%) «

с Д-115

Д-зз

• Д-8-33 з Не/Ые (усл. ед)

100 200 300 400 500 600

Т-г

100 200 300 400 500 600

Рис. 3. Результаты анализа благородных газов из флюидных включений в различных зонах роста кристаллов кварца месторождения Додо.

Таблица 4. Содержание неона и соотношения инертных газов флю-

№ образца Ие ' Ые ЗНе/Ые 4Не/Ые

усл. ед./г усл. ед./смЗ усл. ед. усл. ед.

Д-П5 0,34 0,15 516 19,1

д-зз 1,08 3,85 416 3,3

Д-8-33 0,20 8,76 53 2Д

Как показали экспериментальные исследования А.М.Рожкова и

А.Б.Верховского (1990) этот эффект может наблюдаться при дегазации, вызванной различными причинами: прохождением через раствор пузырьков инородного газа (в эксперименте использовался углекислый газ), вскипанием водного раствора в результате его нагревания или вакуумирования. Наиболее существенные изменения отношения Не/Ые происходили при вакуумной дегазации. Все эти процессы гетерогенизации флюида вполне реальны в рассматриваемых природных условиях. Вакуумная дегазация может реализоваться при тектоническом вскрытии трещин с образованием полостей, а выделяющиеся при этом пузырьки газа при подъеме должны приводить к дегазации раствора, с которым они взаимодействуют по пути движения. Возможно именно таков механизм поступления в область хру-сталеооразования выделившегося при термических и механических воздействиях на глубинные породы радиогенного аргона. В пользу этого может свидетельствовать возрастание содержания радиогенного аргона по мере увеличения гелий-неоновых отношений, хотя часть радиогенного аргона несомненно попала в хрусталевмещающие полости совместно с поровым раствором из вмещающих пород.

Рассмотренные процессы элементного фракционирования могут вызвать наблюдаемое возрастание отношений Не/№, но они не могут обеспечить пяттсратное увеличение изотопных отношения 'Не/^Не, которое наблюдается в образце Д-33 по сравнению с образцом Д-115 из основания кристалла. Подобное увеличение гелиевых отношений от ранних генераций кварца к поздним отмечается во флюидных включениях из кристаллов ряда других хру стальных объектов Приполярного Урала. Результаты, полученные при изучении изотопного состава благородных газов включений мине-рапообразующей среды в кристаллах кварца, можно рассматривать как веское доказательство участия мантийных флюидов в хрусталеобразую-щих гидротермальных системах.

2. Локальные х ру стал еобр азу ннцие гидротермальные системы функционировали на фоне температурных полей, создаваемых региональными магматическими, метаморфическими и метасоматическими процессами на регрессивном этапе их эволюции, которые определяли и стабилизировали термодинамические условия хрусталеобразования. При пространственно-временном перекрытии термальных ореолов, создаваемых этими региональными системами, возникали области наложения температурных полей, в которых реализовались наиболее благоприятные для образования крупных скоплений высококачественных кристаллов кварца относительно термостатированные условия.

Кроме Приполярного Урала хрусталеноеная минерализация б про-мышлешшх масштабам широко проявлена в пределах других хрусталенос-ных провинций: Восточно-Уральской, Алданской, Казахстанской, Памир-ской, Волынской и др.. На примере некоторых из хшх и будут рассмотрены основные черты хрусталеобразования с целыо сопоставления с особенностями проявления этих процессов в различных геологических условиях.

Восточно-Уральская хрустальная провинция приурочена к Восточно-Уральскому поднятию Уральской складчатой области и находится в пределах Челябинско-Суундукского и Адамосско-Мугоджарского остаточных срединных массивов, которые входят в состав Урало-Тобольской геоантиклинали (Глубинное строение 1990). Этот блок земной коры характеризуется сиалическим типом развития и отличается мощным проявлением гранитоидного магматизма. В его пределах широким развитием пользуются граниго-гнейсовые купола, которые играли роль основных тепло-и флюндо-генрирующих цешров, вокруг которых в зоне сланцевого обрамления группируются хрусталепроявления (Крылова, 1983).

Сходство данного района с Приполярным Уралом выражается в многоэтапности проявления метаморфизма и в аналогичном его фациаль-ном уровне, который не превышает амфиболиговой фации с преобладающим развитием метаморфитов зеленосланцевой фации на заключительных этапах. Характерна также приуроченность хрусталеносной минерализации к умеренно метаморфизованным вулканогенно-осадочньш породам ордо-викско-нижнедевонского возраста, слагающим нижний структурный ярус, и ее отсутствие или ограниченное развитие в породах верхнего структурного этажа, представленных слабо метаморфизованными терригенными отложениями нижнекаменоугольного возраста. Важной особенностью геологических условий проявления хрустальной минерализации Южного Урала является ее тесная связь с метасоматическими процессами. По данным Г.ИКрыловой: "...В пределах всех хрустальных узлов выявлены довольно однотипные преобразования пород, связанные с регрессивным, по времени - постгранитизационным метасоматозом, сопровождающим хрусталеобра-зование..."(Крылова, 1983, стр. 13). Анализ приведенных в этой работе материалов свидетельствует о том, что взаимоотношения постгранитизаци-онного метасоматоза и хрусталеобразования скорее обратные: хрусталеоб-разование реализуется на фоне более регионально проявленного процесса кремнещелочного метасоматоза, а не метасоматоз является следствием проявления гидротермальных хрусталеобразующих процессов. Особенно отчетливо эта закономерность выражена на крупнейшем на Урале Астафь-евском месторождении, на котором, как отмечает Г.И.Крылова, хрусталеноеная минерализация занимает вполне определенную позицию в разрезе зональных метасоматитов. Ранее это вопрос был детально исследован и его

результаты нашли отражение в серии работ Т.Л.Нейкур (1971, 1973, 1976, 1977). Ею было доказано, что вмещающие хрусталеносную минерализацию кварц-полевошпатовые породы являются гидротермально-метасоматическими образованиями, сопровождающими длительно развивающиеся разломы, среди которых выделен меридиональный Алтынташ-Кидьппевский и широтный Магнитогорский; последний прослеживается через все уральские структуры, что дает основания для предположения о его глубинном заложении. Приуроченность линейных зон метасоматитов, вмещающих кусты хрусталеносных столбов, к поперечным "тектонически ослабленным зонам" отмечается для данного района также А.Н.Рассказчиковым и А.П.Туринге (1976). Ими выделено две такие полосы метасоматитов шириной 350-400 м, северная нз которых имеет простирание 290°, а более южная - 330°.

Вертикальная зональность приразломных метасоматитов связана с постмагматическим воздействием постепенно погружающейся к северу интрузии. В вертикальном разрезе выделено три отличающихся по вещественному составу зоны метасоматитов (Нейкур, 1977).

1. Нижняя с широким развитием кварц-шхагиоклазовых и кварц-микроклин-плагиоклазовых пород, сопровождающихся развитием мигма-титоподобных пород. Кварцевые жилы маломощны и нехрусталеносны.

2. Промежуточная, представленная амфиболитизированными и био-титизированными вулканитами с несколько большим развитием хрусталеносных кварцевых жил.

3. Верхняя с многократным наложением хлоритизации и альбитиза-ции, которая вмещает основную массу хрусталеносных кварцевых жил.

Следует добавить, что большинством исследователей отмечается также связь хрусталеносной минерализации рассматриваемого района с регрессивной стадией метаморфизма (диафтореза) зеленосланцевой фации, термодинамические условия которого были благоприятны дня ее формирования (Болтыров, Огородников, 1978), Совокупность приведенных материалов позволяет предположить, что спецификой хрусталеобразования на крупнейшем в России Астафьевском месторождении горного хрусталя, определившей столь значительные масштабы проявления на нем хрусталеносной минерализации, является совмещение в пространстве и времени регрессивных стадий трех термостатирующих процессов: зеленосланцевого метаморфизма, околоинтрузивного термического воздействия и приразлом-ного метасоматизма. В области хрусталеобразования имела место интерференция температурных полей, связанных с этими процессами, что определило длительность поддержания оптимальных для хрусталеобразования термодинамических параметров на фоне медленного понижения температуры. Особую роль при этом играли синхрустальные тектонические

процессы, импульсное проявлешш которых периодически выводило хру-сталеобразующие системы из квазнравновесного состояния, что способствовало поддержанию оптимальных перссьидений растворов кремнеземом. Каждый такой импульс, по мнению Т.Л.Нейкур (1976), сопровождался ге-терогенизацией углекислых растворов; отлагающиеся вследствие этого карбонаты цементировали возникшие трещины, что приводило к повторной герметизации системы, а повышение щелочности растворов вызывало шгтенсивное выщелачивание вмещающих пород и обогащение растворов кремнеземом. Хрусталеобразование на Астафьевском месторождении реализовалось при неоднократном повторении указанных процессов.

