Аспекты генетической минералогии метаморфогенных месторождений

Генетическая минералогия месторождений, относимых к классу метаморфогенных, не разработана в должной мере, и в настоящее время имеются лишь разрозненные описательные данные по отдельным месторождениям этого класса. Требуется обобщение этих данных, их трактовка о новых генетических позиций, определяющих связь процессов рудообразования с метаморфизмом, а также получение новых данных по минералогии метаморфогенных месторождений на основе проведения детальных исследований с использованием новейших методов изучения вещества. Работы в этом направлении позволят разработать критерии физико-химических условий образования метаморфогенных месторождений, приуроченных к породам разных фаций регионального и локального метаморфизма, а также к комплексам ультраметаморфогенных пород.

Созданный в 1975 г. отдел минералогии рудных месторождений ведет исследования по нескольким направлениям этой большой проблемы, а именно в области условий образования низкотемпературных колчеданных и полиметаллических месторождений, типоморфизма минералов месторождений железа и кварца, приуроченных к породам различных фаций и субфаций регионального метаморфизма и ультраметаморфизма, и др.

1. Месторождения, образованные в условиях низкотемпературного метаморфизма, являются важным источником различных металлов -железа,меди,свинца,цинка,золота я принадлежат к телетермальному и стратиформному классам. Однако до настоящего времени среди исследователей нет единого мнения об их метаморфической природе и многие ив ученых все еще являются сторонниками классической "гидротермальной" теории, которая предусматривает прямую генетическую связь рудного вещества месторождений с магматическими породами.

Проблема образования стратиформных и телетермальных месторождений полезных ископаемых непосредственно соприкасается с проблемой фаций и субфаций регионального метаморфизме. Особенно спорные и до конца не решены вопросы парагенетических и термодинамических границ начального метаморфизма. Поэтому в зависимости от степени изменения вмещающих пород руды стратиформных месторождений подразделяются на диагенетические, катагенетические, метагенетичаские и метаморфические.

Одним из объектов исследований явилась территория Донбасса, а именно Нагольный кряж, в котором наиболее сконцентрированы рудо-проявления полиметаллов. Минеральный состав отдельных рудопроявлений зависит от физико-химических условий их формирования и приведен на рис. 1. Данные о физико-химических условиях рудоотложения базируются на результатах изучения газово-жидких включений в прозрачных минералах (сфалерит, кварц, карбонаты), а также исследованиях парагенетичеоких ассоциаций руд и особенностей их минерального и химического состава. Эти данные позволяют достаточно объективно судить о температуре, давлении, концентрации и величине pH рудогенерирующих растворов.

Температура образования минеральных ассоциаций изучалась методом гомогенизации газово-жидких включений, которые довольно широко распространены в сфалерите, кварце и карбонатах. По агрегатному состоянию включения разделяются на газово-жидкие, жидко-газовые, существенно-жидкие. По составу наблюдаются водно-углекислотные (CO2ж + CO2газ + раствор), существенно-углекислотные (СО2ж+

+ CO2газ) и жидко-газовые (раствор+СО2газ). Характерно для состава жидких включений в минералах кварц-карбонат-сульфидных жил присутствие углекислоты. Плотность жидкой СО2, замеренная по температуре частичной гомогенизация, лежит в пределах 0,561—0,814 г/см3. Растворы, обогащенные углекислотой, находились, по-видимому, в гетерогенном состоянии. Довольно часто наблюдается гомогенизация части сингенетических включений в жидкую, а части в газовую фазу при одинаковых температурах. Данное явление можно рассматривать как следствие вскипания минералообразующих растворов и тогда температура гомогенизации включений соответствует истинной температуре их захвата. Вскипание растворов, видимо, происходило при интенсивных тектонических подвижках вследствие изменения Р-Г-условий минералообразования. Определение температуры гомогенизации минералообразующих флюидов во включениях и давления на основании плотности углекислоты по диаграмме состояния показывает, что наиболее высокотемпературным является Бобриковское месторождение, температура образования минеральных парагенезисов которого составляет 250-350°С. Несколько меньшими температурами образования обладают минералы из рудопроявлений Острота бугра и Дьяково (200-320°С). Промежуточное положение занимают месторождения Центральный Нагольчик, Нагольная Тарасовка и центральный участок Есауловского месторождения, температурные условия образования рудных жил которого лежат в пределах 200-250°С. Наиболее низкими температурами образования руд (150-250°С) в цепи месторождений Нагольного кряжа обладает Бсауловское месторождение -участки "Комсомольский" и "Крокодил".

