Берилл

3.1. Общие сведения	87
3.2. Изумруд	89
3.2.1. Общие сведения	89
3.2.2. Геолого-генетические типы, месторождений	95
3.2. Аквамарин	125
3.3.1. Общие сведения	125
3.3.2. Геолого-генетические типы месторождений	131

086 Фото. Изумруд. 16 х 25 см. Изумрудные копи, Урал, Россия. Коллекция Кочубея, ММФ РАН. Фото М.Лейбова.

3. БЕРИЛЛ

3.1. ОБЩИЕ СВЕДЕНИЯ

Берилл (предположительно от древнедравидийского слова, по греческой транскрипции — бериллос, означавшего блестящий камень) известен с глубокой древности: еще в IV веке до н.э. он использовался в эллинистической глиптике и был упомянут Плинием Старшим в числе лучших драгоценных камней. Этой репутацией берилл обязан прозрачности, высокой твердости и разнообразной красивой окраске с широкой гаммой тонов и оттенков.

Издавна принято выделять три главные цветовые разновидности берилла: насыщенно-зеленый хром-содержащий изумруд, зеленовато-голубой до чисто голубого аквамарин и золотисто-желтый или медовый гелиодор. Гранятся также прозрачные зеленовато-желтые бериллы, иногда именуемые давидсонитом, светло-зеленые камни, не имеющие особого названия, розовые и красные морганит, воробьевит и биксбит, бледные, почти бесцветные ростерит и гошенит. Кроме того, известен ярко-синий, выцветающий на солнце максис-берилл. Среди всех ювелирных бериллов выдающееся положение занимает изумруд — один из лучших драгоценных камней первого порядка. Высококачественный аквамарин относится к ювелирным камням третьего порядка, а все остальные разновидности берилла — к четвертому.

Как минерал, берилл принадлежит к кольцевым силикатам с химической формулой Ве₃А1₂[Si₆O₁₈]. Основой кристаллической структуры берилла являются параллельные кольца [Si₆O₁₈], повернутые относительно друг друга на 25° и скрепленные в единый каркас катионами Ве²⁺ и Аl³⁺, соответственно находящимися в тетраэдрической и октаэдрической позициях. При этом в структуре появляются полые каналы диаметром до 5Å, которые могут быть заняты элементами — примесями с большим ионным радиусом, а также молекулами воды и инертными газами.

Берилл всегда содержит много примесей, главным образом Fe²⁺, Fe³⁺, Mn и щелочных металлов — Na, Li, Cs, Rb, К, иногда Mg, Cr, V и др. Известен также и скандиевый берилл — бациит. Наряду с изовалентными замещениями очень широко распространен гетеровалентный изоморфизм, который осуществляется в основном по двум схемам: 1) «октаэдрической», когда Аl³⁺ замещается Ме²⁺ + R⁺ (так называемые o-бериллы) и 2) «тетраэдрической» с замещением Ве²⁺ на Li⁺ + R⁺ (t-бериллы). В этих примерах Ме²⁺ представлен Fe, Mg, Mn, a R⁺ — Na, К и Cs, компенсирующими недостающую валентность. Замещение может происходить одновременно по обеим схемам и обычно проявлено в таком случае в небольших масштабах (ot-бериллы). Подобный изоморфизм обеспечивается возможностью размещения ионов щелочей в каналах кристаллической структуры берилла (Гинзбург, 1955).

Типоморфными для берилла служат примеси щелочей, в первую очередь Na, Li и Cs, по содержанию которых

Стр. 088

различаются бериллы четырех типов (Гинзбург, 1955): 1) бесщелочные (малощелочные, по другим авторам, или нормальные n-бериллы), содержащие меньше 0,5 вес.% щелочей; 2) натриевые, в состав которых входит 0,5-2,0% и более Na₂O; 3) литиево-натриевые с преобладанием натрия и 4) цезиево-натриево-литиевые и цезиево-литиевые, у которых литий доминирует над натрием и присутствует до 1% и более Cs₂O. К цезиево-литиевому типу относятся главным образом воробьевит или морганит, а к литиево-натриевому — ростерит или гошенит, которые также могут содержать некоторое количество цезия.

Берилл имеет гексагональную сингонию (дигексагонально-дипирамидальный вид симметрии). Характерны призматические кристаллы с гранями призмы {100} и пинакоида {0001}, иногда присутствуют грани дипирамид {111}, {110}, {101} и еще реже другие простые формы. Бесщелочные бериллы обычно вытянутые — длиннопризматические с вертикальной штриховкой на гранях призмы. Для щелочных бериллов более характерна короткопризматическая форма, а литиево-натриевые и цезиево-литиевые часто вообще бывают сплюснутыми и даже пластинчатыми с доминирующей гранью пинакоида. Экспериментально установлено, что термобарические условия минералообразования и величина температурного перепада не влияют на облик кристаллов. Зато введение в раствор Mg, Fe²⁺ и Р способствует росту длиннопризматических индивидов (Лебедев, Рылов, 1986).

Двойники у берилла очень редки (двойниковая плоскость обычно {111}), гораздо чаще наблюдаются параллельные сростки кристаллов, имеющие общую шестигранную форму. Распространены и скелетные метасоматические кристаллы, иногда «фаршированные» минералами вмещающей породы или совместного роста. Кристаллы берилла могут быть очень большими, даже гигантскими, достигая в пегматитах 2-3 м в длину и 0,5-1,0 м в поперечнике.

Твердость берилла 7,5-8. Спайность неясная по призме {100}, наблюдается отдельность по пинакоиду {0001}. Излом неровный, иногда раковистый. Плотность варьирует от 2,6 до 2,9 г/см³, возрастая по мере повышения щелочности. Минерал одноосный, отрицательный; показатели преломления N_o = 1,567-1,604, N_е = 1,561-1,596 в зависимости от содержания примесей; двупреломление 0,004-0,008; коэффициент дисперсии 0,014, такой же, как у топаза.

Окраска берилла определяется, как правило, составом примесей-хромофоров, к числу которых относятся Fe²⁺ и Fe³⁺ (желтый, зеленый и голубой цвет), Мn²⁺ и Мn³⁺ (розовый и красный), Сr³⁺ и V³⁺ (изумрудно-зеленый). Подробнее природа такой окраски берилла будет рассмотрена ниже при характеристике его ювелирных разновидностей. Иногда окраска бывает аллохроматической, так, очень редкий благородный черный берилл из Мозамбика и Мадагаскара, как установили Г.К. Еременко и И.В. Давиденко (1988 г.), окрашен многочисленными микровключениями шпинели, ориентированными по плоскостям {0001}.

Ярко окрашенные бериллы гранятся в ступенчатой или в комбинированной форме, бледные — в бриллиантовой, усиливающей их блеск. Изредка встречающиеся кристаллы с эффектом астеризма или с шелковистым блеском за счет ориентированных игольчатых включений эпидота, апатита, других минералов и тонких трубчатых каналов — кабошонируются.

Берилл можно синтезировать различными методами: раствор-расплавным (флюсовым), гидротермальным, газотранспортной реакции и некоторыми другими. В промышленных масштабах для ювелирных целей сейчас выращивается только изумруд, т.к. синтез аквамарина и других ювелирных разновидностей берилла считается экономически невыгодным. Технически проще и дешевле оказалось имитировать аквамарин и гелиодор синтетическими корундами.

Следует упомянуть о новом синтетическом материале — бериллиевом индиалите, являющимся структурным аналогом берилла, и стеклах такого состава, которые сравнительно легко синтезируются и перспективны для использования в качестве ограночного сырья.

Зато широкое распространение приобрела практика облагораживания натурального берилла с улучшением его окраски. Так, с помощью термической обработки или облучения рентгеновскими, гамма-лучами и электронами, иногда комбинируя нагревание с облучением, удается превращать бесцветные, желто-зеленые и слабоокрашенные бериллы в голубые и синие аквамарины или ярко-синие камни «типа максис».

Берилл является наиболее распространенным минералом литофильного элемента бериллия, типичного для кислых и в меньшей мере для щелочных магм. В связи с ограниченной возможностью изоморфного вхождения бериллия в породообразующие силикаты он накапливается в продуктах конечных стадий кристаллизации (Беус, 1967).

Стр. 089

По этой причине берилл кристаллизуется преимущественно в гранитных пегматитах, грейзенах и апогранитных альбититах. Значительно реже он образуется как гидротермальный поствулканический минерал в онгонитах — литиево-фтористых, богатых бериллием риолитах или в результате гидротермально-метаморфических процессов среди бериллиевоносных боковых пород (черных сланцев и др.).

На подвижность бериллия во флюидных пневматолито-гидротермальных системах большое влияние оказывает фтор, благодаря появлению фторо-бериллатных комплексных ионов типа [BeF]⁺, [BeF₃]^-, [BeF₄]^2-. Перенос бериллия может осуществляться и в форме водно-гидроксильных комплексов [Ве(ОН)₄]^2- и [Ве(Н₂О)₄]²⁺.

Источником ювелирных бериллов служат в основном пегматиты и грейзены и лишь иногда гидротермальные поствулканические и телетермальные месторождения. Бериллоносные альбититы в этом отношении не интересны, т.к. содержащиеся в них кристаллы берилла весьма невелики по размерам, редко превышая 1-2 мм в длину.

3.2. ИЗУМРУД

3.2.1. Общие сведения

Изумруд (от персидского забаргат, греческого smaragdos, латинского smaragdus, по-английски – emerald) — густо-зеленая хромсодержащая разновидность берилла от глубокой древности до наших дней сохраняет наряду с алмазом и рубином главенствующее положение среди драгоценных камней. Достоинства изумруда, прежде всего, определяются его насыщенным ярко-зеленым цветом, сочетающимся с прозрачностью и достаточно высокой твердостью. «Нет другого камня, цвет которого был бы приятнее для глаза, ибо мы с удовольствием смотрим также на зеленую траву и листвие древесное, а на смарагды так охотно, что в сравнении с ними никакая вещь зеленее не зеленеет», — писал Плиний Старший (перевод акад. В.Севергина, 1819 г.) об известных ему египетских и скифских изумрудах. Изумруд упоминается во многих античных легендах: по Геродоту (425 г. до н.э.) он был вставлен в роковой перстень Поликрата, Александр Македонский (356-323 г. до н.э.) имел изумрудный перстень-печать с выгравированным своим изображением, который передал, умирая, любимому полководцу-диадоху Пердиккасу; близорукий Нерон (37-68 гг. н.э.) пользовался линзой-моноклем из изумруда, наблюдая бои гладиаторов, по другим версиям, изготовленным из хризолита или даже из зеленого стекла.

Главным источником изумруда в Древнем Египте и античном Средиземноморье служили легендарные копи Клеопатры, расположенные, как это сейчас установлено, у Красного моря в горах Забара и Сикайт на широте Асуана. Добыча изумруда на этих копях продолжалась до средних веков, значительная часть полученных камней поступала в Персию и Индию, распространяясь затем по разным странам Азии и Европы. Происхождение упомянутых Плинием скифских изумрудов до сих пор не ясно, т.к. в ныне известных изумрудоноспых районах Урала и Приазовья следов древних разработок не обнаружено.

Изумруд считался чрезвычайно редким камнем до XVI века, когда испанскими конкистадорами было доставлено в Европу множество великолепных изумрудов из Латинской Америки. Приблизительно в 1555 году испанцам удалось обнаружить в Колумбийских Андах изумрудоносные копи Самандоко, ныне известные как месторождение Чивор. Изумруд являлся главным драгоценным и ритуальным камнем древних цивилизаций инков, майя и ацтеков. Существует предание об огромном отшлифованном в виде яйца изумруде — святыне инков, бесследно исчезнувшем со многими другими сокровищами этого народа. Завоеватель Мексики Кортес (1485-1547) обладал пятью замечательными изумрудами, обработанными в виде рога, рыбы, розы, колокольчика и чашечки цветка на золотой ножке. Считается, что эти камни пропали в 1529 году при гибели испанской эскадры у берегов Алжира.

Богатейшие колумбийские месторождения продолжают играть ведущую роль в добыче изумрудов вплоть до настоящего времени. В дальнейшем важное значение имело открытие месторождений изумруда в 1831 г. в России на Среднем Урале и уже в двадцатом столетии в Зимбабве, Замбии, Бразилии, Пакистане и некоторых других странах.

Стр. 90

90 Фото. Изумруд (два кристалла).

Больший кристалл — 18,5 см. Изумрудные копи, Урал. ММФ РАН. Фото М.Лейбова.

Прозрачные камни сочного густо-зеленого цвета, так и именуемого в живописи «изумрудным», относятся к ювелирным камням I порядка. Более светлые — ценятся на мировом рынке гораздо дешевле, приближаясь к стоимости голубовато-зеленого аквамарина и других разновидностей ювелирного берилла. Сравнительно крупные изумруды обычно гранятся в ступенчатой или комбинированной бриллиантово-ступенчатой форме, мелкие — в бриллиантовой. Темные полупрозрачные и дефектные камни (с трещинами и включениями) обычно кабошонируются. Очень эффектно выглядит изумруд в сочетании с мелкими бриллиантами в оправах из платины и белого золота.

По сравнению с теоретическим химическим составом берилла в изумруде часть алюминия замещена Сr³⁺ в октаэдрических позициях кристаллической решетки, что обуславливает его зеленую окраску. Содержание Сr₂О₃ в умеренно окрашенных изумрудах обычно составляет 0,15-0,20 вес.%, достигая 0,5-0,6 вес.% и выше в темно-зеленых камнях. Так, по данным К.А.Власова и Е.И.Кутуковой (1960), в изумрудах Среднего Урала содержится 0,25 вес.% Сr₂О₃, а максимальная концентрация этого компонента до 2,0596 была зафиксирована У.Хенном (Henn, 1988) в некоторых изумрудах из района Сват-Вэлли в Пакистане. При этом, как было экспериментально установлено В.Г.Томасом и В.А.Кляхиным (1987), замещение алюминия хромом в связи с разницей ионных радиусов сопровождается увеличением количества кремния и уменьшением содержания щелочей, т.е. осуществляется гетеровалентный изоморфизм по схеме: 2 Аl³⁺ + Na⁺ → Cr³⁺ + Si⁴⁺.

В зависимости от геохимических условий минералообразования в изумруде отмечаются примеси магния (MgO до 2,0-3,4%), кальция (СаО до 1,0%), железа (FeO + Fe₂O₃ до 0,5-2,5%), щелочей (Na₂O до 2,0%), ванадия (V₂O₃ до 1,0%), воды, а также следы скандия, никеля, марганца, лития, цезия, титана. По типу размещения примесей в кристаллической решетке изумруд относится к o- или ot-бериллам, когда часть ионов Fe²⁺ и Fe³⁺ находится в тетраэдрических позициях, замещая бериллий.

Кристаллы изумруда бывают зонально окрашены с чередованием, например, на Урале зеленых и бледных, почти бесцветных зон и более прозрачной интенсивно окрашенной периферией (Жернаков, 1980). Г. Банк отмечает резкую концентрическую зональность у некоторых замбийских изумрудов, имеющих бесцветное ядро и ярко-зеленые края и похожих на искусственно сделанные дублеты. Реже наблюдаются иные соотношения. На уральских месторождениях встречались изумруды с неравномерной пятнистой окраской, благодаря ярко-зеленым ореолам вокруг включений зерен — хромшпинелидов.

Характерен дихроизм от желто-зеленого цвета по N_o до голубовато-зеленого по N_e. Изумруд сохраняет сочность окраски в искусственном свете, что является важным достоинством камня.

Зеленому цвету изумрудов нередко свойственны различные оттенки, являющиеся типоморфным признаком месторождений и связанные с наличием кроме хромовых также и других центров окраски, в первую очередь Fe²⁺₄ и Fe²⁺₆, иногда V³⁺₆, Ti³⁺, дырочных центров О^- и др. (Платонов и др., 1984). Чистый хромово-зеленый «холодный» цвет (с учетом плеохроизма голубовато-зелёный) характерен для колумбийских изумрудов, свободных или почти свободных от примеси железа (не более 0,005-0,01 вес.%, по Л.И.Третьяковой и К.С.Бенавидес, 1987).