На месторождениях Южного Урала довольно широко, но незначительно по интенсивности, проявлена аметистовая минерализация, которая как и на Приполярном Урале завершает процесс хрусталеобразования. Однако на северном окончании Восточно-Уральского поднятия известно Мурзинское поле широкого развития аметистоносных трещинных зон, крупнейшим объектом в пределах которого является месторождение аметиста Ватиха. Наиболее полно вопросы проявления хрустальной минерализации этого района освещены в работе А.С.Таланцева и В.Н.Рябкова (1989).

Месторождение Ватиха приурочено к западному экзоконтакту Мур-зинского гранитного массива, а аметистоносная минерализация контролируется наиболее поздними системами минерализованных поперечных тектонических нарушений субширотного и северо-восточного простирания. В .пределах этих зон вмещающие породы претерпели околотрещинный метасоматоз с образованием березитов и арпииишггов. Смена процесса беризи-тизации аргиллизацией происходит на фоне снижения температуры до 170°. Эта температура являлась рубежом, отделяющим кристаллизацию кварца основания скипетровидных кристаллов, представленных дымчатым или цтриновым кварцем, от кристаллизации головки скипетра, слагаемой аметистом, образующимся при температуре 170-110°. Следовательно на месторождении Ватиха также отмечается проявление двух генераций кварца, но первая го них, слагающая ножки скипетров, была редуцирована, а наибольшим развитием пользуется поздняя аметистовая генерация. По мнению А.С.Таланцева и В.Н.Рябкова (1989) аметистоносными оказываются лишь те трещинные зоны, которые были заложены и активизировались в завершающий период эволюции остаточного температурного поля остывающих гранитных массивов.

Алданская хрустальная провинция по многим особенностям геологического строения существенно отличается от хрусталеносных провинций Урала. Это отличие в первую очередь определяется ее размещением в пределах одного из наиболее древних выходящих на земную поверхность блоков земной коры. Хрусталеносные жилы локализованы в регионально ме-

таморфизованных на уровне гранулитовой фации образованиях верхнеал-данекой свиты, возраст которой оценивается в 4 млрд. лет. Рассматриваемый регион выделяется п качестве жесткого блока ранней консолидации, который характеризуется повышенной мощностью земной коры (40-60 км) и гранитного слоя в ее пределах (18-20 км) (Оганесян, 1994), Отметим еще ряд характерных особенностей данного региона: интенсивная архейская и локальная протерозойская гранитизация первичного осадочно-вулканогенного комплекса пород; развитие раннепротерозойских даек и штоков гранитоидов при отсутствии проявлений синхрустальною магматизма; широкое проявление дохрустальных пегматитовых жил; значительная распространенность существенно кварцевых пород; полное отсутствие гидротермальных металлоносных жил Для Алданской провинции характерна приуроченность хрусталеносной минерализации к протяженным тектоническим зонам мощностью до полутора километров, в пределах которых отмечается неоднократное проявление тектонических деформаций и сопровождающих их метасоматических процессов. Месторождения горного хрусталя были сформированы в результате проявления двух этапов кремнеще-лочного метасоматоза, первый из которых рассматривается как предхру-стальный, а второй - синхрустальный (Быдгаева, 1985). Важную роль в размещении хрусталеносной минерализации отводится также локально проявленным пологим структурным экранам различной природы (Туринге, 1974, Оганесян, 1994). При всей специфичности этого района, обусловленной, в первую очередь, архейским возрастом вмещающих пород и нижнепротерозойским возрастом самой хрустальной минерализации, сеть много общих с рассмотренными ранее провинциями черт: большая мощность земной коры конпгаентального типа и гранитного слоя в ее пределах, широкое проявление дохрусталъных процессов эндогенной активизации (метаморфизма, магматизма, метасоматизма), связь хрусталеносной минерализации с локализованными в пределах наиболее поздних тектонических зон эндогенными флюидными процессами (Оганесян и др, 1985). Характерна также близость морфолого-анатомических особенностей кристаллов кварца и синхрустальных минеральных парагенезисов.

Пегматиты также занимают важное место среди генетических типов месторождений пьезокварца. Наиболее крупные промышленные объекты известны на Украине (Волынь); более мелкие - в Центральном Казахстане ( Кент, Акжайляу, Бектауата и др

Волынские пегматиты связаны с раиакививидными гранитами Коро-стеньского плутона протерозойского возраста, который расположен в северо-западной части Украинского щита. По данным В.Н.Мошкина (Магм, формации СССР, 1979а) массивы формации гранитов рапакиви в структуре фундамента Восточно-Европейской платформы приурочены к наложенным

впадинам н обычно контролируются крутшмн разломами. В частности, Коростеньскии илутон располагается в пределах тектонической зоны, разделяющей два кошрастных в отношении особенностей геологического развития блока: Волынского платформенного блока на западе и Белоцерков-ско-Одесского геосинклинального блока на востоке (Маракушев и др., 1989) .Характерной особенностью гранитов рапакиви является их частая пространственная ассоциация с породами габбро-анортозитовои формации. Отмечается также совпадение районов развития этих комплексов с областями региональных мшшмумов силы тяжести, фиксирующих зоны интенсивного разуплотнения земной коры. Н.Л.Добрецов и В.П.Чупин (1993) рассматривают анортозит-рапакивиграшгтную формащпо в качестве индикаторной, завершающей магматизм карельского этапа, массивы которой формируются вдоль крупных глубинных разломов по краям фундамента платформ при значительной роли затухающей мантийной активизации. В качестве наиболее вероятного механизма образования гранитов рапакиви эти авторы предполагают их выплавление из гранито-гнейсов или метапе-литов в результате флюидно-теплового воздействия внедрявшихся основных магм с проявлением процессов палингенеза и синтексиса при смешении палингенных кислых и внедрявшихся основных магм. Отмечается также участие глубинных флюидов в образовании гранитов рапакиви.

Гранитные пегматиты Волыни приурочены к апикальным частям выходов рапакививвдных гранитов и размещаются в основном вдоль западного контакта Володарско-Волынского габбро-лабрадоритового массива, образуя субмеридиональную зону. Большинством исследователей образование Волынских пегматитов рассматривается в рамках магматической модели (Н.П.Ермаков 1956; Ивантишин и др., 1957; А.А.Маракушев и др. 1989). В процессе их становления можно выделить следующий ряд последовательных этапов.

1. Внедрение в метаморфические породы АК.-Р11 возраста основной магмы при энергетической поддержке этого процесса трансмагматическим потоком мантийного флюида.

2. Плавление метаморфического субстрата под воздействием тепла основных магм и сопровождавшего их трансмагматического потока с последующим сингексисом основных и кислых магм.

3. Начало регрессивного этапа развития данной флюидно-магматической системы и кристаллизация основных пород.

4. Регрессивный этап развития гранитной флюидно-магматической системы с образованием на контакте с основными породами щелочных пород (габбро-монцонитов, монцонитов, сиенитов) и обособлением флюидно-магматических неоднородностей, давших начало пегматита образующим расплавам.

5. Образование "очажков" этих расплавов в апикальных частях гранитного интрузива под пологим экраном основных пород на фоне нисходящей кристаллизации гранитного расплава.

6. Кристаллизация пегматитообразующего расплава с образованием пегматитов и хрустальных полостей в них, происходящая на фоне регрессивного развития температурных полей, создаваемых общей толщей метаморфических пород, остывающими массивами габбро-лабрадоритов и гранитов рапакиви.

Существенно иной ход процессов намечается при формировании камерных пегматитов Казахстана. В Центральном Казахстане поля хрустальных пегматитов связаны с массивами аляскитовых и лейкократовых гранитов средне-верхнедевонского или верхнепермского возраста, которые относятся к наиболее поздним для каждого тектоно-магматического цикла комплексам (Бескин и др, 1970). Эти ишрузивы обычно входят в состав более сложных и крупных гетерогенных плутонов, которые залегают в практически неметаморфизованных (за исключением приконтактовых изменений) вулканогенно-осадочных породах палеозойского возраста. Продуктивные тела обычно размещаются в гранитах главной интрузивной фазы, тяготея к пологим куполовидным структурам апикальной части массивов. Несущие пегматитовую и грейзеновую минерализацию казахстанские гранитоиды формировались в процессе магматического замещения и последующего внедрение в область межформадионного контакта при энергетической поддержке этих процессов преимущественно потоком трансмагматических флюидов. Система магмаобразования при их формировании была открытой как для поступления глубинного тепломассопотока, так и для тепломассообмена с вмещающими неметаморфизованными вулканогенно-осадочнымп породами. Вода этих пород принимала активное участие в процессах становления гранитоидов. что нашло подтверждение в близких к воздушным отношениям аргона во флюидных включениях породообразующего кварца (Прасолов, 1990,): Активный тепломассобмен с неметаморфизованными осадочными породами в процессе формирования пегматитовмещающих плутонов приводил к более высокой скорости их остывания. Наличие по-ровых растворов в этих породах определяло возможность возникновение конвективных гидротермальных систем, определявших более эффективную теплоотдачу. Представляется, что этот фактор в существенной мере определил меньшие масштабы проявления хрустальной минерализации в пегматитах Центрального Казахстана по сравнению с Волынскими пегматитами и являлся одной из причин их более низкого качества.