Температурные условия формирования минеральных ассоциаций и месторождений Южной зоны в первом приближении соответствуют их стратиграфическое положению. Наиболее высокотемпературные полиметаллические месторождения Бобрикова и Оотрого бугра занимают наиболее нижнее стратиграфическое положение (свиты C14-С15). Относительно среднетемпературное типично полиметаллическое Центрально-Нагольчанское месторождение и рудопроявление Дьяково локализуются в верхних пачках овиты C15. Самое низкотемпературное Еоауловское полиметаллическое месторождение с сульфосолями приурочено к свитам C15-С21. Если к этому добавить, что Веровское сурьмяное месторождение (тобр = 100-160°C), расположенное на главной антиклинали западнее Нагольного кряжа, локализуется в породах святы C22, а Никитовское сурьмяно-ртутное месторождение еще западнее - в свитах C22-C23, то наглядно вырисовывается картина о смене с северо-запада на юго-восток относительно низкотемпературных и менее глубинных месторождений более высокотемпературными и более глубинными. Аналогичные результаты дают замеры давлений при рудообразовании. На Бобриковском месторождении давление при формировании руд составляло 800-1700 атм. На Дьяково и Центральном Нагольчике 700-1000, а на Есауловоком 600-700 атм в меньше. В этом же направлении (о северо-запада на юго-восток) и от северных окраин к центру резко увеличивается мощность пород и закономерно возрастает метаморфизм пород и углей. Если на западе метаморфизм пород находится на катагенетической стадии развития (угли марок Т, НА), то в юго-восточной части он достигает фации зеленых сланцев, а углей - марок AI-AП.

Таким образом, стратиграфическое положение месторождений, их температурные условия формирования, метаморфизм вмещающих пород и углей были тесно связаны между собой единой термодинамической обстановкой погружающей толщи, что наложило отпечаток на параллельность изменении указанных факторов. Абсолютные величины времени вторичных преобразований минералов глинистых сланцев, полученные из различных стратиграфически интервалов разных районов Донбасса и разной степени метаморфизма, весьма близки и колеблются в диапазоне 230-248 млн. лет, что отвечает концу поздней перми - началу раннего триаса. Согласно данным Б.Б. Зайдис, возраст золотоносных кварц-каррбонат-сульфидных хил Нагольного кряжа, выполненный калий-аргоновым методом по гидрослюдам, равен 245-250 млн. лет, что говорит о почти одновременном формировании рудных жил и метаморфических преобразованиях осадков.

Мощность свиты карбона (без учета C13, поскольку оруденение в этой свите неизвестно) равна 12 км. Если предположить, что геотермический градиент был близок к современному (3°С на 100 м), то получим цифру 360°С и больше. Это вполне согласованная величина с температурным интервалом образования руд Бобриковского месторождения, залегающего в свитах Cf14-C15.

В результате термодинамических расчетов и на основании химизма некоторых рудных минералов (офалерита, пирита и арсенопирита) нами впервые для данного района сделана попытка определения фугитивности серы, кислорода и углекислого газа при рудообразовании. Фугитивность серы в процессе рудообразования определена нами по химическому составу сфалеритов, а именно по мольному содержанию FeS в сфалеритах* Сфалериты из всех полиметаллических месторождений Нагольного кряжа содержат в среднем 1-10 мол. % FeS. Используя данные П.Б. Бартона и П. Тулмяна III., определяем фугитивность серы в 10в-9 атм, при температуре 350°С и 10в-12 атм при 250°С. Это хорошо согласуется с данными этих же авторов по пирит-пирротиновому равновесию. На месторождениях Нагольного кряжа пирротин отсутствует в качестве рудообразующего минерала. Исключение составляет рудопроявление Острый бугор, где он встречается в виде пойкиллитовых вростков в арсенопирите и пирите, что обусловлено, видимо, локальным понижением фугитивности серы в данном районе. При прочих равных условиях при 350°0 пирротин образуется при фугитивности серы меньше, чем 10в-9,5 атм, при 300°С - меньше 10в-11,5 атм и при 250°С - меньше 10в-12,5 атм. фугитивность кислорода и двуокиси углерода вычислена на основании термодинамических расчетов по устойчивости минеральных парагенезисов месторождений Нагольного кряжа. Термодинамические данные, необходимые для расчетов, заимствованы из справочника Г.Б. Наумова, Б.И. Рыженко и И.Л. Ходаковского, наиболее авторитетной сводки термодинамических данных на сегодняшний день по термохимическим константам.