Стр. 091

Уральские изумруды отличаются сравнительно высокой концентрацией центров Fe²⁺₄ в результате чего обладают желтоватым «теплым» оттенком. Синевато-зеленые замбийские изумруды богаты ионами Fe²⁺₆ и, по мнению К.Шметцера и Г.Банка, могут рассматриваться в качестве переходной разновидности к аквамарину. Зеленый цвет изумруда может быть связан и с примесью V³⁺ в октаэдрической позиции. Такой центр присутствует в колумбийских изумрудах и создается при синтезе изумруда как флюсовым, так и гидротермальным методом. Например, в искусственном австралийском изумруде «Бирон» ванадия в два раза больше, чем хрома. В этой связи необходимо упомянуть о бесхромовых изумрудно-зеленых бериллах из бразильского месторождения Салининха в штате Байя, содержащих от 0,1 до 3,0% V₂O₃. Формально такие камни не должны считаться изумрудами, хотя на глаз практически неотличимы от них. По мнению А.Тейлора (1977), все же целесообразно наряду с обычными хромсодержащими изумрудами выделять и особую группу бесхромовых (ванадиевых и других) изумрудов, для диагностики которых может использоваться карманный спектроскоп.

В минералогической геммологии большую сложность представляет также разделение изумрудов на сорта (категории) по интенсивности окраски и определении границы между изумрудом и простым зеленым бериллом в слабоокрашенных камнях. Как уже указывалось, от этого существенно зависит стоимость сырья и особенно ограненных камней. В этих целях обычно используются колориметрические таблицы с набором эталонных цветов и оттенков, обозначенных соответствующими индексами. Точное определение интенсивности окраски возможно с помощью инструментальной колориметрии, например, путем измерения коэффициентов спектрального пропускания исследуемых изумрудов с последующим расчетом цветовых характеристик и построением диаграмм в колориметрической системе XYZ, принятой Международной осветительной комиссией в 1931 г. (Лохова, Рипинен и др. 1977). Б.Г.Гранадчикова и Э.Д.Андреенко (1990) предложили спектроскопическую методику количественной оценки цвета изумрудов по разности оптических плотностей в экстремальных точках спектра поглощения на длинах волн 440 и 520 нм.

Плотность и показатели преломления света у изумрудов обычно выше, чем у других бериллов в зависимости от содержания хрома, железа, цезия и других примесей. Величина плотности варьирует от 2,69-2,71 г/см³ у колумбийских изумрудов до 2,74-2,75 у индийских, уральских, зимбабвийских и австрийских, достигая 2,78-2,80 у бразильских (Санта-Терезинья), пакистанских и замбийских. В определенной корреляции с плотностью меняются и показатели преломления: минимально зафиксированы у колумбийских изумрудов (N_e = 1,568-1,572; N_о = 1,576-1,580), а максимальные — у пакистанских, бразильских (Санта-Терезинья) и замбийских (N_е = 1,588-1,593; N_о = 1,595-1,604).

Кристаллы изумруда обычно имеют простую призматическую форму с гранями {100) и плоской пинакоидальной головкой {0001}, изредка слегка срезанную гранями дипирамиды {111}. Размеры кристаллов, как правило, невелики, в среднем составляя 2-5 см в длину и 1,0-1,5 см в поперечнике. Более крупные кристаллы длиной до 15-20 см и шириной до 5-10 см обычно представлены параллельными сростками нескольких индивидов, они полупрозрачны или совсем непрозрачны и лишь иногда содержат кондиционные участки, пригодные для огранки. По этой причине безупречные ограненные изумруды массой 5 карат и более довольно редки и стоят очень дорого.

Из необработанных уникальных (исторических) камней широкой известностью пользуется коротко-столбчатый густо-зеленый «Девонширский изумруд» размером около 5 х 5 см и массой 1388,9 карат. Он был подарен шестому герцогу Девонширскому в 1831 г. бывшим императором Бразилии Дон Педро и хранится в Британском музее естественной истории. Вероятно, самый крупный кристалл изумруда ювелирного качества размером 14 х 35 см и массой более 10 кг был добыт в 1956 г. на месторождении Сомерсет (ЮАР) и, к сожалению, использован как сырье для огранки. Заслуживают упоминания и великолепные колумбийские изумруды: «Патриция» (632 карат), экспонирующийся в Нью-Йоркском музее естественной истории, и «Эмилия» (1795 карат) из музея г. Боготы. Легендарным является уральский изумруд из коллекции князя Кочубея (возможно, что это пропавший в 1834 г. изумруд командира Екатеринбургской гранильной фабрики Я.И. Каковина), хранящийся в Минералогическом музее Российской Академии наук и представляющий собой большой слабо просвечивающий темно-зеленый кристалл-сросток массой 2226 г. В Алмазном фонде России находится найденный в 1978 г. крупный изумруд хорошего качества «Славный Уральский» массой

Стр. 092

3362,5 карат. В 1989 г. на тех же уральских Изумрудных копях был добыт уникальный штуф «Шахтерская слава» размером 10 х 12 х 30 см, состоящий из 6 крупных (до 9 см длиной) и многих мелких густо-зеленых хорошо образованных кристаллов изумруда, заключенных в мелкочешуйчатой массе флогопита.

К числу лучших в мире ограненных камней относится вставленный в брошь безупречный колумбийский изумруд массой 136,25 карат — один из семи исторических камней Алмазного фонда России.

На колумбийских месторождениях Чивор и Пеньяс Бланкас встречаются весьма своеобразные шестигранные кристаллы со сложным внутренним строением, получившие название «трапиче-изумруд». В центре таких кристаллов находится гексагональная призма зеленого цвета, от граней которой отходят узкие радиальные призматические лучи того же состава. Пространство между лучами выполнено мелкозернистым агрегатом из светло-серого берилла и альбита. На месторождении Мусо центральный стержень и лучи трапиче-кристаллов состоят из черного углисто-карбонатного материала.

В кристаллах изумруда нередко наблюдаются твердые и газово-жидкие включения, минеральный вид или агрегатное состояние которых служат типоморфными признаками месторождений и используются для отличия от синтетических аналогов и имитаций. При этом включения в колумбийских изумрудах существенно отличаются от всех остальных. Твердые включения в них представлены пиритом, кальцитом, альбитом, тонкими частицами углистого вещества, иногда флюоритом, апатитом и паризитом, а газово-жидкие часто имеют трехфазовый состав с галитом. Для уральских, африканских, пакистанских, австрийских и других изумрудов характерны включения актинолита, тремолита, талька, хромшпинелидов, магнетита, флюорита, апатита, реже рутила, хризоберилла, турмалина, плагиоклаза, сульфидов, а в газово-жидких включениях в виде обособленной фазы распространена углекислота (Андерсон, 1983; Громов, Гранадчикова, Андреенко, 1990; Жернаков, 1980; Третьякова, Бенавидес, 1987; Webster, 1975 и др.)

Изумруд более хрупок, чем обыкновенный берилл, т.к. неравномерное вхождение хрома в кристаллическую решетку нарушает ее структурную однородность, вызывая внутренние напряжения. Вследствие этого для изумруда типичны мелкие трещины, сильно снижающие качество ювелирного сырья. В целях скрытия этого дефекта и улучшения прозрачности камня нередко применяется промасливание граней кристаллов, что нельзя считать допустимым в честной торговле. При этом масло может быть окрашено в зеленый цвет. Вместо масла иногда используется канадский бальзам, смола кедра, керосин и тому подобные вещества. В Израиле недавно разработана новая технология укрепления изумрудного сырья перед его огранкой, заключающаяся в заполнении трещин расплавом [соединений] висмута и свинца в условиях вакуума и высоких температур.

Большая редкость и высокая стоимость ювелирного изумруда стимулировали производство его синтетических аналогов. Искусственные изумруды, как уже указывалось, получают раствор-расплавным (флюсовым) и гидротермальным методами. На мировом рынке широко известны синтетические изумруды П.Жильсона, А.Ленса (Франция) и К.Чатама (США), выращенные из растворов в расплаве, а также Д.Лехлейтнера (Австрия), «Рэдженси» (США), «Бирон» (Австралия) и др., полученные по разным модификациям гидротермального метода. Наиболее высоким качеством и сходством с природными камнями отличаются синтетические изумруды «Бирон», масса которых (в сырье) достигает 100 карат. Изумруды Лехлейтнера содержат повышенное количество оксида хрома (до 13%) и представляют собой так называемый «сэндвич», когда центральная затравка из обыкновенного берилла покрыта сравнительно тонким изумрудным слоем. В России налажен промышленный синтез изумруда по технологиям, предложенным Г.В.Букиным, А.А.Годовиковым и др. в Новосибирском институте геологии и геофизики Российской Академии наук. Оригинальным ювелирным материалом является «эмеральдолит» — щетки мелких совершенных кристалликов изумруда, выращенных на подложке из обыкновенного берилла.

Для образования изумруда — хромсодержащей разновидности берилла — требуются специфические геологические условия в связи с принадлежностью берилла к типичным продуктам гранитоидного магматизма, а хрома — к характерным элементам ультрамафических пород. Поэтому основной геохимической чертой изумрудообразования, как правило, является заимствование хрома бериллообразующими растворами, связанными с кислыми магмами, из боковых хромсодержащих пород. Гораздо реже вмещающие породы служат также источником бериллия (черные сланцы и др.). Вследствие этого изумруд встречается в бериллопосных

Стр. 093

93 Фото. Изумруд.

Кристалл (5,5 см) и россыпь. Изумрудные копи, Урал. ММФ РАН. Фото М.Лейбова.

пегматитах, грейзенах и гидротермальных телах, залегающих в хромсодержащих перидотитах, серпентинитах, тальковых и черных (углистых) сланцах, иногда в амфиболитах и доломитах.

Как и обыкновенный берилл, изумруд часто кристаллизуется метасоматическим путем и содержит включения минералов вмещающих пород, иногда многочисленные, вплоть до образования футляровидных («фаршированных») кристаллов, например, таких как колумбийские трапиче-изумруды. На грейзеновых месторождениях и в приконтактовых оторочках пегматитовых тел доминируют метасоматические кристаллы изумруда, их сростки и радиально-лучистые агрегаты, заключенные в мелко- и средне-чешуйчатой массе флогопитового и биотит-флогопитового слюдита. На уральских месторождениях кристаллы имеют неровные, до ступенчатых, пинакоидальные головки, они сплющены вдоль сланцеватости слюдитов и нередко разорваны поперек со смещением отдельных частей. Чешуйки флогопита, огибающие кристалл, уплотнены, образуя тонкую слюдистую «рубашку», что обусловлено давлением растущего кристалла. Метасоматическая кристаллизация, по данным В.И.Жернакова (1975), начиналась с образования светлого берилла с обильными включениями флогопита, слагающего центральную часть кристаллов, и завершалась формированием внешней изумрудной зоны, почти не содержащей включений.

Кристаллы изумруда свободного роста встречаются в полостях миароловых пегматитов и гидротермальных жил. Они обычно имеют правильную призматическую форму, четко заканчивающуюся пинакоидом. Грани кристаллов гладкие, иногда со следами растворения.

Об агрегатном состоянии и термобарических параметрах среды изумрудообразования можно судить по результатам изучения газово-жидких и многофазовых включений в изумруде, проводившегося в России Л.Ш.Базаровым, А.И.Шерстюком, А.Х.Хакимовым, Н.И.Катаевым, Д.Н.Хитаровым, Б.А.Дороговиным, И.И.Куприяновым, А.В.Громовым, а за рубежом Э.Гюбелиным, Г.Грундманом, Г.Грациани, В.Эпплером, А.Козловски, П.Метцем, X.Эстрада Ярамилло и другими исследователями. Полученные данные достаточно хорошо совпадают, свидетельствуя о кристаллизации изумруда из среднетемпературных гидротермальных растворов. Температура гомогенизации в жидкую фазу

Стр. 094

газово-жидких первичных и мнимо-вторичных включений (иногда с углекислотой и твердыми фазами — галогенидами и карбонатами) в изумрудах на грейзеновых месторождениях Урала, Африки, Бразилии и Австрии составляют 240-410°С при начальном содержании жидкой фазы 70-80%, а на гидротермальных месторождениях Колумбии — 180-280°С (Громов и др., 1990). А.Козловски и др. приводят для колумбийских изумрудов более высокую температуру — до 460°С, что вызывает определенные сомнения (Kozlowski, Metz, Estrada Jaramillo, 1988). Давления в процессе изумрудообразования разными авторами субъективно оцениваются в 300-1000 атм. Отметим, что Л.Ш.Базаров (1974) отнес первичные газово-жидкие включения в уральских изумрудах, содержащие труднорастворимые твердые фазы (флогопит, плагиоклаз?, скаполит?, хлорит?), к категории «раствор-расплавных», определив минимальную температуру их полной гомогенизации в 680°С. Этим, по его мнению, доказывается кристаллизация изумруда из десилицированного пегматитового раствор-расплава. С такими представлениями трудно согласиться, т.к. флогопит, плагиоклаз и хлорит на уральских месторождениях явно образовались до кристаллизации изумруда, и эти минералы-«узники», скорее всего, были просто захвачены изумрудообразующим гидротермальным раствором.

Для образования изумруда важны условия, обеспечивающие подвижность хрома в гидротермальных растворах: возможность его извлечения из боковых пород и участия в процессе кристаллизации берилла. Этот вопрос достаточно детально рассматривался для апоультрамафитовых грейзеновых месторождений на примере уральских Изумрудных копей. Изначальным источником хрома на этих месторождениях служили ультрамафиты, содержащие 0,2-0,6 вес.% Сr₂О₃, главным образом в виде рассеянной вкрапленности хромшпинелидов (алюмохромита, хромпикотита). При серпентинизации, отальковании и дальнейшей флогопитизации перидотитов хромшпинелиды частично окисляются, и выделяющийся хром образует изоморфную примесь в силикатах по схеме Mg²⁺ + Si⁴⁺ → Cr³⁺ + Аl³⁺ (Л.В.Бершов). Миграция хрома и его переход в силикатную форму интенсифицируются при изумрудообразовании в условиях снижения температуры гидротермального раствора и его углекислого состава, о чем можно судить по газово-жидким включениям в изумруде. Как отмечал еще А.Г.Бетехтин (1937), хром в качестве изоморфной примеси легко входит в силикаты лишь при сравнительно низких температурах. Известно также, что хром хорошо мигрирует в кислых гидротермальных растворах (Сазонов, 1978). По данным В.И.Жернакова (1976) в изумрудоносных флогопитовых слюдитах реликтовые хромшпинелиды полностью замещены магнетитом, и весь присутствующий хром (в количестве 0,16-0,31 вес.% Сr₂О₃) находится в силикатной форме. В то же время в неизумрудоносных слюдитах 60-75% всего хрома продолжает оставаться в оксидной форме.

В мире на всех обитаемых континентах сейчас известно более ста месторождений изумруда, включая мелкие и отработанные объекты. Интересно, что значительное большинство из них было открыто в середине и второй половине XX века, в том числе такие крупные месторождения как Карнаиба и Санта-Терезинья в Бразилии, Кафубу в Замбии, Сандавана в Зимбабве, Сват Вэлли в Пакистане. Тем не менее доминирующее положение в добыче изумруда по-прежнему занимают уникальные месторождения Колумбии, разработка которых восходит ко временам древних цивилизаций Мезоамерики. Основными в Колумбии сейчас являются месторождения знаменитого «изумрудного треугольника» — Мусо, Кос-Куэс, Пеньяс-Бланкас, а также Чивор, Гачала и Якопи (департаменты Бояка и Кудинамарка). Лучшие колумбийские изумруды служат эталоном качества этого драгоценного камня.

В Южной Америке находятся и другие важные источники изумруда: бразильские месторождения Санта-Терезинья (штат Гояс), Карнаиба (штат Байя), Итабира-Белмонт (штат Минас-Жерайс) и ряд других. Из многочисленных африканских месторождений в первую очередь следует отметить Мику-Кафубу в Замбии (провинция Коппербелт) и Сандавану в Зимбабве. В сравнительно небольших количествах ювелирное сырье добывается в Танзании (Лейк-Мапьяра), Мозамбике (Ни-ама, Мария Треш), ЮАР (Лейдсдорп), на Мадагаскаре (Анкадилалана), в Нигерии (Джое) и Гане (Мампонг).