Рассмотрение геологических условий формирования хрустальной минерализации в пределах различных провинций выявляет многие общие для них черты. Во всех случаях хрусталеобразование завершает много-

этапную эндогенную активизацию соответствующих блоков земной коры и реализуется при более низких термодинамических параметрах, чем предшествующие процессы. Хрусталеобразование реализуется на фоне регрессивного этапа проявления региональных эндогенных процессов, которые определяют основные черты термической истории хрусталеобра-зующих гидротермальных систем.

3. Конституционные и онтогсннчсскис особенности кристаллов кварца, в том числе и влииющие на возможность их практического использовании, в существенной мере определяются флюидодниамнчс-ским режимом хрусталеобразовання, надежными индикаторами которого являются: флюидный состав реликтов мннералообразующей среды и изотопно-геохимические особенности содержащихся в них благородных газов.

Морфолого-анатомическне особенности кристаллов кварца Припо-лярногоУрала изучены достаточно детально и обобщены в монографиях В.В.Буканова (1974) и С.К.Кузнецова с соавторами (1988), а также многочисленных статьях. Объектами типизации в этих работах являлись кристаллы кварца с присущими им морфолого-анатомическими особенностями. Как показали проведешше исследования, в общем случае кристаллы кварца являются полигенными образованиями и для генетических целей целесообразно выделять в них однородные в этом отношении фрагменты, имеющие достаточно отчетливые и устойчиво повторяющиеся на различных хрусталепроявлениях отличительные особенности.

Из всего разнообразия кварца, слагающего кристаллы в целом или отдельные их части, отчетливо выделяются три его типа. Первый тип представлен дымчатым кварцем с невысокой плотностью окраски и преимущественно струйчатым ее распределением. Для этого кварца характерно мозаичное строение и широкое развитие дофинейских двойников. Участки интенсивного проявления двойникования по дофинейскому закону обычно совпадают с областями максимального развития автодеформационных или экзокинетических трещин, что может свидетельствовать в пользу его преимущественно механической природы. В меньшей степени проявлены дофинейские двойники унаследованного и ростового происхождения. Автодеформационные трещины в нем чаще непрямолинейны и образуют рисунок залеченной трещиноватости, напоминающий сотовый кварц. При достаточно значительной вариации в плотности дымчатой окраски отмечается общая тенденция ее увеличения в наиболее высокотемпературных разновидностях кварца этого типа (остроромбоэдрические кристаллы Восточного хрустального района) со снижением вплоть до образования радиационно устойчивых разновидностей в более низкотемпе-

ратурных разностях (Западный хрустальный район). На фоне этой общей

тенденшш отмечаются отдельные флуктуации, связанные с особенностями химического состава вмещающих пород. Например, довольно часто кристаллы кварца из гнезд в дайках метадиабазов имеют повышенную плотность дымчатой окраски и более однородное со слабым проявлением струйчатости ее распределение. Температурный диапазон формирования кристаллов, сложенных кварцем этого типа, наиболее широк и достигает 230° (350-120°).

Второй тип представлен кварцем с цитриново-дымчатой окраской, которая имеет очень широкий диапазон плотностей и соотношения дымчатой и цитриновой составляющих. Крайние .члены этого ряда представлены бесцветным радиационно устойчивым (или бледно-щпритговым) к дымчатым кварцами. Последний отличается от дымчатого кварца первого типа обычно большей плотностью окраски, зональным ее распределением, отсутствием мозаичности и слабым проявлением дофинейских двойников преимущественно ростового происхождения. Необходимо подчеркнуть, что объединение в единую группу цитриново-дымчатого и рассмотренной разновидности дымчатого кварца сделано впервые и имеет принципиальное значение. Их сходство проявляется по многим параметрам. В кварце этого типа с визуально фиксируемой дымчатой окраской с помощью физических методов (ЭПР. ИК-спсктроскогага и термолюминесценшш) часто устанавливаются в том или ином количестве электронно-дырочные центры. характерные для цитринового кварца; в нем отмечается также характерное для цитриновых кристаллов повышенное содержание лшия (Кузнецов и др, 1988), В кристаллах,сложенных зональным дымчатым кварцем, довольно часто встречаются отдельные цитриновые зоны. В ряде случаев наблюдается постепенный переход от дымчатого кварца к оливковому и далее к цитриновому. В них как и в цитриново-дымчатых кристаллах широко распространены фиксируемые в особенностях анатомии следы растворения с последующей регенерацией, которые часто проявляются неоднократно. Характерно также широкое развитие кварца этой разновидности на месторождениях и хрусталепроявлениях с широким развитием цитриново-дымчатых кристаллов. Последовательность сочетания кварцев различной окраски, относимых ко второму типу, в пределах отдельных кристаллов может бьггь весьма разнообразной, но наиболее часто отмечается смена цитриново-дымчатого (оливкового) кварца, цитриновым и далее зональным дымчатым кварцем. Для цитринового кварца характерны автодеформационные трещины прямолинейных очертаний, образующие правильную почти ортогональную сетку. Общий температурный диапазон кристаллизации кварца данного типа составляет около 170° (310-140°).

Кварц третьего типа представлен двумя разновидностями: с амети-

стовой окраской и с контрастно зональной дымчатой окраской. В зональных кристаллах обычно отмечаете;; наличие тонких интенсивно окрашенных в дымчатый цвет зон, которые располагаются в основной массе бесцветного радиационно устойчивого кварца. У часты! сгущения дымчатой окраски часто приурочены к местам смыкания ветвей субиндивидов кристаллов скелетного роста. Важной особенностью кварца данного типа является наличие природной аметистовой и часто дымчатой окраски, в то время как окраска в кварце, слагающем кристалл-затравку, бывает не проявлена. Последующее у-облучение такого кварца обычно приводит к незначительному увелнченшо плотности аметистовой окраски и существенному увеличению интенсивности дымчатой окраски. Эти факты свидетельствуют в пользу внутренней природы причин, вызывающих окраску данного Tima. Для аметистов довольно характерны также плоскостные ав-тодеформациокные трещины, которые, также как и у цитринового кварца, обычно образуют почти ортогональную сеть. Кварц третьего типа на хру-сталепроявлениях Приполярного Урала всегда является самым поздним и в большинстве случаев нарастает на различные по окраске разновидности кварца второго типа. Общий диапазон его кристаллизации не превышает 100° (175-80°).

Анализ газового состава флюидных включений в кристаллах кварца и изотопного состава содержащихся в них гелия и аргона с учетом особенностей хрустальных гнезд и их позиции в пределах хрусталеносных зон позволил воссоздать флювдодинамический режим хрусталеобразования и построить ряд отражающих особенности этих процессов моделей. При моделировании элементарная хрусталеобразующая система рассматривается в рамках хрусгалевмещающей полости (гнезда), в пределах которой происходит непосредственный рост кристаллов кварца из находящегося в ней гидротермального раствора. Одним из важнейших экстенсивных параметров этой системы является ее объем, поскольку он в существенной мере определяет характер реакции системы на его приращение при тектонических деформациях.

Хрусгалеобразующие системы были типизированы по степени их открытости и флюидодинамическому режиму. При этом открытость систем рассматривалась не в термодинамическом отношении, в соответствии с которым все они относятся к открытым системам, а в гидродинамическом смысле. Формирование кристаллов кварца в гнездах хрусталепроявлений I типа реализовалось в условиях закрытой системы с диффузионным массо-переносом кремнезема к растущим кристаллам при низких пересыщениях растворов. Наличие во флюидных включениях гелия и аргона с преобладанием радиогенных изотопов, характерных для поровых флюидов метаморфических пород, свидетельствует о равновесности в этом отношении поло-

стных и поровых флюидов. Необходимое для роста кристаллов пересыщение растворов кремнеземом могло достигаться в таких полостях несколькими путями.

1. За счет различия химического потенциала кремнезема в поросом растворе вмещающих пород и в хрусталевмещающей полости.

2. В результате небольшого температурного градиента между стенками полости и кристаллами в ней, который мог возникнуть за счет экзотермических реакций образования окологнездовых метасоматитов.