При расчете были использованы следующие реакции:

Графит, волластонит и магнетит на месторождениях не встречаются. Кроме того, чистый кальцит на месторождениях встречается очень редко, а присутствует минерал группы сидерита-анкерита - пистомезит. Замена кальцита пистомезитом в реакции (2) существенно не влияет на расчет фугитивности CO2 ; расчеты показали, что разница в ту или иную сторону в логарифме конотанты равновесия составляет первые десятые доли, В результате расчетов построены линии равновесия, которые на графике фугитивности CO22-O2 ограничивают поле рудообразования при температурах 250-360°С (т.е. температура образования основной массы кварц-карбонат-сульфидных жил). Как видно из рис. 1, фугитивность кислорода в процессе рудообразования меняется от 10в-30,5 при 350°С до 10в-40 атм при 250°С. Фугитивность двуокиси углерода изменяется от 10в+2 до 10в-0,6 атм при соответствующих температурах. Иоле рудообразования на этой диаграмме расположено очень близко к линии углеродно-углекислого равновесия и к минимальным значениям фугитивности кислорода, поскольку в процессах рудообразования значительную роль играет органическое вещество, что подтверждается наличием в газово-жидких включениях углеводородов и присутствием в жилах антраксолитов.

Наряду с рудными жилами на месторождениях (Бобриково, Острый бугор, Нагольная Тарасовка) были обнаружены маломощные единичные прожилки перераспределенного органического вещества, называемого антраксолитом. Нахождение его на месторождениях такого типа, как Нагольный кряж (телетермальных, по Федорчуку) имеет большое значение для выяснения этих образований.

Как известно, большая часть исследователей связывает образование месторождений нагольного кряжа с невскрытым магматическим очагом, несмотря на то, что изверженные породы в его пределах не найдены. Однако нам кажется, что источники металлов следует искать во вмещавших породах. Так, при исследовании геохимических особенностей рудовмещающих нижне- и среднекаменноугольных песчано-глинистых сланцев установлено, что среднее содержание рудных компонентов (Pb, Zn, Cd, Ag, As и др.) превышает кларки пород соответствующего состава в 5-10 раз и больше (Аs в 50-80 раз). Максимальные количества элементов содержат породы, наиболее обогащенные углистым веществом. Эта особенность, т.е. приуроченность повышенных содержаний рудных элементов к разрезам осадочных и вулканогенно-осадочных толщ, обогащенных органическим веществом, отмечается в работах В.И. Попова А.А. Куденко, В.А. Нарсеева и др. На основании этого можно предположить, что рудовмещающие породы были обогащены рудными компонентами почти на всей площади их распространения еще в процессе осадконакопления.

При интенсивных процессах трансформация осадка (метаморфизм пород Нагольного кряжа достигает фации зеленых сланцев) наряду с освободившимися поровыми и метаморфогенными водами происходят выщелачивание, миграция и отложение рудогенных элементов в благоприятных условиях. Такими в месторождениях Нагольного кряжа являются тектонические трещины, попадая в которые эти так называемые парагидротермы вследствие резкого уменьшения давления сбрасывают свой полезный груз, образуя кварц-карбонат-полиметаллические жилы, которые по своему механизму формирования напоминают жилы альпийского типа. Даже органическое вещество, миграционная способность которого намного меньше, чем рудогенных элементов при данных условиях, подвергается перераспределению (миграционная способность органического вещества доказана экспериментально Киссиным и Пахомовым). Если при карбонизации органического вещества значительная часть ранее связанных элементов высвобождается и переходит в растворы и эти процессы являются экзотермическими (при окислении 1%-ного органического вещества, заключенного в породе, весь объем породы может быть нагрет на 125°С, то становится ясно, что источником металлов в данном случае служат сами породы, подвергающиеся метаморфизму.