В Азии за последние годы интенсивно осваивается изумрудоносный район Сват Вэлли в Пакистане (Северо-Западная пограничная провинция). Индийские месторождения в штате Раджастхан, наоборот, почти полностью утратили практическое значение. Определенные перспективы в основном на глубоких горизонтах сохраняют широко известные с середины XIX века месторождения Изумрудных копей Среднего Урала в России (Свердловская область). Не так давно на мировом

Стр. 095

рынке стали появляться изумруды месторождения Панджшер в Афганистане (провинция Каписа). Периодически эксплуатируются небольшие месторождения в Австралии: Мензис и Пуна (штат Западная Австралия), Эмеральд-Майн и Торрингтон (штат Новый Южный Уэльс).

Месторождения изумруда в Северной Америке (США, штат Северная Каролина) и Европе (Хабахталь в Австрии, Эйдсволль в Норвегии, Рила-Планина в Болгарии и другие) не играют заметной роли, поставляя в основном кабошонное сырье и коллекционный материал.

3.2.2. Геолого-генетические типы месторождений

В предлагаемой геолого-генетической классификации месторождений изумруда (табл. 7) учитываются особенности происхождения берилла как такового и состав вмещающих пород, являющихся источником хрома. В соответствии с этим среди эндогенных месторождений выделяются пегматитовый, грейзеновый и гидротермальный генетические классы, а хромсодержащие вмещающие породы отнесены к двум формациям — метаморфизованным ультрамафитам и карбонатно(доломитово)-черносланцевой. Именно эти формации определяют минеральный состав изумрудных месторождений. В районах развития древних кор выветривания определенное практическое значение могут иметь остаточные делювиально-элювиальные россыпи, а также аллювиальные месторождения ближнего сноса.

Пегматитовые месторождения

В отличие от обыкновенного берилла изумруд лишь изредка встречается в гранитных пегматитах, залегающих среди хромсодержащих пород — ультрамафитов, габброидов и доломитов. Мелкие, бледно окрашенные кристаллы изумруда бывают вкраплены в слюдистую кварц-полевошпатовую массу в краевых частях пегматитовых тел. Более крупные и лучшие по качеству изумруды кристаллизуются в миароловых пустотах пегматитов, ассоциируясь с клевеландитом, дымчатым кварцем, турмалином и некоторыми другими минералами. Из-за невысокого содержания и низкого качества изумруда пегматитовые месторождения не имеют сколько-нибудь серьезного практического значения, поставляя в основном коллекционный материал и низкосортное сырье для кабошонирования. Типичные представители таких месторождений известны в США в штате Северная Каролина.

В ряде случаев изумруды встречались в слюдистых биотит-флогопитовых оторочками пегматитов, шириной от нескольких сантиметров до 20-30 см (Крутая балка в Приазовье, Украина; Рила-Планина в Болгарии), Иногда мощность таких оторочек возрастает до нескольких метров, превышая мощность самих пегматитовых тел (Раджгарх в Индии, многие месторождения в Зимбабве и др.). Сколько-нибудь мощные слюдитовые зоны явно образовались позже пегматитовых тел в результате метасоматоза ультрамафитов под воздействием пневматолито-гидротермальных растворов, и такие месторождения изумруда рассматриваются нами как грейзеновые.

США. В конце XIX века в Северной Каролине были найдены первые кристаллы изумруда, и в настоящее время в этом штате известен ряд небольших месторождений и проявлений изумрудной минерализации: Рист и Эллис-Майн близ Гидденита в округе Александер, Тарпер-Майн около Шелби в округе Кливленд, Биг Крабтри Маунтин у Ашвилла в округе Митчелл и Литл-Свитсерленд в округе Спрус-Пайн. Все они почти не содержат изумрудов ювелирного качества и в основном служат источником коллекционного материала.

Район месторождений относится к так называемой Кристаллической провинции Пидмонта — крупной тектонической структуре каледоно-герцинской складчатой зоны Южных Аппалачей. Здесь преимущественно развиты кристаллические сланцы, гнейсы и ортоамфиболиты нижнего палеозоя с архейскими гранито-гнейсовыми куполами, прорванные гранитоидами кембро-силурийского и девонского возраста. В метаморфической толще Пидмонта локализованы крупные поля редкометальных (олово-литиевых) и слюдоносно-керамических пегматитов, в частности, месторождение Спрус-Пайн является одним из главных объектов добычи полевошпатового сырья в США (Шмакин,1987).

Изумруды Северной Каролины принято связывать с гранитными пегматитами (Gallahan, 1985 и др.), однако они, как можно судить по опубликованным данным, довольно разнообразны. Наибольшей известностью пользуется открытое в 1909 году в округе Кливленд близ Шелби месторождение Тарпер-Майн, называемое также «Старая Плантация». По Д.Стеррету (Sterrett, 1976), в этом районе гнейсово-сланцевая толща содержит тела диоритов, габбро, пироксенитов и горнблендитов.

Шурфами и траншеей в гиперстеновых габбро были вскрыты несколько параллельных пегматитовых

Стр. 096

жил с крутыми углами падения, одна из которых оказалась изумрудоносной. Эта жила длиной около 15м при мощности от 30 см до 1 м сложена средне- и крупнозернистым агрегатом первичного альбита, микроклина и кварца с кристаллами черного турмалина и биотита. В жиле обнаружены небольшие миароловые пустоты — «карманы», содержащие друзы микроклина, пластинчатого альбита, дымчатого кварца, шерла, бледно-зеленого берилла и изумруда. Кристаллы изумруда, пригодные для огранки, имели длиннопризматическую уплощенную форму и ярко-зеленую окраску. Во многих кристаллах наблюдаются тонкие трубчатые полости растворения, ориентированные вдоль длинной оси и создающие эффект кошачьего глаза, мелкие и непрозрачные кристаллы изумруда встречались и в пегматоидной кварц-полевошпатовой зоне пегматита. Наличие изумруда в пегматите объясняется высоким содержанием во вмещающих гиперстенитах Сr₂О₃ (до 1,7 вес.%).

Наиболее изумрудоносной в Северной Каролине Дж.Синканкас считал группу небольших миароловых пегматитов, находящихся у старой фермы Уоррена в 1,5 км севернее Гидденита в округе Александер (Рист-Майн).

Стр. 097

На этом месторождении впервые были обнаружены прозрачные изумрудно-зеленые кристаллы благородного сподумена — гидденита, а в 1882 г. из одной полости извлечено 74 кристалла изумруда хорошего качества, в том числе самый большой образец длиной 21,2 см и массой в 255 г (Sinkankas, «Gemstones...», v.I).

Изумрудоносный пегматит другого типа отрабатывался на месторождении Биг Крабтри Маунтин у г. Ашвилл в округе Митчелл. Он представлял собой сравнительно крупную жилу мощностью около 1,5-2 м, залегающую среди биотитовых сланцев и сложенную крупно-зернистым кварцем и альбитом с акцессорным гранатом и красновато-черным турмалином. Изумруд обычно размещался у контакта пегматита со сланцем, ближе к центру жилы он становился бледнее, сменяясь аквамарином и белым или желтым бериллом. Мелкие кристаллы изумруда, тесно сросшиеся с полевым шпатом, отрабатывались совместно под названием «изумрудная матка». На месторождении Литл-Свитсерленд в округе Спрус-Пайн изумруд также находился в приконтактовой части жилы кварцевого пегматита или во вмещающем его актинолиновом сланце.

Таблица 7. (стр. 096-097)

Геолого-генетическая классификации месторождений изумруда

Генетическая группа	Генетический класс	Тип месторождения	Вмещающие породы	Структурно-морфологический тип рудных тел	Тип скоплений изумруда	Главные сопутствующие минералы	Типоморфные особенности изумруда	Промышленное значение	Типичные месторождения
Эндогенная	Пегматиты	Гранитные бериллоносные пегматиты	Ультрамафиты, габброиды, доломиты	Жилы и линзообразные тела	Минерализованные полости (миаролы), вкрапленная минерализация в краевых частях тел	Полевые шпаты, кварц, биотит, шерл, фуксит	Удлиненные слабо-окрашенные кристаллы	Незначительное	Старая плантация (Северная Каролина, США)
	Грейзепы	Апоультрамафитовый грейзен	Тальковые и амфибол-хлоритовые сланцы, серпентиниты	Протяженные свиты ветвяпщхся жил	Вкрапленная минерализация	Хризоберилл, фло­гопит, хлорит, актинолит, тальк, альбит-олигоклаз, кварц, апатит	Призматические, иногда уплощенные кристаллы и их сростки, обычный размер 2-5 см	Очень большое	Изумрудные копи Урала (Россия), Кафубу (Замбия), Сандавана (Зимбабве), Карнаиба и Санта-Терезинья (Бразилия)
		Апокарбонатно-черносланцевый грейзен	Доломиты, углистые сланцы и алевролиты	Жильно-прожилковые зоны и штокверки	Небольшие минерализованные пустоты в жилах и прожилках	Кварц, доломит, анкерит, альбит, флюорит, турмалин, иногда топаз, касситерит, вольфрамит	Призматические кристаллы, обычный размер 1-3 см	Небольшое	Акуде Соссего (Бразилия), Эмеральд-Майн (Австралия), Панджшер (Афганистан)
	Гидротермальный	Телетермальный в ультрамафитах	Тальково-хлоритовые и доломито-тальковые сланцы, серпентиниты	Тот же	Тот же и вкрапленная минерализация	Тальк, доломит, кальцит, кварц, фуксит, турмалин	То же	Большое	Сват (Пакистан)
		Тот же в черных сланцах и карбонатных породах	Углистые сланцы и известняки	Тот же	Минерализованные пустоты в жилах, прожилках и их зальбандах	Доломит, кальцит, альбит, кварц, пирит	Призматические короткостолбчатые кристаллы, обычный размер 2-3 см	Очень большое	Мусо, Кос-Куэс, Чивор (Колумбия)
Экзогенная	Россыпи	Элювиальный (остаточный) и аллювиальный	Щебиисто-глинистые и песчано-гравийныс отложения	---	---	Кристаллы и их обломки в рыхлых отложениях	---	Небольшое	Сандавана (Зимбабве), Санта-Терезинья (Бразилия), Якопи (Колумбия)

Стр. 098

98 Фото. Изумруд. 2,6 см. Гидденит майн, Северная Каролина, США. Образец, Дж.Вутена. Фото В.Вилсона.

Новые данные, полученные после возобновления горных работ в 1969 г. па изумрудных копях Гиддеиита, — побудили Дж. Синканкаса пересмотреть прежнюю точку зрения о пегматитовом происхождении месторождений этого района и считать их гидротермальными образованиями альпийского типа (Sinkankas, «Gem-stones...», v.II). Об этом, по его мнению, свидетельствуют сильное гидротермальное изменение (сапролитизация) вмещающих изумрудоносные жилы биотитовых гнейсов, а также широкое развитие дымчатого горного хрусталя с игольчатыми включениями рутила, аметиста, альбита, псевдоморфоз гётита по ромбоэдрическим карбонатам (анкериту?), монацита, иногда турмалина (Эллис-Майн и др.).

Имеются сведения о находках густо-зеленого изумруда в девонских миароловых пегматитах в районе Топшема в 30 км северо-восточнее г. Портленда (штат Орегон). Пегматитовые тела залегают в метаэффузивах, пелитах и кварцитах ордовикской формации Кашинг и отрабатывались па керамическое сырье, попутно с которым извлекались ювелирные камни — голубой топаз, аквамарин и хризоберилл.

Норвегия. К числу немногочисленных европейских месторождений изумруда относятся гранитные пегматиты Эйдсволла, расположенные на южном побережье оз. Мьёса в 40 км северо-западнее г. Осло. По А.Е. Ферсману (1962), изумруды встречались в пегматитовых жилах, внедренных в битуминозные мергели силура. Все они были замутнены за счет многочисленных газово-жидких включений и обрабатывались только в форме кабошонов. В окраске эйдсволльских изумрудов принимает участие V₂O₃, примесь которого по данным Д. Шварца (1991) достигает 1,29 вес.%. Характерно также низкое содержание магния, железа и натрия.

Грейзеновые месторождения

К этому генетическому классу относятся пневматолито-гидротермальные месторождения изумруда, связанные с гранитоидным магматизмом и располагающиеся в зонах экзоконтакта бериллиевоносных интрузивных массивов. Месторождения, как правило, формировались в несколько стадий: высокотемпературное собственно грейзеновое мипералообразование сменялось средне- и даже низкотемпературным гидротермальным процессом с формированием полевошпатовых, кварц-полевошпатовых и кварцевых жил. В зависимости от состава боковых пород изумрудоносные грейзены разделяются на апоультрамафитовые и апокарбопатпо-черносланцевые, существенно различающиеся по минеральному составу.

Апоультрамафитовые грейзены

Месторождения этого формационного типа распространены наиболее широко и имеют очень большое практическое значение. Грейзенизации обычно подвергаются интенсивно дислоцированные и метаморфизовапные ультрамафиты, превращенные в тальковые или хлоритовые сланцы и серпентиниты с реликтами серпентизированных перидотитов. При этом возникают чаще всего существенно флогопитовые жильные грейзены и реже существенно тальковые метасоматиты. Важную роль в структуре месторождений играют дорудные жилы и дайки пегматитов, аплитов и диоритов, вдоль контакта с которыми обычно локали-

Стр. 099

99 Фото. Изумруд (друза). 7 х 72 см. Изумрудные копи, Урал. ГГМ им. Вернадского. Фото М. Лейбова.

зуются изумрудоносные метасоматиты. Такие алюмо-силикатные породы влияют и па состав минералообразующих растворов, насыщая их алюминием и кремнеземом и способствуя образованию слюд.

Изумрудоносные флогопитовые слюдиты считались А.Е.Ферсманом (1962), К.А.Власовым (1960) и некоторыми другими исследователями десилицированными гранитными пегматитами, с чем трудно согласиться. Критика этих представлений приведена ниже при характеристике Уральских Изумрудных копей. Существует также мнение о гидротсрмально-метаморфогенном происхождении некоторых таких месторождений вне связи с гранитоидным магматизмом (Хабахталь в Австрии и Лейдсдорп в ЮАР, по Г.Грундману и Г.Мортсани, 1989). Отметим, что в большинстве случаев такая связь сомнений не вызывает.

Изумрудоносные апоультрамафитовые грейзены известны во многих странах Европы, Азии, Африки, Южной Америки и в Австралии.

Россия. В 1831-1836 гг. на Среднем Урале в 90 км к северо-востоку от г. Екатеринбурга были открыты первые месторождения изумруда, получившие название Изумрудных копей и вскоре завоевавшие мировую известность. Детальное изучение этих месторождений, начатое еще П.Н.Миклашевским, П.А.Земятченским, А.Е.Ферсманом, В.А.Вознесенским, К.А.Власовым и продолженное затем Б.Е.Митрофановым, А.И.Щерстюком, В.И.Жернаковым, О.Е.Чижиком, А.Ф.Ласковенковым, Б.П.Сухаревым, П.Н.Смирновым, Г.А.Бабенковым, А.И.Рудаковым и многими другими исследователями, позволило хорошо разобраться в условиях образования и изумрудоносности апоультрамафитовых грейзенов.

Изумрудоносный район находится в пределах Мурзинско-Адуйского антиклинория, входящего в состав Восточно-Уральского поднятия в зоне его сочленения с одноименным прогибом. Продуктивной является нижнесилурийская метаморфическая толща, сложенная амфиболитами, амфибол-биотитовыми и диабазовыми порфиритами с линзами углисто-кремнистых сланцев, кварцитов и метаморфизованных (серпентинизированных

Стр. 100

100 Рис. 10. Схема геологического строения района Изумрудных копей. Средний Урал, Россия. По М.С.Рапопорту, 1976 г. и др.

