Как ювелирный камень скаполит становится известным на Центральном Памире с конца 70-х годов ХХ в. в связи с открытием Э. А. Дмитриевым и А. М. Скригителем [8] месторождений этого самоцвета. К истории открытия отметим, что М. А. Бубнова [4] при археологических раскопках поселения древних рудокопов Базар-­Дара (Х–ХI вв.), разрабатывавших группу одноименных месторождений серебра, обнаружила бледно-­розовый длиннопризматический скаполит со следами ювелирной обработки. Поселение расположено на высоте 4500 м над уровнем моря, более чем в 100 км к юго-западу от рассматриваемых месторождений.

Скаполитовая минерализация рас­прос­транена в ранне­протерозойских метаморфических породах музкольской серии. Потенциал месторождения прозрачного скаполита Черногорское был оценен геологами экспедиции «Памиркварцсамоцветы» на стадии предварительной разведки в 1980-х годах. Остальные объекты не разведаны. В настоящее время месторождения скаполита не отрабатываются. Прозрачный скаполит двух генетических типов: в гидротермально-метасоматических жилах и гранит-­пегматитах, претерпевших десиликацию и щелочной метасоматоз, изучен А. М. Скригителем [29].

В работе поставлены следующие задачи: установить особенности геологического строения участков минерализации с прозрачным скаполитом; определить химический состав прозрачного скаполита методами рентгеноспектрального локального микроанализа и ИК-спектроскопии; проанализировать литературные и авторские данные по флюидным включениям; выявить генетические особенности прозрачного скаполита из пород музкольской метаморфической серии.

Скаполит является типоморфным ми­не­ралом музкольской метаморфической серии (PR1). Она выделяется в составе Музкол-Ранг­кульского горст-антиклинория в виде двух блоков (антиклиналей): Сарымулинского и Шатпутского, разделенных перемычкой палеозой-мезозойских пород (рис. 1). Сарымулинский блок имеет вид широтно вытянутой полосы длиной 90 км и шириной до 10–12 км. Шатпутский блок на территории Таджикистана имеет форму субширотно ориентированного овала 55×(15–20) км. Его восточное продолжение находится на территории Китая. Взаимоотношения горст-антиклинория с перекрывающими породами палео­зоя и мезозоя тектонические [5][25].

Породы музкольской серии претерпели полициклический метаморфизм. Первый цикл проявился 1,9–1,6 млрд лет назад [3] с наиболее высокими температурами в пределах 750–780 °C и давлениями 7–9 кбар [6]. Второй цикл метаморфизма — мезозойский [2], мезо-кайнозойский [1] — относится к зональному динамотермальному, наложенному на докембрийские комплексы [6][9]. Он протекал в условиях эпидот-амфиболитовой и зеленосланцевой фаций метаморфизма [1].

В границах музкольской серии выделено три магматических комплекса: два докембрийских и один кайнозойский [2][5][7][30][32]. В докембрии сформировались ультрабазит-­базитовый, кукуртский (на рисунке 1 не показан ввиду малых размеров) и гнейсо-­гранитный, зорбурулюкский, а в кайнозое — гранитоидный, шатпутский комплексы. Для гранитов последнего комплекса характерна латеральная геохимическая зональность и генетическая связь с ними миароловых пегматитов с драгоценными камнями [10].

Музкольская серия расчленена на 4 свиты, снизу вверх: сасыкскую, белеутинскую, сарыджилгинскую и бурулюкскую, общей мощностью около 6 км [25]. Объекты исследования (минеральные комплексы с ювелирным скаполитом) локализованы внутри сарыджилгинской свиты мощностью 1100–1200 м (рис. 1). Она сложена в основном мраморами кальцит-­доломитового состава, кристаллическими сланцами, гнейсами и амфиболитами [1].