Наиболее характерной минеральной ассоциацией для фации зеленых сланцев железорудных месторождений являются: сидероплезит + магнетит + кварц + хлорит; для амфиболитовой - магнетит + кварц + железистый куммингтонит + грюнерит и для гранулитовой фации метаморфизма - магнетит + гиперстен + диапсид + кварц + роговая обманка + пирротин. Магнетит гранулитовой ступени метаморфизма нередко содержит эмульсионные, тонкосетчатые, штриховидно-пластинчатые, изометричные, решетчатые типа "лабиринта" структуры распада, представленные мельчайшими включениями шпинели, ульвешпинели и ильменита. Большинство включений фиксируется при исследовании магнетитов под микроскопом, а состав их определен микрорентгено-спектральным анализом.

Размеры верен в железистых породах в зависимости от слоя колеблются в широких пределах. В кварцевых слоях размеры зерен магнетита снижаются до 0,0001 мм, а в рудных - они приближаются к размерам их в магнетитовых рудах и равны 0,01-0,6 мм. Размеры зерен магнетита увеличиваются о повышением степени метаморфизма пород.

Преобладающей формой выделений магнетита в железисто-кремнистых породах является октаэдр, С увеличением степени метаморфизма происходит усложнение формы от октаэдра для магнетитов зелено-сланцевой фации метаморфизма до комбинации: куб+октаэдр в породах амфиболитовой и гранулитовой фаций метаморфизма. С увеличением степени метаморфизма идиоморфизм зерен магнетита падает.

Магнетиты из пород и руд зеленосланцевой фации метаморфизма характеризуются крайне низкими содержаниями элементов-примесей и небольшим их набором. Частота встречаемости многих элементов невысокая. Магнетиты амфиболитовой фации метаморфизма содержат такие же элементы, но количество их иногда несколько выше. Эти различия обычно несущественны и находятся в пределах ошибки анализа. Данные химического анализа показали, что магнетиты из пород различных фаций метаморфизма содержат крайне низкие количества титана (в виде следов, изредка десятые доли процента), алюминий в магнетитах зеленосланцевой и амфиболитовой фации обычно присутствует за счет неотделимой примеси алюмосиликатов; магний, кальций за счет карбонатов; щелочные элементы обусловлены тонкими срастаниями магнетита с амфиболами, слюдами. В магнетитах из пород и руд гранулитовой фации метаморфизма многие образцы содержат алюминий, магний, некоторые титан, марганец, повышенное количество трехвалентного железа. Эти элементы-примеси указывают на гетерогенный состав магнетита, который обусловлен присутствием шпинели, ульвешпинели, ильменита и гематита.

Твердость и отражательная способность магнетита несколько увеличиваются с повышением степени метаморфизма: для зеленосланцевой H = 535 кг/мм2, R = 16,9%; для амфиболитовой Н = 550 кг/мм2 R = 18,0%; для гранулитовой Н = 586 кг/мм2, R = 18,2%.

Размеры элементарной ячейки несколько уменьшаются с увеличением степени метаморфизма пород. Однако параметры решетки магнетитов УЩ находятся в пределах принятых значений для гомогенного магнетита.

Исследование магнетитов с помощью метода ядерного гамма-резонанса (ЯГР) показало, что состав всех изученных образцов из пород различных фаций метаморфизма близок к стехиометрическому, спектры их подобны, а изомерные сдвиги и квадруполбные расщепления близки к литературным данным для магнетитов стехиометрического состава. Однако иногда магнетиты из пород более высоких ступеней метаморфизма имеют насколько повышенное значение SA/SB, что, возможно, объясняется вхождением небольшой части примесных элементов, возможной дефектноcти структуры магнетита.

Температура образования магнетитов из пород зеленосланцевой ступени метаморфизма колеблется в пределах 400-450°С, для магнетитов из пород гранулитовой фации - до 900°С.

Смена парагенезисов минералов от заленосланцевой фации магнетит + сидероплезит + хлорит + кварц до гранулитовой - магнетит + пироксен + кварц сопровождается облегчением изотопного кислорода.

Сравнение изученных магнетитов с магнетитами, связанными с трапповым магматизмом и метасоматозом, показало, что изученные магнетиты УЩ содержат ничтожные количества элементов-примесей. Крайне низкое содержание элементов-примесей, небольшой их набор и невысокая частота встречаемости в магнатитах из железистых пород и богатых руд УЩ следует рассматривать как важный типоморфный признак, свидетельствующий об осадочно-метаморфогенном происхождении.