1   апогаббровые метасоматиты нижнего палеозоя;

2   сланцево-амфиболитовая нижнесилурийская толща с телами ультрамафитов и зонами серпентинитового меланжа;

позднепалеозойские гранитоиды:

3   граниты лейкократовые и аляскитовые (малышевские);

граниты адуйские:

4   пегматоидныс,

5   биотитовые среднезернистые,

6   гнейсограниты;

7   плагиограниты и адамеллиты (кайенские); раннекарбоновый интрузивный комплекс:

8   диориты, гранодиориты,

9   граносиениты;

баженовский офиолитовый комплекс (поздний силур — ранний девон):

10 габбро, габбро-амфиболиты,

11 ультрамафиты;

12 главные разрывные нарушения, тектонические контакты;

13 основные месторождения изумруда и александрита: 1) Аульское, 2) Малышевское, 3) Старковское, 4) Первомайское, 5) Крупское, 6) Свердловское, 7) Черемшанское, 8) Островное, 9) Красноболотное.

и оталькованных) ультрамафитов. На западе и юге эта толща контактирует с позднепалеозойскими гранитами крупного Адуйского и Каменского массивов, а на востоке по региональному Сусанскому разлому с офиолитами — габбро и ультрамафитами силурийско-девонского баженовского комплекса.

Продуктивная толща разделена раннекарбоновыми диоритами и граносиенитами на северо-восточную (малышевскую) и западную (сретенскую) части, а ее южная (зарефтинская) часть зажата между Адуйским и Каменским гранитными массивами. К малышевской части этой толщи с северо-востока примыкают аляскитовые граниты, относящиеся к последней фазе становления Адуйского массива (рис. 10). Толща рассечена многочисленными разрывами, рассланцована, содержит дайки кварцевых диоритов и диоритовых порфиритов, местами милонитизирована и преобразована в зоны тектонического меланжа. Залегающие в ней линзовидные и будинообразные тела в разной мере метаморфизованных дунитов и перидотитов размером до 250 х 750 м и в отдельных случаях до 500 х 1500 м обычно рассматриваются как тектонические отторженцы баженовских ультрамафитов. Чаще всего они интенсивно серпентинизированны и в краевых частях преобразованы в тальковые и хлористо-тальковые сланцы (иногда с доломитом).

С позднепалсозойским гранитоидным магматизмом связаны широко распространенные пегматитовые, пневматолито-гидротермальные (грейзеновые) и гидротермальные образования, в размещении которых наблюдается определенная зональность. Так, редкометальные пегматиты с тантал-бериллиевым оруденением расположены в ближней зоне контакта с Адуйским массивом, несколько далее к востоку находится зона развития флогопитовых грейзенов с изумрудом и еще восточнее — бериллоносные плагиоклазовые и кварц-плагиоклазовые жилы. Указанные зоны частично перекрывают друг друга. Первыми, одновременно со становлением

Стр. 101

101 Рис. 11. Схема геологического строения изумрудоносной слюдитовой зоны. Свердловское месторождение, Изумрудные копи, Урал, Россия. Поперечный вертикальный разрез. По данным геологоразведочных работ, 1978 г.

1   аподиабазовые амфиболиты;

2   серпентинитизованные перидотиты;

3   диориты, кварцевые диориты;

4   метасоматиты актинолит-хлорит-тальковые;

5   флогопитовые слюдиты;

6   буровые скважины, орты.

пегматоидных гранитов адуйского комплекса, формировались редкометальные пегматиты, затем слюдитовые грейзены и последними — гидротермальные кварц-плагиоклазовые жилы, возможно связанные с малышевскими аляскитами. Мнение И.И.Куприяновой (Куприянова, Соколов, 1984) о том, что в данном случае гидротермальные жилы являются промежуточными между пегматитами и грейзенами, не согласуется с наблюдаемыми фактами наложения кварц-плагиоклазовой минерализации на слюдитовые тела.

На площади Изумрудных копей сейчас известны шесть главных месторождений изумруда и сопутствующего ему александрита: Малышевскос (Мариинское), Первомайское (Троицкое), Крупское (Люблинское), Свердловское (Сретенское), Черемшанское, Красноболотное и около десяти сравнительно небольших объектов: Аульское, Старковское, Артемовское, Шаг, «Жила № 616», Островное и др. Изумруды всюду связаны с жилами флогопитовых слюдитов, находящихся среди ультрамафитовых линз и контролирующихся сложной системой трещиноватости и рассланцевания ультрамафитов. Такие зоны нередко возникают вдоль контактов с амфиболитами и малыми телами диоритов. Мощность отдельных слюдитовых жил меняется от 0,2 до 4-6 м при длине от 10-20 до 80-100 м и более. Жилы группируются в сложные жильные свиты, состоящие из ветвящихся пересекающихся и кулисообразно залегающих жил. Такие свиты шириной от 20 до 40-60 м протягиваются согласно с залеганием ультрамафитов на сотни метров по простиранию и на глубину (рис. 11).

Слюдитовые жилы имеют сложное внутреннее строение. В центральной части сравнительно мощных жил среди флогопита наблюдаются линзовидные обособления крупнозернистого плагиоклаза, иногда кварца и флюорита. В краевых частях жил флогопит сменяется прерывистой актинолитовой и затем хлоритовой и тальковой оторочкой, мощностью от 0,2 до 1,5 м. У слюдитов, контактирующих с диоритами или амфиболитами, с примыкающей к ним стороны такая оторочка отсутствует.

Изумруд в виде одиночных кристаллов и их сростков («желваков») встречается в основном во флогопите и изредка среди актинолита, талька и плагиоклаза, в последнем случае он окрашен гораздо светлее. Характерны призматические кристаллы размером в среднем 1 х 1,5 х 3-5 см, изредка до 5 х 15-20 см; цвет ярко-зеленый, насыщенный, иногда со слабым голубоватым и желтоватым оттенком. Прозрачны чаще всего внешние зоны кристаллов или мелкие индивиды. Широко распространены включения флогопита, талька, тремолита и актинолита, реже рутила, хромшпинелидов. Еще реже флюорита, турмалина, сульфидов и монацита. Газово-жидкие первичные включения в изумрудах при комнатной температуре обычно содержат до 10% жидкой углекислоты и от 20 до 30% газовой фазы от объема вакуоли. Во вторичных включениях объем газовой фазы

Стр. 102

102 Рис. 12. Детали строения изумрудоносной слюдитовой зоны. Изумрудные копи, Урал, Россия. По О.Е.Чижику, 1977 г.

1   серпентинит;

2   диорит;

3   флогопитовый слюдит;

4   тальковый сланец;

5   плагиоклазит;

6   скопление кристаллов изумруда.

снижается до 5-10%. Температура гомогенизации первичных и мнимовторичных газово-жидких включений, по наиболее полным данным А.И.Шерстюка и В.А.Козлова (1976), варьирует от 200 до 400°С со статистическим максимум 275°С.

Изумруд распределен в слюдитовых жилах весьма неравномерно, образуя гнездообразные скопления чаще всего в местах увеличенной мощности жил вблизи плагиоклазовых ядер (рис. 12). В свою очередь изумрудоносныс гнезда концентрируются в рудные «столбы» размером до 20-50 м в поперечнике и прослеженные на глубину до 80-150 м и более. Такие изумрудоносные структуры охватывают участки слюдитовых жильных свит с наличием сближенных жил с мощными раздувами в местах сопряжения, внутренними телами диоритов и ксенолитов амфиболитов, огибаемых жилами, и контролируются зонами пересечения крутых дорудных разрывов.

Главными минералами слюдитовых жил являются флогопит, тальк, хлорит (прохлорит), актинолит, плагиоклаз (олигоклаз-андезин № 18-40, альбит); второстепенными и акцессорными — флюорит, кварц, биотит, Маргарит, берилл (включая изумруд), апатит, турмалин (шерлдравит), фенакит, хризоберилл, молибденит, хромшпинелиды, магнетит, самородный висмут, ильменит, рутил, сфен и др. Практическое значение в качестве ювелирного камня кроме изумруда имеет хромсодержащий хризоберилл — александрит, встречающийся в основном в хлоритовой зоне. Доминирующий флогопит развивается главным образом по ультрамафитам, образуя мелкочешуйчатую зеленовато- и буровато-серую рассланцованную породу. Изумруд тяготеет к буровато-серым слюдитам, относительно обедненным магнием и обогащенным алюминием и титаном (Жернаков, 1976).

А.И.Шерстюком, Н.И.Катаевым, О.Е.Чижиком и др. установлена многостадийность процесса минерализации изумрудопосных слюдитов. Наиболее полная схема последовательности минералообразования предложена О.Е.Чижиком, по которой вслед за высокотемпературной грейзенизацией (400°С и выше) следовал среднетемпературный гидротермальный процесс. Собственно грейзеновая, пневматолито-гидротермальная стадия выражалась в калиевом метасоматозе ультрамафитов с образованием флогопитовых жил и их актинолито-хлорито-тальковых оторочек. Она сменялась гидротермальной стадией, в начале которой (400-350°С) формировались олигоклаз-андезиновые плагиоклазиты, малощелочныс светлые бериллы, фенакит, хризоберилл, а после некоторого перерыва, фиксируемого по будинажу плагиоклазитов, происходило замещение олигоклаз-андезина более кислым олигоклазом и альбитом с кристаллизацией щелочного (натриевого) берилла (350-200°С). Изумруд относится к поздней генерации щелочного берилла, образуясь несколько раньше и одновременно с фиолетовым флюоритом, апатитом, александритом, маргаритом, фукситом (Чижик, Лекух, 1980).

Стр. 103

Месторождения Изумрудных копей отличаются друг от друга по интенсивности дробления и рассланцевания вмещающих пород, размерам и форме ультрамафитовых тел и залегающих в них слюдитов, степени метаморфизма ультрамафитов, а также по некоторым особенностям минерального состава. Так, на Свердловском (Сретенском) месторождении наблюдается крупная линза серпентинизированных и оталькованных в основном массивных дунитов, перидотитов и оливиновых пироксенитов, на Крупском (Люблинском) ультрамафиты почти нацело превращены в серпентино-тальковые сланцы и перемежаются с амфиболитами (апогаббровыми) и углисто-кремнистыми сланцами, а на Малышевском (Мариинском) постмагматическая минерализация размещается в мощной зоне серпентинового меланжа. В силу этого на Крупском месторождении несколько слюдитовых жил, развитых по прослоям амфиболитов и диоритам, сложены в основном биотитом и почти не содержат изумруда. На Первомайском месторождении и на южном фланге Черемшанского наряду с изумрудоносными слюдитами распространены гранитные пегматиты, а на Малышевском — берилл-кварц-плагиоклазовые и берилл-плагиоклазовые (неизумрудоносные) жилы.

О происхождении изумрудоносных слюдитов высказывались различные мнения. А.Е.Ферсман еще в начале двадцатых годов (Ферсман, 1962), используя десиликационную гипотезу образования корундовых плагиоклазитов Дю-Тойта, считал изумрудоносные слюдиты пегматитами «линии скрещивания», которые возникали в результате взаимодействия гранитного пегматитового расплава с ультраосновными породами. При этом ядра плагиоклазитов, находящиеся внутри слюдитовых жил, рассматривались как конечный продукт десиликации расплава. Эти представления в дальнейшем были развиты К.А.Власовым (Власов, Кутукова, 1960), который подчеркивал, что с ультраосновными породами активно взаимодействовали высокотемпературные пегматитовые расплавы — растворы, обогащенные парами воды, фтором и другими летучими компонентами. В итоге обменных реакций возникали флогопитовая, актинолитовая, хлоритовая и тальковая контактовые зоны, расположенные в порядке снижения температуры минералообразования.

С другой точки зрения, разделяемой Е.Ларсеном (Larsen, 1928), В.Н.Лодочниковым (1935), Д.С.Коржинским (1953) и рядом других исследователей, плагиоклазиты со слюдистыми (биотит-флогопитовыми или маргаритовыми), актинолит-хлоритовыми и тальковыми оторочками являются биметасоматическими образованиями. Метасоматоз осуществлялся гидротермальными растворами, циркулировавшими вдоль контакта ультрамафитов с кремнекислыми породами, чаще всего с жилами и дайками пегматитов, аплитов и диоритов. В.Н.Лодочников считал альбититы, к которым он относил изумрудоносные метасоматиты, продуктом гидротермальной деятельности ульраосновпой магмы.

В настоящее время широкое признание получили представления А.И.Гинзбурга (1959), А.А.Бсуса (I960), А.И.Шерстюка (1970) об изумрудоносных слюдитах, как о грейзенах, связанных с гранитами и локализованных в ультрамафитовых породах. Это обосновывается минеральным составом метасоматитов, сложенных в основном слюдами (главным образом флогопитом) и включающих берилл, флюорит, турмалин и другие минералы грейзенов при отсутствии ниоботанталатов, типичных для адуйских редкометальных пегматитов. Гранитные пегматиты на Изумрудных копях, иногда залегающие вместе со слюдитами в одних и тех же серпентинитах (например, на Первомайском месторождении), практически не имеют флогопитовых оторочек, т.е. не «скрещиваются» с вмещающими породами. К этому можно добавить, что сложная жильная форма слюдитовых тел с разветвлениями и взаимопересечениями никак не характерна для пегматитов.

На Среднем Урале в пределах того же Восточно-Уральского поднятия известен ряд проявлений изумруда слюдитового типа, не имеющих промышленного значения или еще недостаточно изученных. Большинство из них расположено к северу и югу от Изумрудных копей на расстоянии от них до 10-15 км вдоль восточного контакта Адуйского и Каменского массивов. В северном (Адуйском) изумрудоносном поле изучалось Шемейское проявление в тальковых сланцах, а в южном (Каменском) — Грязновские вершины, Каменское, жила № 17-18, приуроченные к ксенолитам оталькованных ультрамафитов в разгнейсованной краевой части гранитного массива. На этих объектах были обнаружены только маломощные жилы слюдитов с низкими содержаниями и плохим качеством изумрудов.

В незначительном количестве изумруды были встречены в районе поселка Нейво-Шайтанки в западном эндоконтакте Мурзинского гранитного массива (Копь Успенского — Глинское проявление), где слюдитовые жилы

Стр. 104

залегают в ксенолитах тальково-тремолитовых и хлорит-актинолитовых сланцев среди гнейсо-гранитов.

Казахстан. В 1967 году в Южном Зауралье при разведке Дражиловского вольфрам-молибденового месторождения были обнаружены тонкие жилы и прожилки изумрудоносных флогопитовых слюдитов, аналогичных среднеуральским (Шерстюк и др., 1972). Они залегали в линзовидных прослоях карбонатно-тальковых пород мощностью от 5-10 до 50 м, входящих в состав сложнодислоцированной амфиболито-кварцито-сланцевой толщи верхнего протерозоя. К кварц-серицитовым и кремнисто-углистым сланцам этой же толщи приурочены жилы кварц-мусковитового грейзена с вольфрамитом, шеелитом, молибденитом, флюоритом и обыкновенным бериллом. Докембрийские породы пересечены дайками диоритов, гранит-порфиров и аплитов, которые, как и грейзены, вероятно связаны с близ расположенным Бисембаевским позднепалеозойским гранитным массивом. Флогопитовые слюдиты обычно имеют оторочку из белого позднего талька и изредка содержат мелкие полупрозрачные изумруды размером до 0,5-1,0 см.

Украина. В том же 1967 году в редкометальных пегматитах Западного Приазовья на месторождении Крутая балка около поселка Осипенко (Бердянский район Запорожской обл.) были обнаружены кристаллы изумруда. Пегматиты расположены в пределах Сорокинской тектонической зоны — грабена Украинского кристаллического щита, сложенного нижнепротерозойской сланцево-гнейсовой толщей с телами гранитов и метаморфизованных ультрамафитов.

Изумруды находились в биотит-флогопитовой оторочке крупной пегматитовой жилы, залегающей в тремолит-актинолитовом сланце. Жила, мощностью от 6 до 8 м, сложена кварц-мусковит-альбитовым пегматоидным агрегатом, сменяющимся к центру зоной сахаровидного альбита с реликтами блокового микроклина и кварцевым ядром. Акцессорная минерализация представлена сподуменом, щелочным зеленовато-желтым и белым бериллом, танталитом, циртолитом, апатитом и другими минералами. Мощность биотит-флогопитовой оторочки составляет от 10 до 30 см и более, вслед за ней во вмещающих сланцах развит щелочной амфибол-холмквистит.