3. В результате разлепи растворимости деформированных зерен кварца вмещающих пород по сравнению с недеформированными растущими кристаллами кварца

4. Вследствие уменьшения растворимости кремнезема по мере снижения термодтшпиескпх параметров.

Следует заметить, что сложилось без достаточно веских на то оснований представление об образовании характерных для хрустальных гнезд рассматриваемого типа мозаичных короткопризматическнх кристаллов в условиях высоких пересыщений растворов кремнеземом (Буканов, 1974, Кузнецов и др., 1988). Действительно при выращивании кристаллов легкорастворимых соединений часто отмечается возникновение мозаичности при увеличении пересыщения растворов. Однако такая закономерность не была воспроизведена при гидротермальном выращивании кристаллов кварца. Наоборот, В.С.Балицкий по результатам экспериментов по выращиванию кварца в гидротермальных растворах отмечает, что образование короткопризматическнх кристаллов кварца может происходить при условии очень низких пересыщений растворов кремнеземом. По его мнению: "...это происходит, когда кристаллизация кварца в хрустале нос ¡ш\ погребах, гнездах и других полостях протекает при весьма низких пересыщениях раствора, иными словами, система в отношении тепло- и массообмена является практически закрытой..." (Балицкий, 1978). В пользу образования дымчатых короткопризматическнх кристаллов из гнезд данного типа при низких скоростях роста свидетельствуют и их обычно небольшие размеры при значительном температурном интервале кристаллизации (а следовательно и времени кристаллизации), который может достигать более 200°. Хрусталеобразующие системы данного типа функционировали на фоне длительного и медленного понижения термодинамических параметров растворов от более чем 350° до 140°, которые задавались общей эволюцией метаморфогенной флюидной системы на регрессивном этапе ее развития.

На фоне проявления регрессивного этапа зонального метаморфизма в определенный момент начался процесс тектоно-флюидной активизации, который проявился гораздо локальнее преимущественно в пределах узких тектонических зон близмеридионального и северо-восточного простирания,

обрамляющих ЦЗТМА и вдоль отдельных разломов, входящих в состав долго;;а[сущкх поперечных зон тектонических нарушении. Этот процесс определил особенности функционирования гидротермальных систем, с которыми связано образование хрусталспроявлеиин II типа. Гидротермальный раствор в них имел многокомпонентный характер и мог включать в различных пропорциях поровый флюид, вовлекаемые в гидротермальный процесс поверхностные воды и мантийный флюид. Эти три компонента довольно хорошо диагностируются по изотопным отношениям благородных газов. Как уже было отмечено в общем слу чае в поровом растворе преобладают радиогенные изотопы благородных газов, но конкретные изотопные отношения определяются несколькими моментами: содержанием во вмещающих породах материнских для образования радиогенных изотопов благородных газов элементов; фоновой радиоактивностью вмещающих пород; периодом времени, прошедшим от момента последней гомогенизации изотопной системы вмещающих пород до начала хрусталеобразовшшя. Изотопные отношения корового гелия находятся в пределах (1-5) • 10"8 (Прасолов, 1990) и именно в этот интервал попадают практически все значения изотопных отношений гелия из флюидных включения в дымчатых кристаллах хрусгалепроявлений I типа. При этом изотопные отношения аргона в поровом флюиде имеют более значительный диапазон колебании, но доля радиогенного аргона в нем не снижается ниже 60%.

Наиболее отчетливо диагностируется воздушная компонента по характерным для атмосферы отношениям 40Аг/36Аг. Максимальное количество воздушного аргона установлено во флюидных включениях в аметисте (до 96%), что свидетельствует о широком участии поверхностных вод в хрусталеобразующей гидротермальной системе на зариочительных этапах ее функционирования, и ранее отмечалось К.И.Лоховым (1985). Поскольку практически единственным носителем аргона с воздушными изотопными отношениями являются поверхностные воды глубокой циркуляции или вода, заключенная в порах осадочных пород, то увеличение доли воздушного аргона будет свидетельствовать о ее вовлечении в активный водообмен. Чутким индикатором участия в гидротермальной системе глубинного флюида, как было показано выше, являются изотопные отношения 3Не/4Не.

Относительно закрытые хрусталеобразующие системы проявлений I типа могли вскрываться в пределах влияния долгоживущих тектонических зон в результате проявления тектоно-флюидной активизации с переходом к конвективному режиму тепломассопереноса. Образующиеся в этом случае полизональные кристаллы с внутренней дымчатой и внешней щггри-новой зоной широко распространены на хрусталепроявлениях второго типа. Параллельно в незатронутых процессами тектоно-флюидной активизации более стабильных блоках продолжался рост кристаллов кварца в хру-

сталепроявлениях первого типа.

Смена флюидодинамнческого режима в процессе их роста могла идти двумя путями. При поступлении в хрусталеобразующую полость глубинного флюида без ее разгерметизации в ней происходило возрастание флюидного давления и накопление растворенных газов с увеличением в них доли радиогенного аргона и отношений НегНе (табл. 5 - !. 2), При тектоническом вскрытии полости происходит дегазация флюида с возрастанием в нем доли атмосферного аргона за счет вовлечения в активный водообмен поверхностных вод. Изотопные отношения ?Не/*Не возрастают в этом случае незначительно в связи с малой растворимостью глубяиыдх газов при низком давлении в системе (табл. 5 - 3,4) . В зависимости от мощности глубинного флюидного потока и его характера кенгекцпя могла иметь естественный (при преимущественно термическом воздействии па полостной флюид) или вынужденный (при поступлении в полость самостоятельной газовой фазы) характер.

Таблица 5. Изменение параметров флюида при смене роста дымчатого кварца цитириновым _________

№п/п № образца газ/вода 40Аг/36Аг Аг етм. (%) "Не/'Не

1 НШ-778 (д) 0,24 836 33,4 7,2 • 10-"

2 НШ-778 (ц) 0,81 2116 14,0 24,42 • 10"8

3 Х-1 (д) 0,10 3477 8,0 5,22 • 10"*

4 Х-2 (ц) 0.03 663 45,0 7,42 • ИГ5

При формировании хрусталепроявлеиий второго типа в условиях конвективного массопереноса кремнезема происходило образование длин-нопризматических кристаллов кварца обычно со сложной анатомией, отражающей нестабильные условия их роста. В отдельных участках этих хру-сталепроявлений могли локально возникать условия относительно закрытых хрусталеобразующих систем, в которых формировались дымчатые кристаллы, подобные кристаллам хрусталепроявлеиий первого типа. Наиболее благоприятные для роста достаточно крупных и высококачественных кристаллов кварца условия возникали в относительно закрытых хрусталеобразующих системах с внутренней естественной конвекцией раствора, способствовавшей массопереносу кремнезема к растущим кристаллам и отводу от них избытка тепла. В них формировались наиболее однородные кристаллы кварца с цитриново-дымчатой (оливковой) окраской. В условиях максимальной открытости хрусталеобразующих систем данного типа происходил рост цитриновых кристаллов с захватом многочисленных первичных флюидных включения, резко снижающих возможности их практического использования. Резкий спад давления в системах такого типа приводил к дегазации флюида и спонтанной кристаллизации карбонатов. Син-

хронные этом}- процессу внешние зоны щггриновых кристаллов характеризуются многоглавым ростом с образованием волокнистого кварца и захватом сингенетических включений карбонатов.

Формирование хрусталепроявлсний третьего типа связана с новым импульсом тектоно-флюидной активизации на низкотемпературном интервале функционирования гидротермальной системы, который проявился еще более локально. Приуроченность серии хрусталепроявлсний с кварцем низкотемпературной генерации к протяженному поперечному Косью-Тынаготскому разлому (Хасаварка и серия проявлений Хасаварского хру-сталеносного поля, Николай-Шор, Сюрась-Рузь. проявление на реке Косью) дает основание для предположения о локализации поздней тектоно-флюидной активизации вдоль поперечных структур. К этому моменту хру-сталсобразующие системы двух первых типов практически исчерпали свой кварцгенерирующий потенциал в связи со снижением температуры и давления гидротермальных растворов, достижением ими равновесия с вмещающими породами и переходом в статический режим. Новый импульс .текгоно-флюидной активизации, наложенный преимущественно на хруста-лепроявления второго типа, которые были связаны с наиболее активными в тектоническом отношении зонами, привел к возобновлению конвективного режима их функционирования в основном за счет поступления глубинного флюида. Этот флюид поступал в область хрусталеобразования в существенной мере в виде газовой углекислотно-азотной фазы с образовашшм гетерогенного раствора, из которого происходило формирование кварца поздней генерации. Для газовой фазы этого раствора характерно резкое увеличение отношения ЗНе/Ие', которое для образца Х-З(ССЬ) составило 49365. Поскольку количество неона определялось в условных единицах, то это значение можно оценить только в сравнении с аналогичными значениями для других кристаллов, которые находятся в диапазоне 53-1307. Причем оно на два порядка выше, чем во флюиде из образца Д-33, в котором зафиксировано максимальное количество (около 10%) мантийного гелия. Все эти данные однозначно свидетельствуют о глубинной природе флюидного потока, участвовавшего в проявлении позднего импульса тектоно-флюидной активизации.