В рассматриваемом регионе скаполит образует устойчивые минеральные ассоциации многих пород. Он встречается в мраморах, кристаллических сланцах, амфиболитах, магнезиальных и известковых скарнах, скарноидах и габброидах в виде непрозрачных крупных порфиробластов и агрегатов, часто имеющих породообразующее значение [14].

Прозрачные кристаллы скаполита образуются в полостях альбититов и в миаролах гранитных пегматитов, залегающих в сарыджилгинской свите (рис. 1). В них прозрачный скаполит представлен цветными (розовыми, сиреневыми и желтыми) кристаллами. Кристаллы скаполита из этих пород различаются формой и размером, а также цветовыми оттенками (рис. 2).

Альбититы с полостями, содержащими прозрачный скаполит, установлены в контурах месторождения Черногорское (Шатпутская антиклиналь) и в отстоящем на 60 км к западу мелком объекте Сиреневое в Сарымулинской антиклинали (рис. 1). Гранитные пегматиты с прозрачным скаполитом расположены вблизи месторождения Черногорское, к западу и югу (рис. 1).

Типовым месторождением прозрачного скаполита в альбититах является месторождение Черногорское (рис. 3А, Б). Оно локализовано внутри кольцевой тектоно-­магматической структуры, сложенной щелочными ультрабазит-­базитовыми интрузивными породами кукуртского комплекса PR3 [18]. На относительно небольшой площади месторождения выделено четыре группы магматических и измененных апомагматических пород [15][23]. Для данного исследования интерес представляют метасоматические альбититы двух разновидностей (рис. 3Б).

Первая разновидность представлена серыми до темно-­серых биотит-роговообманковыми альбититами, образующими относительно крупные тела размером (20–200)×(12–55) м. На месторождении Черногорское закартировано 7 тел этих пород. Контакты альбититов с вмещающими горнблендитами постепенные, неотчетливые. На северо-­восточном фланге месторождения расположено вытянутое магматическое тело роговообманковых перидотитов (рис. 3Б). Все породы средне-­крупнозернистые, участками порфиробластовые.

Вторая разновидность представлена белыми крупнозернистыми мономинеральными альбититами линзовидной формы размером (5–8)×(0,1–2) м с полостями, минерализованными скаполитом. Линзы данных альбититов с резкими секущими контактами размещаются в биотит-­роговообманковых альбититах с нефелином, содалитом, щелочной роговой обманкой, титанитом, рутилом, ильменитом и др. [16][17][22]. Геолого-разведочными работами выявлено 26 тел альбититов с ювелирным скаполитом (рис. 3Б).

Минерализованные полости со скаполитом приурочены к центральной части альбититовых тел. Наблюдается два морфологических типа полостей: щелевидный до 1×0,05 м и овальный до 0,5 м в поперечнике (рис. 4А, Б). Кристаллы желтого, светло-­сиреневого и сиреневого скаполита нарастают на стенки полостей, замещая кристаллы альбита. В щелевидных полостях стенки сложены длиннопризматическими кристаллами до 30 см в длину, ориентированными параллельно стенкам, между которыми расположены агрегаты клевеландита (рис. 4А). В овальных полостях кристаллы длиной до 20 см размещаются перпендикулярно или слабо наклонно к стенкам (рис. 4Б). В центральной части кристаллов скаполита наблюдаются реликты альбита, апатита с F (4,2 мас.%), Cl (0,5 мас.%) и флогопита c F (1,4 мас.%) [23].

Кристаллы скаполита хорошо сформированы, с большим разнообразием простых форм: тетрагональные призмы {100} и {110}, пирамиды {101} и редко пинакоид {001} (рис. 2в, 5). В них встречаются бездефектные, прозрачные монообласти до 2 см в поперечнике. На гранях призмы скаполита нередко наблюдаются каверны растворения глубиной до 0,5 см, заполненные белыми агрегатами клевеландита (рис. 5а). Крупные кристаллы скаполита часто обладают блочным строением с расщепленной вершиной [28]. Из-за трещиноватости их нельзя отнести к прозрачным кристаллам. Этот скаполит мы относим к более ранней первой генерации по следующим признакам: большие размеры кристаллов, инкрустирующих стенки полостей, заметные тектонические деформации и следы растворения на кристаллах.