Ярко-зеленые короткопризматические кристаллы изумруда длиной от нескольких миллиметров до (редко) 1,5-2 см вкраплены в слюдите, ассоциируясь с альбитом, кварцем, турмалином (дравитом?) и апатитом. Спектральным анализом подтверждено наличие в изумруде примеси хрома и высокое содержание щелочей — натрия, цезия и лития.

Австрия. В Восточных Альпах в горной долине Хабахталь (район Лекбахшарта, Зальцбург) с середины XVII века (по другим данным с 1797 г.) известно первое в Европе месторождение изумруда. Оно без особого успеха эксплуатировалось в 1860-1875 гг. и 1896-1906 гг. Геологические особенности месторождения в разное время освещали И.Фришкольц (1821). К.Шролль (1879), X.Лейтмаер (1937-1938), X.Майкснер (1974), Г.Мортеани (1977, 1989), Г.Грундманн (1977, 1981, 1984, 1985, 1989), Ф.Коллер (1978), Г.Нидермаер (1988), Д.Шварц (1991) и др.

В районе месторождения Хабахталь обнажены наиболее древние породы Восточных Альп — нижнепалеозойские порфировидные биотитовые и двуслюдистые граниты и гранито-гнейсы Высокого Тауэрна (так называемые «центральные гнейсы»), к которым по тектоническому контакту примыкают рассланцованные амфиболиты, биотит-плагиоклазовые гнейсы и гранато-слюдистые сланцы пеннинской серии Хабах (карбон).

В зоне тектонического контакта развиты апоультрамафитовые карбонатно-тальковые, амфибол-хлоритовые и биотитовые сланцы с останцами серпентинизированных перидотитов. В этой сланцевой толще наблюдаются послойные инъекции гранитов, именуемые рядом авторов «хабахскими мигматитами», а также тела аплитов и пегматитов(?). Д.Шварц (Schwarz, 1991) указывает на альпийский возраст этих магматических образований.

Изумруды встречаются главным образом в биотитовой породе (биотит-флогопитовом слюдите?), тяготеющей к контактам метаморфизованных ультрамафитов с гранато-слюдистыми сланцами, а также с мигматитами и жильными гранитоидами. Реже и худшего качества кристаллы наблюдаются в хлоритовых и тремолито-тальковых сланцах в непосредственной близости от биотитовой породы. Кристаллы изумруда невелики по размеру, лишь иногда достигая в длину 2-2,5 см при ширине 0,5-1,5 см. Форма у них короткостолбчатая призматическая, распространены также уплощенные псевдоромбические кристаллы. Окраска чаще всего пятнистая или зональная от светло- до темно-зеленой при содержании в изумруде Сr₂О₃ до 0,15 вес.%.

Характерно обилие газово-жидких и особенно твердых включений различных минералов, вследствие

Стр. 105

чего выход сырья, пригодного для огранки, очень мал. Г.Грундманн (Grundmann, 1981) отмечал, что во внутренних зонах кристаллов преобладают включения биотита, мусковита, хлорита, тремолита или актинолита, а для внешних зон типичны сульфиды (пирит, пирротин, молибденит, пентландит), иногда наблюдаются магнетит, хромит, апатит, шеелит, рутил, кальцит и другие минералы. В газово-жидких включениях присутствует углекислота, температура их гомогенизации составляет около 300°С.

Изумруды были отмечены и в Киссельпламме (Унтерзульцбахталь) в аналогичной геологической обстановке на продолжении хабахтальской зоны. Кроме того, в районе Лекбахшарта известны многочисленные жилы альпийского типа с горным хрусталем, адуляром, альбитом, кальцитом, рутилом, анатазом, а также разнообразная бериллиевая минерализация (белый и голубой берилл, хризоберилл, фенакит, гадолинит, бериллиевый маргарит, бовенит, бертрандит, миларит) и скопления шеелита. В частности, на одном из участков шеелитового месторождения Миттерсилл в Фельбертале было найдено несколько кристаллов изумруда размером до 1 см. Вместе со светлым бериллом и изумрудом в линзах биотит-хлоритовых пород среди тальковых сланцев встречались прозрачные желтые кристаллы фенакита длиной до 10 см.

В последние годы Г.Грундманн, Г.Мортеани (Grandmann, Morteani, 1989) и Г.Киелинг (Keeling, 1991) высказали мнение о происхождении изумрудной минерализации Хабахталя в ходе позднеальпийского регионального метаморфизма. Источником бериллия с этой точки зрения являлись гранато-слюдистые сланцы или плагиогнейсы, а хрома — контактирующие с ними серпентиниты и тальковые породы. В мусковите из сланцев, по В.Шаффу и У.Хенну (1992), содержится до 65 г/т ВеО.

Болгария. Изумрудная минерализация отмечена в северо-западной части Родоп на Рила-Планине в районе Урдинских озер. Здесь обнажена протерозойская (Рr) метаморфическая толща пород, сложенная слюдистыми и амфибол-биотитовыми гнейсами, амфиболитами и мраморами с небольшими линзовидными телами серпентинизированных ультрамафитов, иногда превращенными в амфиболово-хлоритовые и тальково-хлоритовые сланцы. Метаморфические породы пересечены гранитными пегматитами олигоклазового и микроклин-олигоклазового состава (абсолютный возраст 240 и 130 ±10 млн. лет) и более молодыми микроклиновыми и микроклин-альбитовыми редкометальными пегматитами (50 ±10 млн. лет). Пегматиты, залегающие в метаморфизоваиных ультрамафитах, имеют маломощные (1-10 см) флогопит-актинолит-хлоритовые оторочки. В ультрамафитах встречаются и существенно олигоклазовые тела, окаймленные флогопитом, иногда с краевыми зонами из антофиллита, роговой обманки, актинолита, хлорита и талька. Такие тела, по мнению С.Петрусенко и В.Арнаудова (1980), представляют собой десилицированные редкометальные пегматиты.

Изумруд был обнаружен только в флогопит-олигоклазовых телах в виде хорошо образованных призматических кристаллов длиной чаще всего от 0,4 до 1,5 см. Они содержат до 1 вес.% MgO, 0,9% Na₂O, 0,06% Cs₂O, 0,48% Fe₂O₃,0,04% Cr₂O₃, плотность 2,694 г/см³. Вместе с ним наблюдаются голубовато-зеленые и светло-голубые почти бесцветные бериллы, апатит, маргарит, хризоберилл, ортит, реже фуксит, рутил, висмутин, мелкочешуйчатый мусковит и мелкозернистый кварц. Указанные минералы типичны для месторождений изумруда грейзенового типа, однако на Рилской Планине в составе флогопит-олигоклазовых тел резко доминирует олигоклаз, что обусловило их низкую изумрудоносность.

Индия. В 1946-1951 гг. в шт. Раджастхан был открыт ряд небольших месторождений изумруда, расположенных вдоль хребта Аравали между городами Удайпуром и Аджмером. Выделяются две группы месторождений: северная — Аджмер-Мерварская (месторождения Раджгарх, Бубани и др.) и южная — Меварская (Калигуман, Текхи, Гум-Гурх и др.). Все они размещаются среди кварцито-сланцевой толщи среднепротерозойской системы Дели вблизи ее контакта с доаравалийскими гнейсами и кристаллическими сланцами архея.

Изумрудоносная полоса занимает северо-западную краевую часть крупной Раджастханской пегматитовой провинции с многочисленными мусковитовыми и берилл-мусковитовыми пегматитами. Пегматиты и изумрудную минерализацию принято связывать с эринпурскими (постделийскими) гранитами, возраст которых отвечает среднему-позднему рифею. Выходы эринпурских гранитов наблюдаются вблизи месторождений Раджгарх и Бубани — лучших в Раджастхане.

Раджастханские месторождения в 1956 году были посещены К.А.Власовым, который подчеркнул «исключительное сходство геологических условий залегания и строения изумрудоносных жил этих месторождений с некоторыми участками Изумрудных копей Урала»

Стр. 106

(Власов, Кутукова, 1960). Вмещающими породами изумрудных месторождений служат метаморфизованные ультрамафиты, преобразованные в актинолит-тремолитовые, тальк-актинолитовые и тальковые сланцы с реликтовыми блоками серпентинизированных перидотитов. Вероятно, их следует относить к рифейской серии Аджабгарх, слагающей верха системы Дели. Изумруд встречается в жилах флогопитовых слюдитов с актинолит-тальковыми оторочками, длина которых достигает 100 м при мощности до 6 м. Наряду со слюдитами распространены пегматитовые и кварц-турмалиновые жилы. В центральных частях слюдитовых жил иногда наблюдаются обособления кварца и плагиоклаза размером до 4 х 10 м, содержащие турмалин и обыкновенный берилл.

Одно из наиболее значимых месторождений изумруда — копи Раджгарх — изучалось А.Датта (Datta, 1966). На этой площади горными выработками вскрыты гранатсодержащие слюдистые сланцы системы Дели, а также серпентинизированные перидотиты, частично превращенные в актинолитово- и тальково-тремолитовые сланцы и пегматиты. Пегматитовые тела залегают согласно со сланцеватостью вмещающих пород, обычно имея линзовидную форму длиной от 20 до 60 м при мощности от 2 до 10 м. Они состоят из серого кварца, микроклин-пертита и альбита с второстепенными гранатами, биотитом, шерлом, апатитом и сфеном. Берилл в пегматитах встречается очень редко и имеет серовато-белый цвет. В апогипербазитовых сланцах у контакта с пегматитами развиты, как отмечает А.Датта, «более или менее выдержанные слои перекристаллизованного биотитового сланца» мощностью до 50 см и более. Эта порода почти полностью состоит из крупных агрегатов биотита или флогопита, местами замещенных хлоритом, она иногда обогащена шерлом и содержит неравномерно распределенные скопления кристаллов изумруда.

На месторождении Калигуман в Меваре слюдитовые тела с крутыми углами падения, называемые местными геологами биотитовыми сланцами, имеют мощность 1,5-2,0 м и сгруппированы в протяженные изумрудоносные зоны, отрабатывавшиеся одним карьером. Слюдиты Калигумана заключают обособления актинолита и переходят в биотит-актинолитовые сланцы, содержащие также тремолит и антофиллит.

Кристаллы индийских изумрудов имеют гексагональный призматический габитус, они полупрозрачны или прозрачны, содержат многочисленные трещины и включения. Лучшие камни имеют бархатистый густо-зеленый цвет. Размеры кристаллов, как правило, невелики: 0,5-1,5 см по длинной оси. Кристаллы длиной 3-5 см и более считаются очень крупными. Ограненные камни обычно имеют массу до 1,5-2 карат.

Б.Рой и А.Датта связывают изумрудообразование с внедрением гранитных пегматитов в метаморфизованные ультраосновные породы и появлением высокотемпературных пневматолито-гидротермальных растворов, содержащих бор, фтор, бериллий и другие элементы. Биотит-флогопитовые сланцы (слюдиты) образовались под воздействием этих растворов в результате привноса калия в богатые магнием гипербазиты, а бериллий вместе с хромом ультраосновных пород фиксировался в виде изумруда.

Египет. Египетские месторождения изумруда находятся в районе Нугрус-Сикайт-Забара в нескольких десятках километров к западу от Красного моря приблизительно на широте г. Асуана. Известные здесь заброшенные горные выработки, вероятно, являются легендарными «копями Клеопатры», служившими, начиная с XV века до нашей эры, основным источником изумруда в Древнем Египте и античном мире. В настоящее время месторождения считаются отработанными.

Геологически изумрудоносный район относится к протерозойскому Нубийско-Аравийскому массиву, испытавшему позднерифейскую тектономагматическую активизацию. А.Е.Ферсман (1962) указал на большое сходство в геологическом строении египетских и уральских месторождений. По В.Хьюму (Hume, 1934), в рассматриваемом районе наблюдается пачка кварцево-слюдистых, роговообманковых, биотитовых и тальковых сланцев, смятых в сложные крутые складки и зажатых между массивом позднетатарских (?) гнейсо-гранитов и серпентинитами. Граниты и примыкающие к ним породы секутся жилами аплитов и пегматитов.

Изумрудоносными являются горизонты биотитовых и биотит-амфибол-тальковых сланцев мощностью до 5-10 м. Последующие анализы показали, что темные слюды в продуктивных породах этого месторождения содержат до 24 вес.% MgO и по своему составу близки к флогопиту Уральских Изумрудных копей (Власов, Кутукова, I960). На месторождении Сикайт в зеленосланцевой пачке зафиксировано четыре протяженных изумрудоносных горизонта (свит слюдитовых жил?), длиной по простиранию до 3-4 км и несколько сравнительно коротких (200-300 м), но более мощных тел.

Стр. 107

Кристаллы изумруда в основном небольшие, большинство с трещинами и многочисленными включениями. Цвет их зеленый в светлых тонах, иногда голубовато-зеленый. Сопутствующие минералы, в том числе встречающиеся в виде включений в изумруде, представлены биотитом (флогопитом), кварцем, роговой обманкой (уралитом), реже плагиоклазом (олигоклаз), турмалином (шерлом), гранатом, магнетитом, кальцитом. Газово-жидкие включения часто содержат углекислоту.

Танзания. В 1969 г. появились первые сообщения о находках изумруда и александрита в области Аруша на северо-востоке Танзании. Речь шла о месторождении Лейк Маньяра, расположенном на западном берегу озера Маньяра в 35 км северо-восточнее поселка Мбулу. Геологически эта территория относится к краевой части протерозойского Мозамбикского складчатого пояса в зоне его сочленения с архейским Танганьикским массивом. В районе развиты гранито-гнейсы, кварциты, доломиты и сланцы древней системы Усагара, содержащие тела метаморфизованных основных и ультрамафитовых пород.

По Г.Банку и Э.Гюбелину, изумруд и александрит в сравнительно небольшом количестве добывались из «биотитового сланца на контакте с пегматитами». Они встречались вместе с апатитом, желтым хризобериллом, гранатом (пироп-альмандином), шпинелью, оливином, клинопироксеном, хондродитом, корундом, фенакитом, турмалином, светлым бериллом и другими минералами (Bank, Gubelin, 1976).

Кристаллы изумруда по тональности окраски напоминают камни из месторождения Сандавана (Зимбабве) и Колумбии. Характерны включения слюды, апатита, кварца, а также газово-жидкие включения в форме отрицательных кристаллов и веерообразных залеченных трещин. Показатели преломления изумрудов: N_е =1,576-1,581, N_о = 1,582-1,590. Плотность 2,69-2,75 г/см³.

Г.Банк обнаружил в одном штуфе своеобразную ассоциацию из александрита, изумруда и рубина, заключенных в биотите и полевом шпате. Наличие в составе изумрудоносных слюдитов таких минералов как корунд и шпинель в определенной мере сближает их со слюдистыми корундовыми плагиоклазитами. Примечательно, что на северо-востоке Танзании в горных породах той же усагарской системы известны промышленные месторождения рубина и сапфира Лонгидо и Умба, относящиеся именно к этому геолого-генетическому типу (см. главу «Рубин и сапфир»).

Замбия. В 1931 г. Г.Бакером в провинции Коппер-белт в 50 км юго-западнее г. Китве на р. Мику вблизи ее впадения в р. Кафубу было обнаружено месторождение изумруда, получившее название Мику. Поначалу оно было признано непромышленным как небольшое и содержащее только мелкие и трещиноватые кристаллы изумруда. В пятидесятые годы на этом месторождении и в прилегающем районе начались геологоразведочные работы, которые со временем привели к открытию крупного изумрудоносного поля Кафубу. К семидесятым-восьмидесятым годам Замбия выдвинулась в число ведущих поставщиков изумрудов на мировом рынке.

По данным А.Слива и К.Нгульве (Sliwa, Ngulwe, 1984), в этом районе распространены гнейсы, кварциты и зеленые сланцы нижнерифейской (?) системы Муве, входящей в складчатый пояс Ирумид.