Флюидодинамический режим при формировании кварца данной генерации значительно отличался для различных гнезд. В условиях относительно закрытой системы с поступлением в полость потока углекислого газа, возникшего при разложении доаметистовых карбонатов под воздействием глубинного флюида и частично связанного с самим глубинным потоком (Козлов и др., 1982),. формировались скелетные кристаллы с контрастно зональной дымчатой окраской и многочисленными первичными включениями углекислоты. Для захваченного флюида характерно повышенные

значения отношений 3Не/4Не и преимущественно радиогенный аргон. Иная ситуация характерна для кристаллов кварца из гнезд, формировавшихся в пределах наиболее активной и проницаемой для флюидов зоны месторождения Хасаварка. Аметист, слагающий внешнюю часть скипетровидных кристаллов кварца, формировался также в гетерогенной среде, но газовая фаза в ней была в значительно обогащена азотом (N2/£ газов = 0,72) и содержала аргон преимущественно атмосферного происхождения (Ar тгм = 90,2%). что свидетельствует об открытости этой системы по отношению к поверхностным водам. Возникший в таких гнездах аметист часто образует крупные кристаллы, но с большим количеством первичных дефектов в виде залеченных автодеформационных трещин. Наиболее высококачественные кристаллы с отчетливо проявленной неравномерностью в развитии граней основных ромбоэдров формируются в промежуточных условиях, которые характеризуются конвективным режимом массопереноса кремнезема к растущим кристаллам и в то же время относительно закрытым характером системы. Близкие выводы получены для месторождения Ватиха А.С.Таланцевым и В.Н.Рябковым (1989).

Образование кварца данной генерации происходило при температурах менее 175, определивших низкие концентрации и пересыщения растворов кремнеземом, при которых формировались изометричные или ски-петровидные кристаллы. В отношении условий образования скипетровидных кристаллов кварца Приполярного Урала существует и иное мнение. Как уже упоминалось выше, В.В.Буканов рассматривает морофолого-анатомнчсскис особенности кварца этой генерации как результат резкого спада термодинамических параметров в близповерхностных условных (Бу-канов, 1974; Кузнецов. Буканов, Юхтанов, 1988), который привел к увеличению пересыщения растворов кремнеземом. Совершенно иные вызоды были получены В.С.Балицким на основании экспериментальных данных. Им было установлено, что при снижение температуры хрусталеобразова-ния происходит выравнивание скоростей роста различных граней. Поэтому "...наличие изометричных и скипетровидных форм кристаллов в наиболее низкотемпературных гидротермальных образованиях является не случайным, а отражает влияние условий минералообразования: низкой температуры кристаллизации и весьма малой степени пересыщения растворов кремнеземом..." (Балицкий, 1972, стр. 132). Этот результат полностью согласуется с полученными нами данными по особенностям хрусталеобразо-вания в природных низкотемпературных гидротермальных системах.

Характерной особенностью рассматриваемых систем являлся их гетерогенный характер, который был связан не с краткосрочными эпизодами вскипания растворов в результате падения давления при тектоническом вскрытии полостей, а существовал в течение достаточно длительного ггро-

межутка времени, необходимого для образования значительных по размеру кристаллов кварца. Состав газовых компонентой и изотопные отношения благородных газов свидетельствуют о его глубинном происхождении. Роль восходящего потока газовых пузырьков в образовании кварца низкотемпературной генерации была весьма существенной. Как уже отмечалось ранее В,В.Булановым (1974) при образовании скипетровндных кристаллов кварца происходит преобладающее нарастание кварца этой генерации преимущественно на нижние грани ранее образованных кристаллов. В предлагаемой им интерпретации встречавшие поток растворов нижние грани скипетровндных кристаллов аметиста нарастали со скоростью от 3 до 5 раз большей, чем скорость роста противоположных граней. В дополнение к сказанному можно уточнить, что в рассматриваемом случае имел место не восходящий поток растворов, а восходящий поток газовых пузырьков, вызывавший вынужденную конвекцию раствора и способствовавший массопереносу кремнезема к граням растущих кристаллов. Как показали экспериментальные исследования роста кристаллов в потоке газовых пузырей (Петровский, 1983) при достаточно интенсивном потоке благодаря хорошему питанию встречающих его граней не происходит захвата газовой фазы в виде флюидных включешш, но этот процесс активизируется при снижении мощности потока. Весьма вероятно возникновение микрозародышен на фазовой границе с последующей реализацией механизма микроблочного роста (Юшкин, 1971). Включешш чистых газов наиболее характерны для скелетных кристаллов, которые формировались в условиях ограниченного массо-переноса кремнезема к кристаллам в относительно закрытых системах. В аметистовых кристаллах такие включения обычно приурочены к дымчатым зонкам, которые фиксируют периоды замедления их роста.

Сопоставление условий формирования кристаллов кварца на хруста-лепроявленнях различного типа свидетельствует о широком диапазоне особенностей флювдодинамического режима хрусталеобразующих систем, в существенной мере определяющего их важные для практического использования свойства. Общая тенденция смены относительно закрытых хрусталеобразующих систем с диффузионным механизмом массопереноса кремнезема к растущим кристаллам при формировании кварца ранних генераций ко все более открытым системам с конвективным механизмом массопереноса при формировднии кварца поздних генераций проявляется и в пределах диапазона условий роста отдельных разновидностей кварца одного типа, что отражено в таблице 6. Оптимальные условия для формирования наиболее однородного кварца всех типов реализуются при ограниченной открытости систем с реапизацией в них внутренней конвекции. К аналогичному типу могут быть отнесены гидротермальные системы для выращивания кристаллов кварца в автоклавах.

Таблица 6. Зависимость морфолого-анатомических особенностей кристаллов кварца от флюидодинамического режима хрусталеобразования

Тип

хрустале-проявления

Тип хрусталеобразующей системы и особенности _образованных в ней кристаллов кварца

Закрытая-

Открытая

II

III

Анализ с рассмотренных позиций условий образования кристаллов кварца других хрусталеносных провинций вне зависимости от генетической принадлежности хрусталеносной минерализации свидетельствует о аналогичном характере связи анатомических особенностей их строения с флюидодинамическим режимом хрусталеобразующих гидротермальных систем. Условия синтеза кварца в автоклавах соответствуют гидродинамически закрытым высокотемпературным системам, функционирующим в режиме естественной конвекции; хрусталеобразование в иных флюидоди-намических условиях при искусственном выращивании кристаллов кварца не воспроизводится. Морфолого-анатомические особенности синтетических кристаллов кварца близки зональному дымчатому кварцу II типа. Цитриново-дымчатый кварц, образующийся в условиях относительно открытых конвективных систем, не имеет синтетических аналогов.

39

4. Образование хрустальных гнезд обусловлено преимущественно структурной перестройкой вещества на уровне минеральных агрегатов в отличие от рудных тел, формирование которых в большей степени связано с процессами концентрирования рудных элементов. Хрустале-образушщие гидротермальные системы оптичаются от рудообразую-щих меньшей энергоемкостью, низкоградиентностью и иной структурой энергозатрат. Эти различия определяют пространственно-временную разобщенность хрусталеносиой и рудной минерализации.

Вопрос о взаимоотношениях хрусталеносиой и рудной минерализа-щш был поставлен в 50-х годах в связи с углубленным изучением место-рождешш горного хрусталя и осмыслением их места среди эндогенных месторождений. Большинством исследователей был признан вывод об антагонизме хрусталеносиой и рудной минерализации (Лазько, 1956, Каря-кин, Смирнова, 1967). Позднее было установлено. что характерной чертой геоантиклинальных поднятий складчатых областей и сводово-купольных поднятий щитов, в пределах которых находятся известные хрусталеносные провинции, является преобладание именно хрусталеносиой минерализации, доля которой от общего количества гидротермальных проявлений всех полезных ископаемых составляет от 50 до 95% (Осинский, 1976). Отсутствие на территориях с промышленной хрусталеносиой минерализацией каких-либо рудных месторождении отмечено для Юясного Урала Г.И.Крыловой (1983). По результатам сравнения кварца рудоносных и хрусталеносных кварцевых жил на примере Урала Г.П.Ступаков сделал вывод о том, что "...Слабое проявление хрусталеносностн на Кочкарском золоторудном месторождении весьма четко выражает "антагонизм" между рудной и хрусталеносиой минерализацией: условия благоприятные в пределах рудного поля для одного процесса, столь же неблагоприятны для другого..." (Ступа-ков, 1974, с. 23). Л.В.Оганесян отмечает, что Алданская хрусталеносная провинция пространственно обособлена от Центрально-Алданского золотоносного района; в пределах провинции полностью отсутствуют также гидротермальные металлоносные жилы (Оганесян, 1994). В последние годы исследования в этой области возобновились в связи с переоценкой ру-доносности некоторых хрусталеносных районов Урала, по результатам которых был сформулирован вывод о сопряженном образовании и совмещении в пространстве хрусталеносиой и золоторудной минерализации (Огородников, Сазонов, 1991, Водолазская и др., 1994).