Прозрачные кристаллы, рассматриваемые в качестве ювелирных камней, локализуются внутри полостей, в серицит-­каолиновой глинке выполнения. Они отличаются от кристаллов со стенок полостей меньшими размерами, прозрачностью, более сильным блеском и ярким цветом. Скаполит полостей является более поздним минералом, он не был затронут тектоническими деформациями, и мы относим его ко 2-й генерации.

В альбититах, на северном фланге месторождения Черногорское, наблюдались полости, стенки которых инкрустированы только кристаллами альбита.

Промышленное значение в качестве прозрачного камня в этой группе объектов имеет скаполит второй генерации, а скаполит первой генерации рассматривается как кристаллосырье для обогащения с возможностью выделения ювелирных монообластей, для галтовки и как коллекционный минерал.

В гранитных пегматитах прозрачный скаполит обнаружен только в жилах Леденцы, Перевальное и Верхнее (рис. 1). Данные пегматиты отнесены [7] к субсогласным, слабодифференцированным жилам, залегающим в мраморах сарыджилгинской свиты. Скаполитоносные пегматиты имеют относительно небольшие размеры (мощность — первые метры, длина — первые десятки метров). Кроме пегматитов, содержащих скаполит, в регионе известна более представительная группа миароловых пегматитов без него (рис. 1). Все они включены в состав Рангкульского поля миароловых пегматитов [11]. Возраст гранитных пегматитов со скаполитом определен как докембрийский [7] в отличие от пегматитов, залегающих среди силикатных пород, которые отнесены к палеогеновому шатпутскому комплексу гранитоидов [2][10]. Пегматиты с прозрачным скаполитом дифференцированные, от контакта к центру жил выделяются следующие зоны: 1) аплитовая, мощностью до 1–2 м; 2) графическая, мощностью до 3 м и более; 3) блоковая, полевошпатовая, развитая фрагментарно. Кристаллы калишпата этой зоны могут достигать 18–20 см в поперечнике. К этой зоне приурочены полости со скаполитом, шерлом и редким зеленым бериллом (рис. 6А).

Полости в пегматитах, так же как и в аль­бититах, имеют щелевидную и изомет­ричную форму, заполненную серицит-каолиновой гли­нистой массой (рис. 6А, Б). Дымчатый кварц, инкрустирующий с полевыми шпатами верхние стенки миарол, часто содержит включения кристаллов скаполита, которые бывают замещены серицит-альбитит-као­линовым агрегатом. Нижние участки миарол содержат многочисленные прозрачные кристаллы сиреневого скаполита [7] высокого ювелирного качества.

Кристаллы скаполита характеризуются длиннопризматическим габитусом с заметным растворением граней призмы и пирамиды. Длина кристаллов до 10 см, толщина до 1,5 см. Цвет скаполита варьирует от бесцветного, светло-фиолетового до фиолетового различных оттенков. Кристаллы скаполита из гранитных пегматитов отличаются от скаполита из альбититов длиннопризматическим габитусом и сильнорастворенной поверхностью (рис. 2а, б) с характерной леденцовой скульптурой граней. Именно с этим связано название одной из продуктивных жил месторождения — Леденцы, предложенное его первооткрывателем Э. А. Дмитриевым [7]. Следы растворения на кристаллах скаполита свидетельствуют о воздействии гидротермальных растворов, которые избирательно растворяли скаполит.

В миароловых пегматитах выделено две генерации скаполита: первая инкрустирует стенки пустот, вторая расположена внутри (рис. 6 Б, В) [7].

По данным А. А. Золотарева [12], скаполит из месторождения Черногорское преимущественно представлен мариалитом с содержаниями Na2O до 12,2 мас.%, Cl до 4,2 мас.% и, соответственно, мейонитового минала — 5,4 % (Me5.4).