Изумрудоносными являются три горизонта метаморфизованных ультрамафитов, преобразованных в тальковые и тальково-хлорито-амфиболовые сланцы с высоким содержанием (до 5-15%) хром-магнетита. В районе распространены кварц-турмалиновые (шерлово-дравитовые) и редкометальные — тантал-бериллий-литиевые пегматитовые жилы Центрально-Африканской пегматитовой провинции, по Б.М.Шмакину (1987), предположительно связанные с гранитами Читита-Макобо (поздний протерозой).

В бассейне р. Кафубу известен ряд изумрудоносных участков (месторождений), находящихся в пределах трех зон развития ультрамафитовых сланцев субширотного простирания. В северную зону входят участки Мику, Дабвиза и Фиболеле, в центральную — Камаканга, Пирала, Фойя-Фойя и Либвенте, в южную — Нкабашиле и Митондо. Изумруды, по А.Слива и К.Нгульве, связаны с кварц-турмалиновыми жилами, залегающими среди метасоматически измененных магнетит-тальково-хлорито-амфиболовых сланцев, превращенных в биотит-флогопитовую породу мощностью до 3-4 м. Дж.Броун (Brown, 1991) характеризует изумрудоносные тела как «тонкие линзы и прослои биотит-флогопитового сланца среди тальк-хлоритового амфиболита, пересеченного пегматитовыми и кварц-турмалиновыми жилами». Сами кварц-турмалиновые жилы лишь изредка содержат мелкие изумруды плохого качества, а ювелирное сырье извлекается исключительно из биотит-флогопитовой породы. По Г.Банку (Bank, 1974) между продуктивными слюдитами и неизмененными вмещающими сланцами наблюдается

Стр. 108

промежуточная зона, сложенная наряду с флогопитом тремолитом, актинолитом, турмалином и более поздним тальком, замещающим амфиболы. Наиболее качественные изумруды находились в тонкочешуйчатом массивном слюдите. Скопления («карманы») изумрудов тяготеют к местам пологого залегания ундулирующих слюдитовых жил.

А.Слива и К.Нгульва относят кварц-турмалиновые жилы к пегматитам последнего этапа пегматитообразования, связанного с постскладчатыми кибарскими гранитами (средний-верхний рифей). Такой же возраст, очевидно, имеет и изумрудная минерализация. Эти же авторы отмечают отсутствие пространственного контроля изумрудоносности нормальными мусковит-кварц-полевошпатовыми пегматитами. По нашему мнению, следует считать кварц-турмалиновые жилы пневматолито-гидротермальными, возникшими позднее пегматитов вслед за образованием метасоматических флогопитовых пород.

Кристаллы изумруда имеют длину от первых миллиметров до 5-10 см, иногда представляя собой сростки нескольких параллельных индивидов. Встречались кристаллы очень высокого ювелирного качества массой до 20-30 г. Ограненные камни в большинстве случаев весят от 0,25 до 15 карат.

Лучшие замбийские изумруды обладают хорошей прозрачностью и насыщенным ярко-зеленым цветом. Некоторые из них подобно изумрудам из Зимбабве имеют желтоватый оттенок. Известны и синевато-зеленые кристаллы, обогащенные железом, которые рассматриваются К.Шметцером и Г.Банком (Schmetzer, Bank, 1981) как разновидности, переходные к аквамарину. Г.Банк видел кристаллы с резко выраженной поперечной зональной окраской — с бесцветным ядром и ярко-зелеными краями. Содержание Сr₂O₃ в изумрудах по немногочисленным опубликованным анализам сравнительно невелико: от 0,33 вес.% для ярко-зеленых образцов до 0,08 вес.% для бледноокрашенных.

Для замбийских изумрудов, по Г.Банку (1974), Д.Конвула (1982-1984), Г.Грациани и Э.Гюбелину (1983), Дж.Броуну (1991) и др., типичны включения флогопита (биотита), турмалина, магнетита, апатита, реже встречаются гематит, Маргарит, хризоберилл, рутил, кварц, гранат, кальцит (доломит?). Г.Банк (1980) зафиксировал у некоторых изумрудов очень высокие показатели преломления, достигающие 1,592 (N_e) и 1,602 (N_о). Плотность варьирует от 2,71 до 2,77 г/см³.

Происхождение замбийских месторождений изумруда однозначно рассматривается Г.Банком, А.Слива, К.Нгульве и другими исследователями как пневматолито-гидротермальное. Кристаллизация изумруда (по Г.Банку, также и флогопита), турмалина и кварца осуществлялась после формирования кварц-полевошпатовых гранитных пегматитов из «остаточных» газово-жидких растворов. Источником хрома служили боковые породы: метаморфизованные ультрамафиты с высоким содержанием хром-магнетита.

Зимбабве. В 1956-1960 гг. и в последующие годы на юго-востоке страны были выявлены месторождения изумруда, быстро ставшие важным источником этого камня. Они находятся в метаморфизованных ультрамафитах, входящих в состав зеленокаменных поясов архейского Родезийского массива, и совмещаются с полями редкометальных бериллий-цезий-литиевых пегматитов Зимбабве-Мозамбикской провинции. Родезийский массив в основном сложен разгнейсованными древними гранитоидами среднего и кислого ряда; редкометальные пегматиты по абсолютному возрасту принято связывать с верхнеархейскими кислыми гранитами (Шмакин, 1987). Изумрудная минерализация скорее всего относится к наиболее поздним лейкократовым гранитам и адамеллитам постшамвайского комплекса, возраст которых по радиометрическим данным составляет 2650 ±50 млн. лет.

По Г.Банку (1964), С.Андерсону (1976-1978), Н.Метсону и А.Тейлору (1977), Ф.Бёмке (1982), Г.Каниса и К.Арпсу (1991), месторождения изумруда находятся в районах Белингве (Сандавана, Мачингве), Филабуси (Мустард, Пеппер, Родезия Джем, Сидком), Форта Виктория (Новелло, Твин-Стар, Мейфилд-Фарм, Рендерс) и Бикита (Чикванда). Наиболее крупным является месторождение Сандавана, отрабатываемое рудниками Зевс, Юнона, Эрос, Вакх и Церера.

Вмещающими породами изумрудных месторождений служат чаще всего тремолитовые, тальково-хлоритовые и тальково-карбонатные сланцы верхнеархейской Булавайской системы (Сандавана, Мустард, Пеппер и др.) и серпентиниты следующей за ней в стратиграфическом разрезе Шамвайской системы (Новелло, Чикванда и др.). Они смяты в изоклинальные и диапировые складки (последние зафиксированы на руднике Зевс) и на участках развития поперечных разрывов зеленокаменных поясов содержат многочисленные аплитовые, пегматитовые, кварц-полевошпатовые и кварцевые жилы.

Стр. 109

109 Рис. 13. Схема геологического строения месторождения изумруда Новелло Клайме, Зимбабве. По Г.Мартину (Bank, 1964).

1   серпентиниты;

2   граниты;

3   кварцево-жильные поля;

4   пегматитовые поля;

5   тектонические нарушения;

6   места скопления изумрудов, изумрудоносные участки.

Г.Банк (Bank, 1964), Н.Метсон, А.Тейлор (Metson, Taylor, 1977) и С.Андерсон (Anderson, 1978) отмечают, что изумруды вкраплены во флогопитовые и флогопит-хлоритовые породы, представляющие собой метасоматически измененные амфиболово-хлоритовые и тальковые сланцы или серпентиниты. Иными словами изумрудная минерализация, очевидно, связана с жилами флогопитовых слюдитов и их актинолит-хлорит-тальковыми оторочками. Все авторы подчеркивают пространственную связь изумрудов с бериллоносными пегматитами. Г.Банк при этом указывает; что в отличие от обыкновенного светлого берилла изумруды встречаются в краевых частях и на небольшом удалении от пегматитов только небольшого размера и неправильной формы, окруженных интенсивно измененными боковыми породами. Под пегматитами в таких случаях, вероятно, понимались кварц-плагиоклазовые «ядра» слюдитов. По Ф.Бёмке (Böhmke, 1982), на месторождении Сандавана наиболее качественные изумруды наблюдались в измененных тальково-тремолитовых сланцах в 15-50 см от заключенных в них обособлений натриевого полевого шпата.

Геологическую обстановку изумрудообразования и взаимоотношение пегматитов с участками изумрудной минерализации можно проиллюстрировать па примере месторождения Новелло-Клаймс в районе Форта Виктория (рис. 13). По наблюдениям Г.Мартина (Bank, 19б4), на этом месторождении узкий блок серпентинитов Шамвайской системы (верхний архей) окружен более молодыми гранитами, расчленен поперечными разрывами и включает поля кварцевых жил, пегматитов и узкие зоны развития флогопитовых и тальково-хлоритовых метасоматических пород, контролирующиеся продольными тектоническими нарушениями. Скопления изумруда приурочены к флогопитовым слюдитам и могут находиться как рядом с пегматитами, так и на значительном удалении от пегматитовых полей.

На месторождениях Мустард и Пеппер в районе Филабуси изумруды чаще всего встречались в сильно измененных флогопито-хлоритовых породах, пересеченных кварц-турмалиновыми прожилками и примыкавших к телам редкометальных пегматитов с бериллом, сподуменом, лепидолитом и тантало-ниобатами. На месторождении Чикванда у Бикито изумрудная минерализация также наблюдалась во флогопит-хлоритовых породах вблизи пегматитов.

Кристаллы изумруда на зимбабвийских месторождениях имеют сравнительно небольшие размеры, в среднем от 3 до 12 мм, редко до 30 мм и более в длину (обычная масса в ограненном виде 0,15-1,0 карат). Из всего добываемого на месторождении Сандавана изумрудного сырья около 10-15% пригодно для обогащения и огранки. У кристаллов может наблюдаться четкий дихроизм: от голубовато-зеленого по N_e до желто-зеленого по N_o, благодаря чему при произвольной огранке может появиться желтый оттенок в окраске. На месторождении Сандавана встречаются густо-зеленые изум­руды очень высокого качества. Для изумрудов из района Филабуси (Мустард и др.) характерны светлые голубовато-зеленые камни, которые часто именуются «драгоценным зеленым бериллом» или «бледным зеленым изумрудом». Содержание Сr₂О₃ в интенсивно окрашенных изумрудах составляет от 0,59 до 0,26 вес.% в бледно-зеленых — 0,05-0,08 вес.%. V₂O₃ не обнаруживается или содержится в количестве не более 0,02 вес.% (Мустард). Плотность варьирует от 2,72 г/см³ (Мейфилд-Фарм) до 2,77 г/см³ (Сандавана).

Стр. 110

Наиболее распространенными твердыми включениями в изумрудах, особенно из района Форта Виктория, являются чешуйки биотит-флогопитовой слюды размером около 0,2 мм, ориентированные параллельно граням призмы. Для изумруда Сандаваны и других месторождений в районах Белингве и Филабуси типичны включения игольчатого тремолита и актинолита, иногда хлорита и талька. Кроме того, отмечались включения ильменорутила, плагиоклаза, турмалина, гематита, граната, серицита (Anderson, 1978). Газово-жидкие включения — каплевидные, трубчатые, в виде отрицательных кристаллов и залеченных трещин — изучены слабо. По данным Ф.Бёмке температура кристаллизации изумруда варьирует от 300 до 500°С.

Н.Метсон и А.Тейлор (1977) предполагают, что месторождения изумруда имеют гидротермальное постпегматитовое происхождение и формировались в ультрамафитовых породах в стадии затухающей магматической активности одновременно с очень мелкими пегматитовыми и кварцевыми жилами (кварц-плагиоклазовыми ядрами слюдитов?).

Мозамбик. В этой стране более или менее регулярно добывается небольшое количество изумруда из нескольких месторождений, находящихся в пределах крупного редкометально-слюдоносного пегматитового района Алту-Лигонья (округ Замбезия). Здесь среди докембрийских пород системы Мозамбик, слагающих южное окончание Мозамбикского складчатого пояса, известны изумрудные рудники Мария Треш, Ниаме, Маррупино, Макосса. Геологические сведения об этих месторождениях крайне скудны и об их принадлежности к апоультрамафитовым грейзенам можно судить по наличию в кристаллах изумруда характерных включений флогопита. По устному сообщению Ю.А.Орлова, на месторождении Ниаме отрабатывалась свита слюдитовых жил и остаточная элювиальная россыпь в коре выветривания.

Мадагаскар. В начале восьмидесятых годов в юго-восточной части острова в районе Манакара-Манандзори (провинция Фианаранцуа) были обнаружены небольшие месторождения изумруда. Они залегают в зеленосланцевых породах группы Маха (амфиболититы, кварц-серицитовые, хлоритовые и тальковые сланцы), венчающие разрез позднеархейской системы Вохибори. В районе распространены мигматиты и граниты верхнего рифея, с которыми связаны микроклиновые берилл-мусковитовые пегматиты.

На руднике Анкадилалана вблизи пос. Кианьявато изумруд добывался из биотитовой (флогопитовой?) породы, содержащей небольшие обособления кварца и плагиоклаза (до 10-20 объемных %), а также акцессорные апатит, роговую обманку, циркон, турмалин, монацит. Кристаллы изумруда обычно имеют короткопризматический габитус и отчетливый синеватый («аквамариновый») оттенок в окраске, что сближает их с замбийскими камнями. Мадагаскарские изумруды содержат включения биотита (флогопита), ванадиевой слюдки (роскоэлита), апатита, гематита, ильменита, кварца и многочисленные трубчатые, перистые и изометричные газово-жидкие включения иногда в форме отрицательных кристаллов.

Южно-Африканская Республика. В 1927 г. на северо-востоке Трансвааля в северных отрогах Драконовых гор неподалеку от г. Лейдсдорпа было открыто месторождение изумруда Сомерсет. В дальнейшем в этом районе в бассейне рек Селати и Летаба (притоки р. Удифанте) нашли еще ряд небольших месторождений — Гравелот, Нью-Чивер, Кобра и др., большинство из которых сейчас заброшено. Небольшое количество изумрудов невысокого качества, пригодных в основном только для изготовления кабошонов, периодически поступало на мировой рынок из рудников Лейдсдорп и Кобра.

В геологическом строении этого изумрудоносного района доминируют древние гранитогнейсы и порфировидные граниты архейского Трансваальского массива. Среди них местами обнажены сильно дислоцированные слюдистые кварциты, песчаники, амфиболиты и апоультрамафитовые тремолит-тальк-хлоритовые сланцы, которые обычно рассматриваются как останцы сравнительно слабо метаморфизованных (в зеленосланцевой фации) пород нижнеархейской системы Свазиленд. В районе известны поля берилл-мусковитовых пегматитов, залегающих в основном в гранитах.

Скопления изумрудов, как указывают О.  Ван Иеден, Л.Кент и др. (1939), локализованы в биотитовых, биотито-актинолито-хлоритовых и биотито-тальковых сланцах.

Проведенный позднее химический анализ биотита из месторождения Сомерсет показал его полное соответствие флогопиту с содержанием MgO около 23 вес.% (Власов, Кутукова, 1960). Из приведенной в работе О. Ван Иедена и др. детальной зарисовки изумрудоносного тела видно, что так называемый «биотитовый сланец, контактирующий с пегматитами» представляет собой

Стр. 111

111 Рис. 14. Детали строения изумрудоносной слюдитовой жилы. Месторождение Сомерсет, ЮАР. По Власову и Кутуковой, 1960 г.

1   кварц;

2   плагиоклазит;

3   светлый берилл;

4   места скопления изумруда;

5   турмалин;

6   флогопитовый слюдит;

7   актинолитовая оторочка.

типичную метасоматическую слюдитовую жилу с актинолитовой оторочкой и внутрижильными кварцевыми и полевошпатовыми обособлениями (рис. 14). Совместно с изумрудами в слюдитах встречаются светлые бериллы, молибденит, апатит, турмалин, хризоберилл, халькозин, пирит, халькопирит и другие минералы.