В качестве базового региона для рассмотрения этой проблемы был выбран Урал (Козлов, 1996), в пределах которого расположен крупнейший в России хрусталеносный пояс и который является одним из ведущих рудных районов. В Уральской складчатой области хрусталеносная минерализация широко проявлена на территории Центрально-Уральского и Восточ-

но-Уральского поднятий, в пределах которых находятся наиболее крупные Прилолярно-Уральская и Восточно-Уральская хрусталеиосные провинции. Первая ич них связана с комплексом доуралид внешних зон Уральского складчатого пояса, а вторая - с доуралидами внутренних зон. Преобладающее же рудообразование на Урале, по данным Л.Н.Овчинникова (1994). связано с Главным гсосинклинальным поясом уралид и , в меньшей степени, с ограштчивающим его с востока Восточно-Уральским поднятием, на долю которых при 30% занимаемой ими общей площади Урала, приходится более 75% суммарных учтенных запасов всех рудных месторождений в его пределах. Причем крупнейшие два из трех золоторудных поясоя Зос-точно-Уральского поднятия приурочены к западному и восточному его сопряжениям, соответственно с Тагило-Ма гнито горски?г Босточно-Урадьским геосииклинальнымн прогибами (Овчиюпткоз, 1995). Определяющие ру доносный потенциал Урала объекты связаны с ранними этапами каледоно-герцинского цикла, а хрусталеобразование завершает герцинский эндогенный минерагенез. По оценке А.В.Осинского геоанпшпшалькым поднятиям, в пределах которых размещаются хрусталеиосные провинции Урала, кроме хрусталеносной свойственна только вяло проявленная золоторудная, молибденовая, вольфрамовая, редкометальная и амфибол-асбестовая минерализация, причем только золоторудная образует небольшие месторождения. (Осинский, 1976).

Эта проблема была также проанализирована на примере более локальной площади -крупнейшей на Урале Приполярно-Уральской хрусталеносной провинции, в пределах которой в последнее время активизировались поисковые работы на коренные источники рудной (преимущественно золоторудной) минерализации и более 10 лет вдет отработки россыпных месторождений золота. В этом регионе все известные проявления и месторождения эндогенной рудной минерализации можно разделить на два основных типа.

1. Вольфрам-молибденовые (иногда с Та, Мз) проявления в эндо- и экзоконтактах гранитоидных интрузивов. Наиболее широко этот тип распространен в южной части Приполярного Урала, где он связан с массивами гранитоидов Сальнерско-Маньхамбовского комплекса, а наибольшего развития достигает в пределах Малопатокской вулкано-плутонической структуры, которая практически лишена хрусталеносной минерализации.

2. Жильные золото-кварцевые и золото-полиметаллические проявления в долгоживущих тектонических зонах, которые тяготеют к дуговым и кольцевым разломам, обрамляющими северную активизированную часть Хобеизского гранито-гнейсового купола, и известны в пределах Косью-Тынаготской зоны разломов. Ряд проявлений, часть из которых изучается и в настоящее время, контролируется Росомахинской и Маддинской про-

дольными долгожнвущими тектоническими зонами. В пределах последней находятся и проявления золото-платиноидной минерализации, формацнон-ная принадлежность которых еще не установлена.

В целом можно отмстить несовпадение геологической позиции хру-сталеносиой и рудной минерализации и в этом масштабе, что довольно отчетливо видно на рис. 1. В самой северной части провинции в пределах Желаншшского хрусталеносного узла отмечается некоторое перекрытие полей развития хрусталеносной и рудной литерализации, но при более детальном анализе выявляется преимущественное развитие рудной кишера-лизации в пределах зон долгояашущпх разломов с прсобладашшм хруста-

)В (рис. 4). Рис. 4, Пространственное распределение хрусталеносной и рудной минерализации в пределах Желаншшского Узла. 1 - гооли-нии плотности распределения хрусталепрояв-лешш; 2 - обрамляющие узел зоны разломов: Д - Делагладская, М - Малдинская; 3 - проявления рудной минерализации: а - коренные, б - россыпи.

Поэтому при общей пространственной разобщенности рудной и хрусталеносной минерализации не исключается положительная корреляция масштабов проявления хрусталеносной минерализации внутри или на периферии более стабильных геологических блоков и рудной минерализации в пределах разделяющих эти блоки долгоживущих тектонических зон»

Для объективной оценки характера взаимоотношений рудной и хрусталеносной минерализации необходимо сопоставить их позицию и во временных координатах. В ряде случаев этот вопрос решается достаточно

леноснон минерализации внутри обрамляемых ими блок

просто. Например, все рудопроявления. пространственно и генетически связанные с интрузивным магматизмом должны иметь близкий ему возраст

в то время как хрусталеносная минерализация имеет пермский возраст. Иногда отмечается наложение на более раннюю рудную минерализацию более поздней хрусталеносной, гтри котором рудное вещество переотлагается в хрустальных гнездах, не создавая при этом промышленных концентраций и запасов. В Западном Верхоякье описаны обратные соотношения с пересечением хрусталеносных кварцевых жил рудными, в результате чего образуется брекчия, обломки которой представлены фрагментами кристахтов горного хрусталя, а цемент - разнообразными рудными минералами. Проведенные исследования позволяют утверждать, что во всех рассмотренных масштабах проявляется пространственная или временная раюЬгцснность промышленной хрусталеносгюь? и рудной минерализации.

Сопоставляя особенности процессов рудо - и хрусталеобразования, следует подчеркнуть, что формирование хрустальных гнезд не является процессом концентрирования кремнезема. В ряде случаев, например, при их залегании в мономинеральных кварцитах, содержание кремнезема в хрустальном гнезде, с учетом гнездовой массы, может быть заметно ниже чем во вмещающих породах. Если даже и происходит концентрирование кремнезема при размещении гнезд в относительно обедненных им породах, то кларк. концентрации не превышает 2, в то время как для рудных месторождений ок не опускается ниже 5-12 для железа и достигает и • Ю4 для ртути и золота (Сафроноз и др.. 1978). Поэтому принципиально важной особенностью хрустальных гнезд является то, что они как минеральные образования, в отличие от рудных тел, представляют собой в первую оче-реоь структурную, о не вещественную (концентрационную) аномалию в земной коре. По сути своей хрусталеобразование - это процесс местного перераспределения кремнезема и он может происходить в практически закрытой в отношении тепломассопереноса системе (Балицкий, 1978). Экспериментальное изучение процессов хрусталеобразования и сопоставление полученных при этом результатов с данными по природным процессам однозначно свидетельствуют о том, что для образования высококачественных кристаллов кварца необходимы низкоградиенгные условия, обеспечивающие оптимальные для их роста пересыщения растворов кремнеземом. Это подтверждается и результатами приведенного выше анализа флюидо-динамичсского режима природных хрусталеобразующих систем.

Для образования рудных концентраций требуются диаметрально противоположные условия. Высокие коэффициенты концентрации рудного вещества могут быть достигнуты только в высокоградиентных гидротермальных системах. Необходимость переноса из внешних источников большого количества рудного вещества на значительные расстояния к месту

рудоотложсния предопределяют открытость рудообразующей гидротермальной-системы и ее значительную энергоемкость. Исследователи рудных месторождений всегда подчеркивают дискретность рудообразующего процесса и разделяют его на этапы, стадии и ритмы рудообразовашш, в течение которых выделяются различные по составу минеральные парагенези-сы. Проявления синхрустальной тектоники выражены несравнимо слабее; ни при полевых исследованиях, нн в литературных источниках не были встречены примеры пересечения хрусталеносных тел, содержащих продукты образования различных стадий минерализации.