Урановая минерализация натриевых метасоматитов, присутствуя в альбититах как акцессорная, находится в тонкодисперсном состоянии в тесных срастаниях с альбитом, карбонатами, цирконом, магнетитом, сфеном и темноцветными минералами. Обычно минералы урана метамиктны, в естественных условиях рентгеноаморфны, а после прокаливания различные по составу титанаты и силикаты урана дают сходные дебаеграммы, не позволяющие диагностировать их по данным рентгеноструктурного анализа.

Многочисленные определения показателей преломления, измерение твердости и отражательной способности для силикатов, титано-силикатов и титанатов урана позволили установить зависимость между твердостью, отражательной способностью и показателями преломления.

Установлено четыре группы, различающиеся составом, физическими константами и степенью изменения метамиктных урановых минералов.

Группа А включает силикаты типа коффинита, ненадкевита и близкие к ним по своим свойствам некоторые-образцы, условно названные нами "титанитами сложного состава" и "титано-силикатами урана ".

Группа Б. Это наиболее распространенная группа в альбититах минералов включает титанаты типа браннерита, сложные по составу титанаты урана и титано-силикаты урана.

Группа В включает в отличие от образцов группы Б, малоизмененные титанаты и титано-силикаты урана.

Группа Г включает давидит, некоторые наиболее свежие титанаты урана типа браннерита или промежуточные по составу разности между давидитом и браннеритом.

Выделенные на основании массовых замеров показателей преломления, твердости и отражательной способности группы соответствуют установленным нами при изучении силикатов, титано-силикатов и титанатов урана методами микрорентгеноспектрального анализа и ИК спектроскопии.

Учитывая, что обычно не представляется возможным выделить тонкодисперсные урановые минералы из альбититов для изучения методом HK спектроскопии и проведения химического анализа, физические константы и установленная зависимость между показателями преломления, твердостью и отражательной способностью позволяют наиболее надежно диагностировать сложные по составу и изменчивые по своим свойствам силикаты, титано-силикаты и титанаты урана при изучении минерализации альбититовой формации.

Из акцессорных урановых минералов калиевых метасоматитов изучались уранитит, бреггерит, клевеит; из урансодержащих - циртолит, апатит.

Уранинит калиевых метасоматитов обладает типоморфными особенностями, резко отличающими их от уранинитов, связанных с натриевыми метасоматитами. Так, по данным химических арадизов, для акцессорного уранинита калиевых метасоматитов характерно значительное содержание тория и редких земель. Среди редких земель преобладает тербий, неодим, церий, самарий, гадолиний, диспрозий, лантан, празеодим, гольмий. Температура образования акцессорного уранинита калиевых метасоматитов 370-400°С, выше уранинитов альбититовой формации,

Бреггерат - разновидность уранинита,богатая торием и свинцом (до 23% PbD ). В отличие от бреггерита других месторождений бреггерит калиевых метасоматитов содержит 22,33% PbO; 5,89% SiO2; 1,91 Fe2O3; 42,02% H2O.

Клевеит содержит более 6%Са0 ; 3,7% H2O и 4,7% P2O5.

Циртолит калиевых метасоматитов в отличие от циртолита альбититов в своем составе содержит торий; лантан; гафний и скандий, иттрий, иттербий и другие элементы.

Апатит представлен фтор-апатитом. Pентгедаспектральвым анализом в нем установлены следующие элементы, %: кальций - 55; фосфор - 43; иттрий -0,1; марганец - 0,1; никель - 0,005; свинец -0,015; церий - от 0,1 до 2; лантан - 0,1; натрий - 0,05. Высокое содержание кальция и фосфора в минерале показывает принадлежность минерала и группе фтор-апатита. Структура фтор-апатита характерна для метасоматических апатитов. Параметр кристаллической решетки 9,37 А Co - 6,85 А соответствует также фтор-апатиту.

Исследовался микроклин - один из ведущих минералов калиевых метасоматитов. Пo времени образования установлено две генерации микроклина. Первая, более ранняя генерация, характеризующая без-рудные калиевые метасоматиты, представлена пертитсодержащей разностью со слабо выраженной двойниковой структурой. Эти микроклины характеризуются оптической неоднородностью и промежуточной (Ар = 0,70+0,87) рентгеновской триклинностью, что позволяет отнести их к ортоклазу или к микроклину с неупорядоченной кристаллической решеткой.