Трансваальские кристаллы изумруда имеют правильную призматическую, иногда уплощенную форму, длина их обычно не превышает 3-5 см. Они интенсивно растресканны, часто разорваны и сцементированы поздним кварцем. Как исключение, в 1956 г. на месторождении Сомерет был добыт уникальный изумруд размером 14 х 35 см, из которого было получено около 24 тыс. карат сырья, пригодного для огранки. Окраска изумрудов варьирует от светло- и яблочно-зеленой до насыщенной густо-зеленой. Характерны включения биотита (флогопита) и сульфидов, а также газово-жидкие включения с галитом.

Другие африканские страны. Имеются отрывочные сведения о находках голубовато-зеленых зональных кристаллов изумруда в Нигерии на плато Джос и густо-зеленого изумруда в Гане из Мампонга (область Ашанти). Генезис этих месторождений пока не ясен. У.Хенн и Г.Банк (1991 г.) определили в некоторых нигерийских изумрудах высокое содержание железа (FеО до 0,91 вес.%), влияющее на голубой оттенок окраски. Они же обнаружили в этих изумрудах газово-жидкие включения с твердой фазой (галитом?), подобные встреченным на месторождении Сомерсет в ЮАР.

Бразилия. В этой стране выделяются четыре главных изумрудоносных района, связанные с древними зеленокаменными поясами Восточно-Бразильского щита и срединного массива Гояс и представленные в основном грейзеновыми месторождениями в метаморфизованных ультрамафитах. Два района находятся в штате Баия: на его севере вблизи г. Сеньор-ду-Бонфим и пос. Кампо Формоза (месторождения Карнаиба, Сокото) и на юге у городов Брумаду и Витория-да-Конкиста (Акуде Соссего, Фазенда-до-Помбо), третий — в штате Минас-Жерайс восточнее г. Белу-Оризонти (Итабира-Белмонт, Капоэйрана и др.) и четвертый — в центральной части штата Гояс (Санта-Терезинья, Парангату Пела-Эма, Мара-Роза, Пиренополис). Известны также месторождения изумруда в штате Сеара (Фазенда-Боа-Эсперанса) и в других местах.

Бразильские изумруды в большом количестве начали поступать на мировой рынок в середине 60-х годов после открытия в 1957 году в штате Баия юго-западнее г. Сеньор-ду-Бонфим крупного месторождения Карнаиба. В этом районе среднепротерозойская толща кварцитов свиты Риу-ду-Ору, филлитов и кварц-хлоритовых сланцев свиты Крус-дас-Алмас прорвана рифейскими(?) мусковит-биотитовыми гранитами, вдоль контакта с которыми катаклазирована и мигматизирована. В толще, огибая гранитный массив, наблюдается несколько пластообразных выходов серпентинитов и

Стр. 112

апосерпентинитовых хлорито-тальковых сланцев длиной до 10-15 км при мощности 150-200 м. Изумрудная минерализация локализована в апосерпентинитовых метасоматитах, залегающих вблизи гранитов в мигматизированных породах, а также непосредственно в гранитах в виде крупного блока-ксенолита площадью 1200 х 700 кв. м. (рис. 15). В ультрамафитах и реже кварцитах встречаются олигоклазовые берилл-мусковитовые пегматиты и высокотемпературные кварцевые жилы с бериллом, апатитом, турмалином, молибденитом, шеелитом, пиритом, халькопиритом, пирротином. Вблизи таких жил в тектонически ослабленных зонах ультрамафитов развиты метасоматические биотит-флогопитовые и флогопит-тальковые породы, содержащие изумруд и александрит (Eidt, Schwarz, 1988).

112 Рис. 15. Схема геологического строения центральной части месторождения изумруда Кариапба. Баия, Бразилия.

По материалам горно-геологологической службы DNPM, 1981 г.

1   четвертичные отложения; докембрий:

2   кварциты,

3   рассланцованные серпентиниты,

4   мигматиты разгнейсованные и катаклазированные;

5   граниты Карнаибского плутона;

6   разрывные нарушения;

7   участки горных работ: 1) Боде, Лагарта и Гавиаво, 2) Формига, 3) Браула, 4) Марота, 5) Тречо Бико и Кабра.

Кристаллы изумруда, вкрапленные в слюдиты, обычно имеют длину до 2-3 см; самые крупные достигали величины 4,5 х 12 см, но из-за обилия дефектов не имели ювелирной ценности. По Д.Шварцу, чаще всего в изумруды включены биотит, флогопит, мусковит, хлорит, значительно реже турмалин, альбит, молибденит, гетит и лепидокрокит, тремолит, актинолит, кварц и пирит. Широко распространены мелкие двух- и трехфазовые газово-жидкие включения. Содержание Cr₂О₃ в густоокрашенных изумрудах составляет 0,73 вес.%, V₂O₃ — до 0,08 вес.%, плотность 2,70-2,72 г/см³. Качество изумрудного сырья, особенно в первые годы эксплуатации месторождения, было в среднем невысоким. В дальнейшем благодаря концентрации работ на лучших участках заметно возросла доля сырья, пригодного для огранки, и на некоторых рудниках (например, Формиго-Тречо-Велхо) добывались свободные от включений прозрачные и интенсивно окрашенные изумруды, сопоставимые с лучшими колумбийскими камнями.

В 40 км к северо-востоку от Карнаибы находится месторождение изумруда Сокото, похожее по геологическому строению. Изумрудная минерализация на нем обнаружена в блоке метаморфизованных ультрамафитов и вулканитов длиной 3,5 км и шириной в плане около 500 м, заключенном в адамелитовых гранитах поздне-протерозойского массива Кампо-Формозо. В слагающих блок доломитизированных серпентинитах, талькитах и амфиболитах распространены пегматитовые жилы и метасоматические зоны биотит-флогопитовых пород со светло-зеленым бериллом и изумрудом, вместе с которыми встречаются шеелит, молибденит, фенакит, хромит, турмалин. По своим физическим свойствам, химическому составу и включениям изумруды из Сокото очень похожи на карнаибские. Их типоморфными признаками служат включения карбонатов (кальцит, доломит, брейнерит), тонкие трубчатые каналы и тонкополосчатая зональная окраска (Schwarz, Eidt, 1990).

Стр. 113

113 Рис. 16. Схема геологического строения района месторождения изумруда Санта-Терезинья. Гояс, Бразилия.

По Р.Са, 1983 г.

протерозой:

1   тальковые, доломито-тальковые и биотитовыс сланцы,

2   магнетит-серицитовые сланцы,

3   серицитовые кварциты,

4   кварц-серицит-хлоритовые сланцы,

5   эпидот-мусковит-биотитовые граниты Сан-Жозе-ду-Алегре,

6   гранито-гнейсы;

архей:

7   амфиболовые гнейсы и амфиболиты;

8   разрывные нарушения и тектонические контакты;

9   участки добычи изумруда.

113 Рис. 17. Геологический разрез изумрудоноснои зоны. Месторождение Санта-Терезинья, участок Гаримпо-де-Кима, Бразилия. По Ж.Касседане и Д.Зауэру, 1984 г.

1   гематитсшые сланцы, розовые и красные;

2   изумрудоносный тальковый сланец;

3   полевошпатовый сланец с кварцевыми прожилками;

4   каолинизированный пегматит;

5   контуры горных выработок (траншея, шурф).

Крупнейшим бразильским источником изумруда является месторождение Санта-Терезинья, открытое в штате Гояс в 1981 г. в 275 км севернее г. Гояния. В этой части срединного массива Гояс на поверхность выведена пачка зеленокаменных протерозойских (Рr) пород, зажатая между архейскими амфиболитами и поздне-протерозойскими гранито-гнейсами и мусковито-биотитовыми гранитами Сан-Жозе-ду-Алегре. Зеленокаменные породы представлены доминирующими кварц-мусковито-хлоритовыми сланцами и мусковитовыми кварцитами с мощным маркирующим горизонтом магнетито-мусковитовых сланцев и прослоями метаморфизованных ультрамафитов, превращенных главным образом в хлорито-тальковые и тальково-карбонатные сланцы (рис. 16). В сланцах и гранито-гнейсах встречаются пегматитовые жилы.

Ж.Касседани и Д.Зауер (Cassedanne, Sauer, 1984) отмечают, что изумрудная минерализация развита в тальковых сланцах, чередующихся с гематитовыми сланцами и кварцитами, смятыми в крупные изоклинальные складки (рис. 17). Богатые и протяженные изумрудоносные зоны мощностью в несколько метров прослежены

Стр. 114

114 Фото. Изумруд (фрагмент). Образец 150 кг. Поле зрения 24 х 24 см. Карнаиба, Байя, Бразилия. Фирма «ABC Gems Inc». Фото М.Лейбова.

на глубину до 100 м. Изумруды добываются на нескольких участках, в том числе на верхних — Гаримпо-де-Кима и Тречо-Велхо, где наблюдаются две протяженные и ряд прерывистых коротких зон, и нижнем — Гаримпо-де-Байксо (Тречо-Ново), где отрабатывается одна крупная минерализованная зона. Наиболее обогащена изумрудами область переклинального замыкания складчатой структуры, в которой размещается большинство пегматитовых тел. Пегматиты состоят из блокового, частично серицитизированного и каолинизированного полевого шпата с подчиненным количеством кварца и редким светло-зеленым и голубоватым бериллом, не пригодным в ювелирных целях. Они имеют жило- и линзообразную форму при мощности до 1-2 м. У контакта с пегматитами в изумрудоносгюм тальковом сланце местами встречаются локальные обособления темно-серой слюды (биотит-флогопита).

На верхнем участке большое количество изумрудов было извлечено из глинистых элювиальных отложений древней коры выветривания, содержащей угловатые обломки молочно-белого кварца, талькового сланца, кварцита, обособления оксидов и гидрооксидов железа и марганца. Изумруды в коре выветривания окружены плотной лимонитовой «рубашкой».

Коренные изумрудоносные породы представлены прослоями коричневато-серого талькового сланца, пятнисто окрашенного оксидами железа в основном за счет окисления включений пирита. В изумрудоносных тальковых сланцах и вмещающих их породах обычны маломощные кварцевые жилы, прожилки и «карманы».

Биотит-флогопитовые метасоматиты, по данным Ж.Касседани и Д.Зауэра, распространены ограниченно, что отличает Санта-Терезинью от остальных месторождений изумруда в штате Гояс и вообще от подавляющего большинства бразильских месторождений. Тем не менее, цитируемые авторы отнесли Санта-Терезинью к слюдисто-олигоклаз-берилловому типу, т.е. к грейзеновым слюдитовым месторождениям. Со своей стороны, Г.Гуилиани, классифицируя бразильские месторождения изумруда, включил Санта-Терезинью в группу «месторождений, не связанных с пегматитами и залегающих в зонах пластичных деформаций» (Guiliany, 1990).

Кристаллы изумруда на месторождении Санта-Терезинья невелики по размерам, редко превышая 1 см в длину, ограненные камни хорошего качества обычно имеют массу до 1 карата. По своим свойствам и минералам включений они, как это отметил Д.Шварц (Schwarz, 1990), весьма своеобразны, отличаясь высокими содержаниями примесей хрома, железа, магния и натрия (Сr₂О₃ до 1,54 вес.%, в среднем 0,54%; FeO до 1,82 вес.%, в среднем 1,15%; MgO до 3,36 вес.%, в среднем 2,84%; Na₂O до 2,18 вес.%, в среднем 1,77%). Плотность, по Г.Банку,

Стр. 115

115 Рис. 18. Схема геологического строения изумрудоносного района Итабира (Белмоит) — Капоэйрана (Ново-Эра). Минас-Жерайс, Бразилия. По Ж.Соуза, 1988 г.

1   изумрудоносные биотит-флогопитовые и актинолит-хлорит-тальковые метасоматиты;

2   кварц-серицит-шгагиоклаз-хлоритовые сланцы;

3   кварц-шгагиоклаз-биотитовые амфиболиты (метагнейсы);

4   мусковит-биотитовыс кварциты;

5   ленточные гранитогнейсы;

6   гранитогнейсы;

7   тектонические контакты.

достигает 2,87 г/см³, наблюдается плеохроизм от темно- и голубовато-зеленого цвета до бледно-желтовато-зеленого. Наиболее характерными включениями, по определению X.Ханни и К.Керецу, Ж.Касседани, А.Борелли, Т.Мията и др., являются также тальк, магно-магнетит (магнезиоферрит), хромшпинелиды, слюда (биотит?). В перечисленных минеральных ассоциациях, прото- или сингенетичных изумруду, обращает на себя внимание сугубо подчиненная роль железо-магнезиальных слюд (биотита и флогопита) — типоморфных для месторождений грейзенового апоультрамафитового типа.

В той же части штата Гояс находится месторождение Порангату (по названию ближайшего города), а также небольшие объекты — Пела-Эма (Минасу), Мара-Роза и Пиренополис. Месторождение Порангату контролируется тем же региональным разломом, что и Санта-Терезинья, в зоне которого амфиболовые и тальково-хлоритовые сланцы прорваны верхнепротерозойскими гранитами и пегматитами. Высокомагнезиальные сланцы рассматриваются некоторыми авторами как метаморфизованные архейские коматииты.

По Дж. Гомесу Ду Граво Баррос и А. Рао (Gomes Do Gravo Barros, Rao, 1984) берилловая, и в том числе изумрудная, минерализация наблюдается в зонах метасоматоза среди метаморфизованных ультрамафитов на участках развития трещиноватости, пегматитовых, кварцевых и кварц-олигоклазовыхжил. На месторождении выявлено пять слюдитовых (биотит-флогопитовых) жильных зон, главная из которых прослежена почти на 1 км (Cassedanne, 1986). Темно-зеленые изумруды в виде небольших кристаллов длиной до 0,5-1,0 см включены в слюдиты, для пегматитов характерны бесцветные бериллы, а для кварц-олигоклазовых и кварцевых жил — бледно-зеленые и голубоватые.

Небольшие месторождения Пела-Эма (Минасу) и Пиренополис, находящиеся в районе Порангату, относятся к тому же слюдитовому типу. Ж.Касседани указывает, что тела изумрудоносных биотитовых слюдитов на месторождении Пела-Эма содержат много пирита.

Весьма перспективный изумрудоносный район находится в штате Минас-Жерайс в 90 км восточнее г. Белу-Оризонти вблизи г. Итабира. С 1978 г. в 13 км к юго-востоку от этого города работает рудник Белмонт (иногда именуемый месторождением Итабира), а с 1988 г. в 10 км от него далее па юго-восток — рудник Капоэйрана (Нова-Эра). Эти месторождения быстро заняли ведущее место в стране по добыче изумруда.

В районе Итабира — Нова-Эра среди докембрийских лейкократовых гранито-гнейсов и мигматитов размещается тектонический блок кварц-слюдисто-хлоритовых сланцев, кварцитов и амфиболитов, смятых в сложные складки (рис. 18). Вблизи контактов сланцев с гнейсами сосредоточены мелкие пегматитовые тела, содержащие обыкновенный берилл, иногда аквамарин и тантало-ниобаты. Месторождения изумруда также размещаются в зоне контакта в западной и восточной

Стр. 116

частях блока, где в зеленокаменной толще присутствуют апоультрамафитовые биотит-флогопитовыс и актинолито(тремолито)-талько-хлоритовые породы.

На руднике Белмонт, по данным Ж.Соуза (Souza, 1990), отрабатывалась изумрудоносная зона в кварц-слюдистых сланцах, вытянутая вдоль контакта с мигматитами (ленточными гнейсами) и сложенная биотит-флогопитовыми слюдитами мощностью около 2 м. В слюдитах встречаются кварц-полевошпатовые. Обособления, считающиеся Ж.Соуза пегматитами и являющиеся, по нашему мнению, кварцевыми плагиоклазитами. Со стороны лежачего бока слюдиты сопровождаются конкордантной кварцевой жилой, за которой следует аргиллизированная амфиболовая порода. Среднее содержание изумруда в слюдитах одно из самых высоких в Бразилии.

Среди твердых включений в кристаллах изумруда доминируют биотит и флогопит, реже наблюдаются кварц, тремолит, доломит, андезин и апатит. Характерны тонкие игольчатые каналы, параллельные длинной оси кристалла, иногда создающие структуру «дождя» и шелковистый блеск. Плотность изумруда — 2,72-2,74 г/см³. Термометрическое изучение газово-жидких включений позволило X.Ханни и Д.Шварцу определить минимальную температуру кристаллизации изумруда — 380°С и давление 1400 атм. (Hanni, Schwarz, Fischer, 1987).