Сопоставим особенности хрустале - н рудообразовашш с самых общих позиций, для чего обратимся к разрабатываемой В.С.Голубевым концепции рудообразования как сопряженного процесса и проанализируем используемое им для этих целей выражение для работы А тепловой машины, 'записанное на основе теоремы Карно (Голубев, 1993)

а = JlLzi)- х Q

I 2

где Q количество тепла, подводимого к системе; Т) и Т2 температура соответственно нагревателя и холодильника. Применительно к рудообразую-щей системе, А - работа по переносу рудного вещества к месту рудоотло-жештя. Для конкретной рудообразующей системы с известными линейными параметрами величина ДТ = (Tj - Т2 ) будет отражать температурный •градиент. При постоянной величине подводимого тепла (Q = const.) для такой системы концентрация рудного вещества будет пропорциональна ДТ. В общем случае этот градиент может иметь любую природу и определяет степень концентрирования вещества на геохимическом барьере, а величина Q может отражать не только подводимую к системе тепловую энергию, но и любые другие виды энергии (химическую, механическую). При образовании гидротермальных рудных месторождений основные затраты энергии связаны с переносом рудных компонентов к месту формирования рудного тела (Сафронов, 1966,1978).

Отсутствие необходимости в дальнем переносе кремнезема к хру-сталевмещающей полости и в его существенном концентрировании определяет меньшую энергоемкость хрусталеобразования по сравнению с рудо-образованием и более низкоградиентный характер этого процесса. Однако в более высокоградиентных рудообразующих системах на затухающих стадиях их функционирования всегда происходит снижение температурных градиентов. При достаточной длительности низкоградиентного режима могут возникнуть благоприятные для хрусталеобразования условия. Поскольку хрусталеобразование в этом случае реализуется в значительно обогащенных рудными минералами породах (рудах), рудные компоненты принимают участие в хрусталеобразующих системах, с образованием весьма

эффектные коллекционных образцов, в которых кристаллы кварца находятся совместно с ограненными кристаллами рудных минералов (Березов-ское. Иультин, Акчатау и др.). Обратной ситуации - возникновения промышленных рудных концентрации на месторождениях горного хрусталя не отмечается, что вполне объяснимо с рассматриваемых позиций. Основные энергозатраты при хрусталеобразовании связаны с поддержанием в течение длительного времени относительно термостатированных условий, необходимых для роста высококачественных кристаллов кварца. Б этом отношении процесс природного хрусталеобразования близок к синтезу кристаллов кварца, при котором основные энергозатраты также сводятся к поддержанию автоклава в рабочем температурном режиме. Следовательно хруста-леобразующис гидротермальные системы по сравнению с рудообразующи-ми системами ошибаются меньшей энергоемкостью, низкоградиенпшо-стью и иной структурой энергозатрат.

В свете современных представлений образование гидротермальных рудных месторождений рассматривается как длительный дискретный, многоэтапный и полигенный процесс, предполагающий связанное с осадкообразованием, выветриванием, метасоматизмом и метаморфизмом промежуточное обогащение пород рудными элементами (Рундквист, 1997). Благодаря процессам предрудной подготовки образуются специализированные на те или иные элементы комплексы порол, в пределах которых впоследствии формируются рудные месторождения. Длительность такой предрудной подготовки может достигать нескольких сотен миллионов лет, при гораздо меньшей продолжительности окончательного акта образования рудных тел. При рассмотрении с этих позиций основных хруеталеносных провинций выявляется в существенной мере иная картина.

Как было показано выше для вмещающих хрусталеносные провинции геологических блоков характерно наличие континентатьной коры значительной мощности с повышенной долей в ее составе гранитного слоя. Хрусталеобразование завершает длительный процесс их многократной эндогенной активизации, которая реализовалась при более высоких по сравнению с хрусталеобразованием термодинамических параметрах и проявилась преимущественно в виде метаморфизма, регионального метасоматизма и гранитоидного магматизма. Содержащиеся во вмещающих породах рудные элементы были ранее мобилизованы при проявлении предхру-стальных более высокотемпературных процессов, что предопределило их инертность при функционировании более низкотемпературных хрустале-образующих систем. К этому следует добавить локальность хрустатеобра-зующнх процессов, по сравнению с ранее проявленными региональными процессами. "Предрудную" подготовку блоков земной коры, вмещающих хрусталеносные провинции, можно рассматривать как своего рода стери-

лизацию в отношении форм металлоносных соединений, из которых рудные элементы могли бы экстрагироваться хрусталеобразующими растворами.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Полу ченные в диссертации выводы касаются не только достаточно узкой проблемы генезиса хрусталеносной минерализации, но могут иметь существенно более широкое 'значение для понимания особенностей проявления эндогенного минералообразования в земной коре. Хрусталеобразо-ваш 1С представляет собой естественное звено общего процесса эндогенной активизации вмещающих хрусталеиосиую минерализацию блоков земной коры. Оно занимает в процессе геологического развития хрусталеносных провинций вполне определенную пространственно-временную позицию: во временном отношении соответствует завершающим этапам проявления эндогенной активности соответствующих блоков земной коры; в пространственном отношении области максимально развития хрусталеносной минерализации обычно унаследуют положение геологических структур, в которых наиболее активно проявлялись разновозрастные эндогенные процессы. Это свидетельствует о стабильной позиции глубинных источников ■необходимой для реализации этих процессов тепловой энергии. Установленная структурно-парагенетическая связь хрусталеобразования с метаморфизмом, магматизмом или метасоматизмом предполагает наличие общего для них материнского эндогенного источник:! энергии и вещества, в качестве которого можно рассматривать глубинный флюидный поток. Поэтому широкое развитие хрусталеносной минерализации может являться индикатором определенного геотектонического режима развития блоков континентальной земной коры, который характеризуется стабильностью их позиции и преобладанием флюидного характера коро-мантийного взаимодействия.

Выявленная природа хрусталеобразующих гидротермальных систем позволяет рассматривать флюидные процессы данного типа в ранге самостоятельных эндогенных явлений, связанных с тектоно-флюидной активизацией земной коры. Эти процессы и возникшие в результате их реализации промышленно важные минеральные тела должны найти отражение в генетической классификации месторождений полезных ископаемых. С аналогичными процессами связано образование и других неметаллических полезных ископаемых, относящихся к группе кристаллооптического сырья. Для их формирования необходимы близкие условия роста кристаллов в относительно закрытых полостных системах с поступлением необходимых для образования этих минералов компонентов. Важно подчеркнуть, что формирование таких полезных ископаемых как исландский шпат и флюорит требую поступления только летучих компонентов, соответствен-

но углекислого газа и фтора, которые могут мигрировать в виде самостоятельной флюидной фазы в неподвижном гидротермальном растворе.

Выявленные генетические причины пространсгвенно-временной разобщенности хрусталеносной и рудной минерализации позволяют конкретизировать необходимые для рудообразования условия. Изучение кристаллов кварца на рудных месторождениях с использованием комплекса предлагаемых в настоящей работе методов может способствовать выявлению флюидодинамических условий рудообразования и построению гелого-генетических моделей рудоносных объектов.

Отдельные разновидности кварца, выделенные при изучении хру-сталеносных провинций, могут являться индикаторами тех или иных режимов функционировать флюидных систем. Например, образование кварца низкотемпературной генерации возможно только в условиях длительного конвективного массопереноса кремнезема к растущим кристаллам, который реализуется преимущественно в гетерогенных средах, восходящий поток газовой фазы в которых выполняет функцию теплоносителя и приводит к вынужденной конвекции флюида. Установленное присутствие мантийного гелия во флюиде свидетельствует о глу бинном характере этого потока. Поэтому кварц низкотемпературной генерации можно рассматривать в качестве индикатора долгоживущих проницаемых для флюидов тектонических зон глубокого заложения. Ранее уже отмечалась возможность их использования в качестве индикаторов связанных с такими зонами нефтегазоносных структур (Возняк и др.. 1978).

ОСНОВНЫЕ РАБОТЫ АВТОРА ПО ТЕМЕ ДИССЕРТАЦИИ

'1. Структура месторождения горного хрусталя // Новью исследования в геологии. Л.: изд. Лен. горн, ин-та. 1972. вып. 3. С.3-11, (соавтор В.Г.Портнов).

2. К вопросу о состоянии минералообразующей среды в процессе формирования хрусталеносных кварцевых жил Приполярного Урала // Магматизм, метаморфизм и металлогения севера Урала и Пай-Хоя (Тезисы докладов). Сыктывкар: изд Коми филиала АН СССР, 1972. С. 112-114, (соавтор Б.Н.Шаронов).

3. К вопросу об интерпретации декрептограмм жильного кварца // Тезисы

докладов IV регионального совещания по термобарогеохимии процессов минералообразования. Ростов-на Дону: изд. Ростовского ун-та, 1973, С. 309-311, (соавторы Ю.В.Лир. Б.Н.Шаронов).