Позднее в работе E. Sokolova, F.S. Hawthorne [31] на этом же месторождении отмечен более натровый скаполит — Me4.9. Нами обнаружен скаполит с еще более высоким содержанием Na2O — 13,8 мас.%, Cl — 4,2 мас.% и низким содержанием мейонитового минала — 4,3 % [15]. Химические составы и формульные коэффициенты различных по цвету прозрачных скаполитов из гранитных пегматитов и альбититов приведены в таблице 1.

Скаполиты из гранитных пегматитов (в мраморах) и альбититов отличаются между собой химическим составом (табл. 1). Особенно заметны отличия в содержаниях CaO и Na2O. Для скаполита из пегматитов отмечаются незначительные колебания в содержаниях: CaO от 5,2 до 7,6, Na2O от 9,5 до 10,5 и K2O от 0,9 до 1,2 мас.%. Скаполит из альбититов обладает более низкими концентрациями: CaO от 1,4 до 4,3 мас.% и более высокими содержаниями Na2O — от 10,4 до 12,5, K2O от 0,57 до 1,5 мас.%. Содержание мейонитового минала в кристаллах скаполита из альбититов изменяется от 5 до 18 %, а в пегматитах оно выше — 21–29 % (табл. 1).

Отличительные особенности химического состава скаполитов из альбититов и гранитных пегматитов проявляются также в ИК-спектрах. Согласно данным J.P. Wechrenberg [35], положение и интенсивность пиков поглощения в интервале 610–630 см-1 коррелирует с содержанием мейонитового минала. Как показано в работе H.P. Schwarcz, E.L. Speelman [34], относительная интенсивность линий около 1425 и 1535 см-1 зависит от содержания СО3- и SO3-групп в скаполите и может быть использована для их количественного определения.

В ИК-спектрах присутствуют многочисленные линии поглощения в диапазоне 450–1200 см-1, обусловленные разнообразными валентными и деформационными колебаниями в алюмо-­кремний-кислородных тетраэдрах (рис. 7). В области 1400–1600 см-1 проявлены колебания карбонат-иона. Широкая полоса с максимумом около 3400 см-1 преимущественно связана с примесями адсорбированной воды в скаполите (рис. 7).

ИК-спектры поглощения прозрачных зерен скаполита отличаются от порошковых. При этом они демонстрируют различия химического состава и структурные особенности скаполитов из альбититов и гранитных пегматитов. Наиболее наглядно эти отличия проявляются в интервале волновых чисел 700–800 см-1 (рис. 8).

В спектрах скаполитов из полостей в пегматитах (рис. 8а) отмечаются две близко расположенные линии малой интенсивности: около 740 и 775 см-1, а расстояние между ними (Δ) составляет 33–44 см-1. Для скаполитов из полостей альбититов конфигурация спектра иная (рис. 8б): четкий пик средней интенсивности около 780 см-1 сопровождается слабой полосой поглощения около 715 см-1. При этом соответствующие значения Δ значительно выше: 61–72 см-1.

Таким образом, ИК-характеристики скаполитов из гранитных пегматитов и альбититов в диапазоне 700–800 см-1: волновые числа, соотношение интенсивностей пиков и расстояние между ними можно рассматривать в качестве типоморфных свой­ств ювелирных скаполитов.

Методом декрепитации флюидных включений Э.А. Дмитриев, А.М. Скригитель [8] определили температуру образования ювелирных скаполитов из альбититов в 250–180 оС, а из гранитных пегматитов — в 350–200 оС.