Вторая генерация, а именно микроклин рудных калиевых метасоматитов, отличается четкой двойниковой решеткой, отсутствием пертитоаых вроотков, оптической однородностью и высокой степенью триклиннооти (Ар = 0,9+1,00). Кроме того, микроклины из рудных калиевых метасоматитов характеризуются более высоким содержанием таких элементов, как калий, литий и рубидий. Эти данные позволяют отличать рудные калиевые метасоматиты от безрудных. Изученные акцессорные урановые минералы калиевых метасоматитов резко отличаются по своему химизму от аналогичных минералов натриевых метасоматитов. Все они обогащены торием и редкими землями. Среди редких земель преобладают элементы цериевой подгруппы при незначительном содержании иттриевых земель, что объясняется более высокими температурами образования калиеных метасоматитов, а также более высокой щелочностью среды минералообразования.

Таким образом, изучение типоморфных свойств минералов метаморфогенных рудных месторождений дает в наши руки материал, который позволяет решать много вопросов генетического плана, вопросы размещения рудного вещества в пространстве, что будет способствовать разработке поисковых критериев на тот или иной вид полезного ископаемого.

Кварц - типичный сквозной минерал пегматитов. Кристаллизация его начинается с образованием графической оболочки пегматитовых тел и кончается отложением из холодноводных растворов опала и халцедона. В занорышах пегматитовых тел кварц образует великолепно ограненные кристаллы. Размеры их самые разнообразные - от долей миллиметра до 1 м и более по главной кристаллографической оси. В огранке кристаллов принимают участие грани 47 простых форм, что обусловливает юс большое морфологическое разнообразие. Кристаллы, как правило, окрашены и обнаруживают зональное строение. Общая последовательность смены разноокрашенных зон в кристаллах следующая (от центра к периферии): сотовый кварц - горный хрусталь -дымчатый кварц - морион - цитрин (дымчатый кварц) - поздний горный хрусталь - аметист. Обычно в одном кристалле присутствуют 2-3 окрашенные зоны, реже количество их достигает 4 и более. Отдельные зоны могут выпадать из разреза без нарушения общей последовательности их смены.

Основная масса кристаллов кварца сформировалась путем свободного роста из водных растворов. Об этом свидетельствует прекрасная огранка кристаллов, их высокая чистота и четкое зонально-секториальное строение. В соответствии со стадиями минеролообразования в пегматитах выделяется три генерации кристаллов. Взаимоотношения между ними достаточно сложные и определяются тем обстоятельством, что кристаллы ранних генераций часто служили зародышами для кристаллов последующих генераций.

Кристаллы первой генерации формировались в области высокотемпературной гексагональной модификации кварца. В современном состоянии кристаллы его представляют сильно трещиноватую параморфозу низкотемпературного кварца, так называемый сотовый кварц. Кристаллы обычно одноконечны. Облик их изометрический, реже вытянутый, габитус - пирамидально-призматический. Зародышами кристаллов высокотемпературного кварца служили ихтиоглипты графики, пегматоидные и блоковые обособления кварца. Кристалографически правильная форма индивидов сотового кварца свидетельствует о том, что полости свободного роста существовали уже в доинверсионную стадию развития пегматитов, а наблюдающееся во многих случаях зональное строение кристаллов показывает, что минералообразование в этот период сопровождалось изменением химического состава растворов.

Сотовая трещиноватость в кристаллах служит своеобразным репером, разграничивающим первоначально высокотемпературную и низкотемпературную модификацию кварца. Точна кодификационного перехода для кварца из пегматитов условно принята в 600°С. Считается, что быстрый спад температуры, необходимой для образования сотовой трещиноватости в кварце, осуществлялся за счет адиабатического раскрытия пегматитовой системы при контракционном сжатии вмещающих пегматит гранитов. Перерыву в кристаллизации первой и второй генераций кварца соответствует инверсия фазового и химического состава минералообразующих растворов.

Кристаллы второй генерации имеют наиболее богатую морфологию. Среди них наблюдаются индивиды всех возможных типов облика и габитуса. Преобладают кристаллы вытянутого облика призматически-ромбоэдрического габитуса. Несколько им уступают кристаллы остроромбоэдрического габитуса (обелисковидные). Особенности внутреннего строения кристаллов показывают, что формирование их происходило как дорастанием кристаллов сотового кварца, так и ростом из новых центров. Зародышами служили зерна породообразующего кварца (графика, пегматоидные и блоковые обособления), получившие доступ в полости свободного роста, обломки сотового и молочно-белого кварца.