4. Выявление зональности и стадийности формирования месторождений горного хрусталя методами термометрии // Тезисы докладов IV регионального совещания по термобарогеохимии процессов минералообразования.

Ростов-иа Дону: ни. Ростовского ун-та, 197?,. С. 284-285, (соавторы Б.Н. Шаронов, Д.В.Никитин).

5. Хрусталеносныс столбы и их значение в оценке перспектив месторолчде-ний пьезокварца //Прогнозирование, поиски и оценка мссторозвдсшш пье-зооптнческого минерального сырья. Александров: нздат. Всес. НИИ синтеза минер, сырья, 1975. С. 96-100, (соавторы А.Е.Карякин, Б.Н.Шаронов)

6. Поперечные разрывные нарушения и их роль в формировании месторо-Лчдений горного хрусталя //Геология и полезные ископаемые северо-востока Европейской части СССР и севера Урала. Сыктывгар: изд. Коми филиала АН СССР, 1977. С. 23-27, (соавтор А.Е.Карякин).

7. Особенности проявления стадийности мннералообразования на месторождениях горного хрусталя Приполярного Урала // Геология, поиски и разведка нерудных полезных ископаемых . Л.: изд. Ленингр. горн. нн-та, 1977, вып. 3. С. 34-41, (соавторы Б.Н.Шаронов, Д.В.Никитин).

8. Причины влияния размера включений на температуру их декрепита-щш.//Термобарогеохимия в геологии (Тезисы IV Всесоюзного совещашш по термобарогеохимии). Владивосток: изд. Дальневост. иаучн. центра АН СССР, 1978, т. 1. С. 43-45, (соавтор Е.Ю.Рыцк).

9. О возможности использования включений гетита и гематита при оценке термодинамических параметров минералообразутощих растворов // Проблемы генетической информации в минералогии (Тезисы П Всес. минералогического семинара). Сыктывкар: изд. Коми филиала АН СССР, 1980. С. 62-63. (соавтор Б.Н.Ли).

10. Минеральные включения в кристаллах кварца и их генетическое значс-ние.//Современные проблемы геологии Якутии. Якутск: изд. ФОЛ ЯФ СО АН СССР, 1981. С. 139-144, (соавторы Б.НЛи, Н.Н.Иванов).

11. Особенности проявления аметистовой минерализации северной части Приполярного Урала // Современные проблемы геологии Якутии. Якутск: изд. ФОЛ ЯФ СО АН СССР, 1981. С. 145-147.. (соавторы Б.Н.Ли, Н.НИванов).

12. Опыт составления геолого-прогнозной карты хрусталеносности Приполярного Урала на основе дистанционных съемок и минералогического картирования. //Пути повышения эффективности поисковых работ на пьезооп-тическое и камнесамоцветное сырье /тезисы докладов совещания/. М.: изд. ОНТИ ВИЭМС, 1982. С. 30-32, (соавторы: В.В.Буканов, И.А.Шевченко, Б.О.Ацдреев, В.АБуканова, Н.Д.Василевский.

13. Стадийность и зональность кварцевой минерализации на месторождении аметиста Хасаварка // Геология, поиски и разведка нерудных полезных ископаемых, 1982, вып. 6. С. 23-28, (соавторы: Е.К.Маханек, Б.Н.Ли).

14. Минералогическое картирование хрусталеносных полей на стадии поисков // Геология, поиски и разведка нерудных полезных ископаемых. 1983, вып. 7. С. 57-63, (соавторы: В.В.Буканов, В. А. Буканова).

15. Использование карбонатных парагенезисов при оценке перспектив . хрусталепроявлений на аметист // Геология, поиски и разведка нерудных полезных ископаемых, 1983, вып. 7. С. 63-67, (соавтор Б.Н.Ли).

16. Связь полей напряжений и хрусталеносности горы Гранитной (Приполярный Урал). //Изв. ВУЗОв, геолог, и разведка. 1983, № 7. С. 15-20, (соавторы: Л.А.Сим. О. А.Мозженко. Иванов H.H.).

17. О возможности использования многозональных аэрофотоснимков при изучении структуры месторождений горного хрусталя // Проблемы методики разведки нерудных полезных нсхсопасмьгс, Л., !985 С31-36-(соавторы: И. А.Шевченко, Д.В.Никитин).

18. Особенности минералогического картирования на различных стадиях изучения хрусталеносных площадей // Прогнозирование, поиски и оценка месторождений пьезооптического и камнесамоцветного сырья. М., 1985, С. 104-106. (соавторы: В.В.Буканов, И.А.Шевченко).

19. Каналы в кристаллах рутила // Зап. Всесоюзн. минерал, об-ва, 1986, ч. 115, вып. 2. С. 340-344, (соавтор А.А.Кораго).

20. Текстуры и структуры жильного кварца хрусталеносных областей. Л.: Недра, 1988. 160 с, (соавтор А.А.Кораго).

21. Эволюция полиморфных модификаций^ диоксида титана в хрустзленос-ном процессе // Геология и минерально-сырьевые ресурсы европейского северо-запада СССР (тезисы докладов к Всесоюзной конференции), т 2. Сыктывкар, 1988. С. 33-35.. (соавторы: А.А.Кораго, Е. А.Хрусталевл).

22. Методические вопросы анализа состава флюидных включений при термической активации образца // Термобарогеохимия геологических процессов/Тезисы докладов VIII совещания по термобарогеохимии. М., 1992. С. 194-195, (соавторы: К.И.Лохов, Л.К.Левский).

23. Особенности флюидных включений кристаллов кварца низкотемпературной генерации // Термобарогеохимия геологических процессов // Тезисы докладов VIII совещания по термобарогеохимии. М., 1992. С. 215-216, (соавторы: КИ.Лохов, Л.К.Левский).

24. Флюидный режим хрусталеобразования // Минералогия кварца (тезисы докладов совещания). Сыктывкар, 1992. С. 63-64, (соавтор К.И.Лохов).

25. Генет1Р[еские модели хрусталеобразования // Минералогия кварца (тезисы докладов совещания). Сыктывкар, 1992. С. 59-60 (соавтор К.И.Лохов).

26. Генетические рамки метаморфогенной модели рудообразования // Геологические модели и прогнозирование месторождений твердых полезных ископаемых. С-Пб: изд С-Пб госуд. горного ин-та, 1993. С. 96-104.

27. Особенности долгоживущих тектонических зон на Приполярном Урале

// Геология и металлогения Приполярного Урала / Информационные материмы к совещашио. Сыктывкар, 1993. С. 43, (соавтор А.А.Кораго). 28 Формацнонно-генетическис типы безрудной кварцево-жильной минерализации Приполярного Урала // Геология и металлогения Приполярного Урала / Информационные материалы к совещашио. Сыктывкар, 1993. С. 42-43.

29. Минералогические признаки переотложенных кор выветривания в ба-зальных горизонтах ордовика Приполярного Урала // Геология и металлогения Приполярного Урала / Информационные материалы к совещашио. Сыктывкар, 1993. С. 44.

30. Связь качества кристаллов кварца с характером окологнездовых мета-соматитов // Геология, поиски и разведка нерудных полезных ископаемых. Л., 1994. С. 44-53.

31. Антагонизм и сосуществование хрусталеносной и рудной минерализации // Геология и минерально-сырьевые ресурсы европейского Северо-Востока России (VII геологическая конференция Республики Коми), 1994, т. 1. С. 208-210.

32. Методические вопросы анализа состава газов из флюидных включений в кристаллах кварца//Зап. ВМО, 1996, ч. CXXV, № 3. С. 113-129, (соавторы: Лохов К.И., Токарев И.В., Левскии Л.К.).

33. Пространственно-временные и генетические соотношения рудной и хрусталеносной минерализации (на примере Приполярного Урала) // Руды и металлы, 1996, № 3. С. 21-30.

34. Пространственно-временные взаимоотношения дымчатого кварца, цитрина и аметиста на Приполярном Урале// Минералогия месторождений камнесамоцветного и поделочного сырья. (Тезисы докладов годичного собрания Минералогического об-ва при РАН), СПб, 1996. С. 11-13.

35. Природа конвергенции онтогенических свойств кристаллов кварца // Струтоура и эволюция минерального мира (Материалы к Международному минералогическому семинару), Сыктывкар, 1997. С. 154-155, (соавтор Т.А.Карякина).

36. Генетическая интерпретация изотопного состава благородных газов флюидных включений минералов камерных пегматитов // Зап. ВМО, 1997. вып. 5,С. 28-45 (соавтор Ю .Б.Марин).

37. Генетические модели хрусталеобразования // Зап. СПб государственного горного ин-та, 1997, т. 143. С. 16-27.