Г.И. Ишан-­Шо [13] исследовала скаполиты из жил скаполита в основных кристаллических сланцах с проявления Кукурт (в настоящее время месторождение Черногорское), гомогенизацию и декрепитацию флюидных включений. Они гомогенизировались в двух температурных интервалах: 470–450 оС при давлении 100 МПа и 360–350 оС при 70 МПа. Декрепитация протекала в интервале 350–250 оС. Для скаполита из миароловых гранитных пегматитов были получены значения гомогенизации в четырех интервалах температур: 640–635 оС при давлении 80 МПа, 540–480 оС при 70 МПа, 380–365 оС при 70 МПа, 220–170 оС без определения давления. Самые прозрачные камни характеризуются минимальным, до единичных, содержанием газово-­жидких включений [13].

В скаполитах из щелевидных полостей гранитных пегматитов было выявлено три группы флюидных включений: первичные, мнимовторичные и вторичные [27]. Первичные включения содержат многочисленные твердые фазы и жидкую СО2. Газовая фаза занимает до 40 % вакуоли. Их декрепитация происходила в двух интервалах: 200–150 и 450–400 оС, а гомогенизация — при 350–300 оС, но некоторые гомогенизировались при 400 и 440 оС. Для температуры 350 оС методом В.Б. Наумова и С.Д. Малинина [20] было рассчитано давление в 72–75 МПа. Гомогенизацию второй группы включений исследователи не провели. Для третьей группы включений гомогенизация проходила при 230–220 оС [27].

Ф.З. Рафикова [26] методом гомогенизации первичных газово-­жидких включений в прозрачном скаполите из альбититов получила два интервала температурных значений: 600–500 и 400–200 оС при 70–40 МПа (расчетное давление газа по методу Калюжного), а методом декрепитации — более низкие значения: 500–400 и 250–100 оС. В трех­фазовых включениях преобладает жидкость. Ме­то­дом тройных водных вытяжек в ее составе установлены Cl (55 %), HCO3 (35 %), SO3 (10 %). Концентрация солей в растворах варьирует в пределах 30–40 %. В составе газовой фазы преобладает H2O с небольшим количеством CO2, С2Н2 и СН4 [26].

В.Ю. Прокофьевым с соавторами [24] в скаполитах из альбититов и пегматитов установлены первичные включения хлоридных рассолов с галитом и сильвином, недиагностированные фазы с примесью газообразной СН4, а также сингенетичные им газовые включения СО2 и водный раствор с высокой концентрацией солей. Во флюидах из скаполитов альбититовых жил температура гомогенизации оценена в 550–505 оС, давление по включениям гетерогенного флюида — 370–130 МПа, по включениям насыщенных растворов — 230–180 МПа. Включения в скаполитах из гранитных пегматитов гомогенизировались при температуре 580–450 оС, давление по гетерогенному флюиду — 330–140 МПа, а по насыщенному раствору — 280–170 МПа [24].

Приведенные выше данные по флюидным включениям в скаполитах обобщены в таблице 2.

Нами в скаполитах из пегматитов (образец А-3) обнаружены гомогенные флюидные включения призматической формы (вероятно, первичные) размером 1–5 мкм. В их составе, по данным ИК-микроскопии, установлены метан и углекислота (рис. 9). Это подтверждается присутствием интенсивных полос поглощения около 2849, 2917, 2953 см-1, обусловленных валентными колебаниями СН3- и СН2-групп в составе предельных углеводородов (СН4), а также пика около 2347 см-1, связанного с примесью СО2. Полученные данные о наличии в составе включений в скаполите метана и углекислоты согласуются с результатами предшествующих исследований [24]. Помимо этого, в ИК-спектре включений (рис. 9) присутствуют характеристические линии гидроксильных групп (~3619, ~3650, ~3668, ~3693 см-1) в структуре каолинита, который, вероятно, образовался на стенках включений после их консервации.

Суммируя приведенные выше данные, можно отметить, что основными компонентами флюидных включений в скаполитах, представленными в разной пропорции, являются CO2 и CH4, а также растворы солей (преимущественно хлоридов).

Присутствие в скаполите трех групп флюидных включений: первичных, мнимо-вторичных и вторичных, данные по температурам их гомогенизации и декрепитации (табл. 2, рис. 10) указывают на наличие двух генераций этого минерала, что согласуется с полевыми наблюдениями [7][14].