Индивиды третьей генерации имеют изометрический и искаженный облик. В большинстве случаев кристаллы двухконечны. Изучение их внутреннего строения показало, что росту кристаллов этой генерации предшествовали интенсивные процессы дробления в пегматитах. Формирование кристаллов происходило путем регенерации большого количества обломков предшествующих выделений кварца.

Процессы замещения кварцем полевого шпата широко распространены в пегматитах. Описана проявления замещения с образованием массивного блокового кварца и агрегатов решетчатого строения. Наше внимание привлекли следа замещения полевого шпата в корневых частях кристаллов из полостей свободного роста. Следы метасоматического роста кварца фиксируются здесь наличием реликтовых пластинок гидратированного микроклина. Взаимнопараллельное расположение пластинок указывает на то, что они являются частями одного и того же кристалла микроклина. К середине кристалла пластинки утончаются и сходят на нет. О прежнем существовании их напоминает лишь ориентированное расположение пылеватых частичек в кристалле кварца.

Иногда процесс замещения не завершается полностью, останавливаясь на какой-то стадии. Во многих кристаллах кварца наблюдаются отдельные блоки лишь частично измененного полевого шпата; встречаются обломки полевого шпата без видимых следов изменения. Это, вероятно, связано с различным химическим составом минералообразующих растворов и, возможно, с высокой скоростью роста кристаллов кварца.

Как следует из зонального строения кристаллов кварца, замещение предшествует по времени свободному росту кристаллов. Однако, возможно, эти процессы протекают синхронно: в корневой части кристалл развивается метасоматически, а головка его растет нормальным причленением частиц из раствора. Подобные случаи описаны для кристаллов из других месторождений. Ho времени проявления процессы замещения относятся к началу послеинверсионной стадии минералообразования в пегматитах. Этому периоду отвечает кислый характер минералообразующих растворов, способствовавших растворению и выносу полевошпатового субстрата и привносу кремнезема.

Процессы скелетного роста кристаллов кварца проявились в начальной и завершающей стадиях кристаллизации в пегматитах. В до-инверсионную стадию скелетным путем формируются кристаллы кварца в зоне графических структур, примыкающей к занорышу. Наблюдаются все формы скелетных кристаллов от ельчатых ихтиоглиптов до объемных фигур, выполненных комбинацией реберных и гранных форм ромбоэдров. Размеры их самые разнообразные - от нескольких миллиметров до 20 см и более в поперечнике. На участках выхода в полости свободного роста скелетные кристаллы дорастают нормальными объемными головками в параллельной ориентировке.

Скелетные формы роста обнаруживают и кристаллы из области гранулитовых структур. Внешне они имеют нормальный кристаллографический облик. Размеры их составляют 3-5 см по тройной оси. Часто они двухконечны. Габитус кристаллов призматически-ромбоздрический. Из второстепенных форы обычно присутствуют мелкие грани тригонального трапецоэдра. Строение кристаллов зональное.. Внутренняя часть сложена кавернозным сотовым кварцем с лапчатыми и ветвистыми формами роста. Промежутки между ним выполнены дымчатым кварцем с пустотами или участками, заполненными гидратированным полевым шпатом. Периферическая часть кристаллов сложена дымчатым кварцем. Характер строения внутренней части кристаллов не оставляет сомнений в том, что они развиваются путем скелетного роста. Примерно такое же строение имеют кристаллы из лапиратов, описанные Г.Г. Леммлейном.

Следующее проявление скелетного роста относится к завершающей стадии кристаллизации кварца в пегматитах (поздний горный хрусталь). Скелетный рост здесь проходил по классической схеме - вершины - ребра - грани. В качестве нарастающего материала обычен поздний горный хрусталь, реже - аметист. Встречены формы скипетровидного нарастания, когда скипетр отделяется от головки кристалла тонкой охристой прослойкой. Интересный случай скелетного нарастания наблюдается на кристалле с Вишняковского участка. Здесь пленка позднего горного хрусталя отделена от призматической граня кристалла ТОНКИМ прослоем (1-2 мм) гетита. Гетит имеет параллельно-волокнистое строение. Волокна ориентированы перпендикулярно к призматической грани кристалла. Нарастающий прослой позднего горного хрусталя сохраняет общую ориентировку кристалла.

Таким образок, кристаллы кварца из пегматитов Волыни формировались разными способами. Общая схеме последовательности этих процессов показана на рис. 2.