На месторождении Черногорское на 1-й стадии при температурах около 600 оС флюиды способствовали замещению нефелиновых сиенитов альбититами. С этим замещением связано образование полостей в альбититах [15][23] и образование щелевидных — вторичных полостей в гранитных пегматитах. Мы разделяем точку зрения [27] о том, что прозрачный скаполит генетически не связан с пегматитовым процессом, а обусловлен последующим, наложенным на него гидротермальным.

Необходимо отметить, что в рас­смат­ри­вае­мом ре­ги­оне бы­ло вы­де­ле­но четыре группы разновозрастных гранитных пегматитов [7], среди них пегматиты со скаполитом отнесены к группе образований докембрийского возраста, генетически не связанных с гранитоидными комплексами. Пегматиты с аквамарином, топазом, турмалином и другими самоцветами отнесены к четвертой группе — к самым молодым (₽), пространственно и генетически связанным с шатпутским гранитоидным комплексом [2][7][10].

Далее, на второй стадии, на стенках полостей альбититов и пегматитов произошла кристаллизация крупных сиреневых кристаллов скаполита с температурами гомогенизации газово-­жидких включений 580–450 оС и давлением 370–130 МПа [24]. Скаполит, инкрустирующий стенки полостей альбититов, частично заместил альбит, реликты которого наблюдаются визуально в центре кристаллов скаполита, а в пегматитах он обрастает дымчатым кварцем. Образование скаполита из альбититов осуществлялось путем метасоматического замещения кристаллов альбита, а вершины дорастали в свободном пространстве из вещества гидротермальных растворов. Скаполит со стенок пустот является самым ранним и высокотемпературным по сравнению со скаполитом полостей. Флюиды этой стадии «законсервированы» в первичных включениях.

Дальнейшее понижение температуры привело к формированию внутри полостей альбититов и пегматитов прозрачного (ювелирного) скаполита с температурой гомогенизации включений в интервале 400–200 оС и давлении 75 МПа [26]. Завершение этой стадии характеризуется «скачком» активности растворов, которые частично растворили скаполит, особенно сильно в гранитных пегматитах (рис. 2а, б). В альбититах после относительно слабо проявленного растворения граней скаполита в кавернах растворения образовались агрегаты клевеландита (рис. 5а). Флюиды этой стадии представлены вторичными газово-­жидкими включениями, развитыми по трещинам в скаполите. Ее можно рассматривать как третью стадию.

На заключительной, четвертой стадии ми­не­ра­ло­образование обусловлено низкотем­пе­ра­турными растворами (температура ниже 200 оС), под действием которых в полостях отлагался серицит-каолиновый агрегат глинистой фракции.

Избирательное положение кристаллов прозрачного скаполита в гранитных пегматитах, локализованных в мраморах сарыджилгинской свиты, можно объяснить влиянием последних на состав минералообразующих растворов, участвующих в его формировании. Например, в мраморах месторождения Леденцы наблюдается вкрапленность белого скаполита, содержащего 36–48 % мейонитового минала. Порфиробласты скаполита в мраморах отнесены к метаморфическому типу [14]. В пегматитах, которые вмещают силикатные горные породы других свит, скаполит отсутствует. Факты отсутствия скаполита в отдельных альбититовых телах на северном фланге месторождения Черногорское указывают на избирательность процесса скаполитообразования.

Источником вещества для минералообразующих растворов (Na, Cl и др.), сформировавших прозрачный скаполит, вероятно, послужили карбонатные породы (мраморы и кальцифиры, содержащие метаморфический скаполит) сарыджилгинской свиты, возникшие при эвапоритовой седиментации [1][14].

На основании вышеизложенного образование прозрачного скаполита мы связываем с регрессивной стадией зонального метаморфизма.

Проведенные нами исследования позволяют сделать следующие выводы.