На аналогичном по геологическому строению месторождении Капоэйрана (Нова-Эра) изумруды также вкраплены в биотит-флогопитовую породу?; по своим свойствам, составу включений и наличию полых игольчатых каналов они практически не отличаются от изумрудов Белмоыта. На месторождении встречались кристаллы изумруда длиной до 10 см, окраска преимущественно светлая и средней интенсивности, мелкие камни (массой в огранке до трех карат) бывают темно-зелеными (Epstein, 1989).

Несколько небольших месторождений изумруда известны в южной части штата Баия в районе г. Витория-да-Конкиста (Фазенда-до-Помбо и др.). По данным Ж.Касседани (Cassedanne, 1977), они залегают в сланцево-гнейсовой толще среднепротерозойской серии Мйнас, содержащей тела ультрамафитов, гранитов и пегматитов. Изумруды находятся в «тонких волнистых слюдитовых прослоях» (слюдитовых жилах?) вблизи пегматитов и ассоциируются с кварцем, плагиоклазом и турмалином (шерлом).

Д.Шварцем и X.Ханпи (Schwarz, Hanni, 1988) охарактеризовано месторождение Фазенда-Боа-Эсперанса близ п. Тауа в штате Сеара с невысоким качеством изумруда. Среди смятых в складки биотитовых гнейсов, кристаллических сланцев и лептитов встречаются линзовидные и неправильные по форме тела метаультрамафитовых тальковых и тремолитовых сланцев. В этой толще присутствуют многочисленные кварц-альбитовые жилы, изредка содержащие мусковит, биотит, берилл, турмалин, апатит, ниобо-танталаты, молибденит и самородный висмут, именуемые авторами метаморфогенными анатектическими пегматитами. Вблизи таких пегматитов развиты изумрудоносные метасоматические биотитовые сланцы с флогопитом и хлоритом. Изумруды ассоциируются с апатитом, иногда с корундом (?), они в основном мелкие (длиной до 2 см), светлоокрашенные и яблочно-зеленые, содержание Сr₂О, в них варьирует от 0,10 до 0,23 вес.%. В изумрудах широко распространены включения биотита и флогопита, а также молибденита, тремолита, ортита, апатита и мелких газово-жидких включений, значительно снижающих прозрачность кристаллов.

Австралия. Начиная с 1912-1920 гг. в Западной Австралии известны несколько небольших месторождений изумруда рассматриваемого типа: Пуна (рудник Ага-Хан и др.) — приблизительно в 550 км северо-восточнее г. Перта, Мензис — в 46 км западнее одноименного города, Уарда-Уарра — в золоторудном районе Мурчисон. Все они расположены среди архейской зеленокаменной толщи, входящей в блок Йилгарн — крупнейшего выступа фундамента Западно-Австралийского щита. Толща прорвана раннепротерозойскими биотитовыми гранитами, адамеллитами, гранофирами, кварцевыми сиенитами и связанными с ними пегматитами, абсолютный возраст которых составляет 2,6-2,1 млрд. лет.

По Д.Гаратону (Garatone, 1981), па месторождении Мензис призматические кристаллы изумруда длиной до 2 см встречались во флогопитовой породе, образованной в результате калиевого метасоматоза рассланцованных ультрамафитов, интрудированных пегматитами. Флогопитовая порода сменяется роговообманковой и актинолитовой зонами с хлоритом и тальком; все они рассматриваются авторами как реакционные метасоматические оторочки пегматоидных тел. На месторождении выделяются три генерации берилла: 1) малощелочные бесцветные светлоокрашенные и голубовато-зеленые кристаллы, характерные для пегматитов;

Стр. 117

2) темно-зеленые изумруды во флогопитовых породах, содержащие от 0,15 до 0,39 вес.% Сr₂О₃; 3) бледно-зеленые бериллы с высоким содержанием щелочей и малым количеством хрома.

В кварц-альбитовых агрегатах наблюдались четко зональные кристаллы с бесцветным ядром и интенсивно зелеными краевыми частями, содержание Сr₂О₃ в которых достигает 0,43%. Твердые включения в изумрудах представлены главным образом флогопитом и тремолитом, плотность составляет 2,71-2,75 г/см³. Г.Уайтфилд (1975) отмечал находки изумрудов в хлоритовых сланцах на удалении от пегматитовых тел.

В районе Пуны на руднике Ага-Хан, а также на проявлении изумруда Уарда-Уарра близ Ялгу геологическая обстановка в общем сходна с месторождением Мензис. Изумрудоносные флогопитовые слюдиты Ага-Хана в 1981 г. были прослежены буровыми скважинами на расстоянии 1,5 км и более от эксплуатировавшегося участка.

Апокарбонатно-черносланцевые грейзены

В таких случаях изумрудоносные грейзены развиваются по карбонатным (чаще всего доломитовым) и черносланцевым породам — углистым сланцам и алевролитам. Апокарбонатные грейзены имеют кварц-доломит-кальцитовый состав, а апочерносланцевые — кварц-альбитовый. В них обычно присутствуют флогопит и турмалин, к этому типу относятся и проявления изумруда в рудоносных бериллий-олово-вольфрамовых грейзенах па участках пересечения ими горизонтов хромсодержащих доломитов и черных сланцев. Месторождения формируются из постмагматических пневматолито-гидротермальпых растворов при преобладании гидротермальной стадии, что дает основания некоторым исследователям относить их к гидротермальному классу.

Месторождения рассматриваемого типа сравнительно немногочисленны и обнаружены в Бразилии, Казахстане, Афганистане и Австралии.

Бразилия. Имеются скудные данные о своеобразном месторождении изумруда Акуде Соссего в южной части штата Байя в районе г. Брумаду. По Дж.Синканкасу (Sinkankas, 1974), изумрудная минерализация наблюдается в доломитовых мраморах, подстилающихся гнейсово-сланцевой толщей и входящих вместе с ней в состав среднепротерозойской серии Минас. В районе известны более молодые граниты.

Доломиты сильно изменены и в них развиты мощные зоны оталькования с флогопитом, кианитом, турмалином. В этих зонах встречаются жилы и линзообразные обособления существенно кальцитового состава. Они имеют тонкую кварцевую оторочку, сменяющуюся агрегатом шестоватых кристаллов кальцита. В центральной свободной полости жил кристаллизовались изумруд, турмалин, иногда топаз. Для изумруда характерен четкий призматический облик, качество сырья невысокое, и оно в основном применялось для изготовления кабошонов.

Интересно, что в ближайшем районе у г. Витория-да-Конкиста известны грейзеновые месторождения изумруда в ультрамафитовых породах (Фазенда-до-Помбо и др.). Это позволяет предполагать единую природу изумрудообразующих растворов, по-видимому, связанных с общим циклом гранитоидного магматизма. Разница в минеральном составе и структурно-морфологических особенностях месторождений может быть объяснена влиянием боковых пород — метаморфизованных ультрамафитов в одном случае и доломитов — в другом.

Казахстан. В Чарском районе Семипалатинской области Казахстана в 10 км северо-западнее пос. Громовка в семидесятых годах изучалось небольшое месторождение изумрудов Дельбегетей, связанное с зоной развития бериллоносного кварц-флогопитового грейзена в экзоконтакте одноименного позднепалеозойского (пермского) гранитного массива. Минерализация прослежена вдоль контакта с массивом в песчаниках, конгломератах и углистых сланцах (алевролитах) буконьской свиты нижнего карбона на расстоянии более 800 м при мощности зоны в 15-20 м. Изумруды встречены на двух участках — Западном и Изумрудном, там, где зона грейзена пересекала пласты черных шунгитовых алевролитов, маломощные прослои конгломератов с обильной галькой таких алевролитов и дайки гранит-аплитов.

Грейзен представлен сериями сближенных прерывистых прожилков длиной до 5-10 м. при мощности от 1-2 до 30 см в раздувах, центральная часть которых сложена кварцем, а краевые — берилл-турмалин-флюоритовым агрегатом. Прожилки, пересекающие гранитные дайки имеют преимущественно кварц-мусковитовый состав.

Преобладали мелкие призматические кристаллы голубоватого изумруда длиной до 5 мм, встречающиеся вместе с аквамариноподобным светло-зеленым бериллом. Более крупные кристаллы изумруда размером до 1-2 см находились на участке Изумрудном в

Стр. 118

щелевидных полостях кварцевого грейзена в дайке аплита, ассоциируясь с темно-синим флюоритом.

Источником хрома при образовании изумруда, по-видимому, служили углистые алевролиты и конгломераты с галькой этой породы, содержание Сr₂О₃ в которых составляет около 0,03 вес.%

Афганистан. В провинции Каписа на южных отрогах Гиндкуша по р. Панджшер (бассейн р. Кабул) между ее левыми притоками Дархент и Ривар находится Панджшерское месторождение изумруда. Оно еще недостаточно изучено, но считается весьма перспективным по масштабам проявления минерализации.

В этом районе, относящемся к краевой юго-западной части Нуристанского срединного массива, на докембрийских плагиогнейсах и кристаллических амфибол-биотитовых и кварц-полевошпатовых сланцах залегают палеозойские мраморизованные известняки и доломиты (S-C₁), в свою очередь перекрытые сланцами и яшмовидными породами (С₂-Р₁). Эти толщи разделены мощной региональной зоной разломов, контролирующей Лагманские палеогеновые (меловые?) гранитоиды и связанную с ними гидротермальную минерализацию. По данным С.М.Аккерманцева, изумруды встречаются главным образом в местах гофрирования, дробления и гидротермального изменения карбонатных пород, содержащих дайки габбро-диоритов и кварцевых порфиров (участки Хенч, Риват) и реже в филлитовых и кварц-биотитовых сланцах (участки Хенч-Восточный, Микени, Дарун).

Основным является участок Хенч, на котором смятые в сложные складки доломитовые мраморы и филлиты включают согласные дайки пермо-карбоновых амфиболизированных габбро-диоритов длиной 60-100 м при мощности 2-3 м. Серия субпараллельных будинированных даек прослежена по простиранию на 420 м.

Изумрудная минерализация локализована преимущественно в этих дайках, которые пересечены многочисленными прожилками магнезиально-железистого карбоната, группирующимися в вытянутые прожилково-штокверковые зоны. Вмещающие их габбро-диориты подверглись биотитизации, альбитизации и карбо-натизации. Изумруд кристаллизовался в небольших полостях в местах пересечения прожилков, ассоциируясь с анкеритом, доломитом, альбитом, горным хрусталем и пиритом. Из второстепенных редких минералов разными авторами отмечены турмалин (шерл и дравит), фуксит, флогопит, барит, рутил, паризит. Кристаллы изумруда невелики: длина 5-15 мм, ширина 2-7 мм; цвет густо-зеленый.

Изумрудная минерализация на Панджшерском месторождении встречается и в зонах развития сколовых трещин в черных филлитовидных сланцах и тонкозернистых песчаниках. В этих случаях изумрудоносные прожилки обогащены альбитом и кварцем; кристаллы изумруда несколько крупнее (до 40 х 25 мм), но, как правило, непрозрачны.

По данным Г.Боверсокса и Л.Снее (Bowersox, Snee, 1991), окраска панджшерских изумрудов часто зональная с увеличением интенсивности от центра к периферии. Характерен сильных дихроизм в желтовато-зеленых и голубовато-зеленых тонах. Среди включений отмечаются карбонаты, лимонит, пирит, а также жидкая углекислота. По химическому составу они ближе всего к колумбийским изумрудам.

Австралия. Первые австралийские изумруды были обнаружены в 1890 г. в районе хребта Нью-Ингленд в 9 км севернее Эммавиля (штат Новый Южный Уэльс) при отработке оловорудной жилы «Де Милхауз». В дальнейшем это месторождение стало именоваться «Эмеральд Майн» («Изумрудный рудник»), его промышленное значение оказалось незначительным. По данным Г.Брауна (Brown, 1984), месторождение представлено жилами и прожилками кварц-топаз-полевошпатово-слюдистого грейзена (называемого автором пегматитом) в толще пермских алевролитов, кварцитов и черных аспидных сланцев. Отмечаются и дайки аплитов, связанные с находящимся рядом штоком постпермских гранитов Моул. Мощность изумрудоносных грейзеновых тел составляет от нескольких сантиметров до 1 м.

Призматические кристаллы изумруда размером до 3 см в длину при ширине от 1 до 10 мм и сростки игольчатых кристаллов находились в небольших полостях среди кварц-топазовой массы в ассоциации с диккитом. Другими сопутствующими минералами являются флюорит, касситерит, арсенопирит и вольфрамит (ферберит). Преобладают светлоокрашенные камни, лишь некоторые имеют яркий изумрудно-зеленый цвет со слабым желтоватым оттенком. Основным хромофором эммавильских изумрудов служит ванадий, содержание оксида которого достигает 0,1 вес.%, тогда как примесь Сr₂О₃ незначительна и не превышает 0,035 вес.%. Плотность невелика — 2,68 г/см³.

В восьмидесятые годы в этом же районе в 50 км севернее Глин-Иннеса было открыто месторождение

Стр. 119

Торрингтон. В изумрудах этого месторождения встречены включения касситерита, что свидетельствует о его однотипности с камнями из Эммавиля.

Гидротермальные месторождения

Сюда относятся гидротермально-метаморфогенные (телетермальные, по В.П.Федорчуку, 1968) месторождения изумруда, не имеющие пространственно-генетической связи с магматизмом. Также как и грейзены, они подразделяются по вмещающим хромсодержащим породам, которыми являются ультрамафиты или черные сланцы и доломиты. Предполагается, что амагматическим источником бериллия при образовании таких месторождений являются те же горные породы черносланцевых толщ или присутствующие в стратиграфическом разрезе бериллийсодержащие мусковитовые сланцы и гранитогнейсы (иногда граниты прежних тектоно-магматических циклов).

Крупные гидротермально-метаморфогенные месторождения изумруда находятся в Северном Пакистане и в Колумбии.

Пакистан. В начале 80-х годов на мировом рынке появились высококачественные изумруды из Северо-Западной пограничной провинции Пакистана. Большинство месторождений находится в южных отрогах Гиндукуша, где с запада на северо-восток вдоль долины р. Сват (бассейн р. Инд) выделяются изумрудоносные поля Мохманд (месторождения Буша, Торра-Тигга, Пранг-Гхар), Мингора, Чарбах и Алпурай. По обеим сторонам перевала Шангла находятся месторождения Гуджар-Кили и Макхад. Кроме того, известны месторождения Кхалтаро и Астор в Кохистане, а также Баранг, Наве-Данд и другие.

Основной в Пакистане изумрудоносный район Сват (Сват-Вэлли) приурочен к зоне метаморфизованного офиолитового меланжа Индусского шва, развитого между древними породами Индо-Пакистанского щита и надвинутыми на них мезозойскими образованиями Кохистанской островной дуги. С точки зрения тектоники плит структура района обусловлена столкновением Индо-Пакистанской и Азиатской континентальных плит, сопровождавшимся субдукцией и метаморфизмом горных пород (Kazmi, Lawrence et al., 1986).

Нижний структурный этаж, обнаженный на юге района, сложен докембрийскими кристаллическими сланцами серии Манглор, интрудировапными раннепалеозойскими (?) гранитами и очковыми гранитогнейсами серии Сват. А.Казми, Р.Лоуренс и др. обращают особое внимание на наличие акцессорного берилла в сватских гранитоидах, что, по их мнению, оказало влияние на образование месторождений изумруда. Эта толща несогласно перекрыта известковистыми кварц-гранато-слюдистыми (алпурайскими) и кальцито-графитовыми (сайдускими) сланцами верхнепалеозойской группы Бонер.

Верхний структурный этаж представляет собой зону развития тектонического меланжа, разделенного системой крупных надвигов на несколько чешуи (с юга на север и снизу вверх): офиолитовую — Мингора, зеленосланцевую — Чарбах и глаукофано-сланцевую — Шангла.

Наиболее крупным и хорошо изученным является изумрудоносное поле Мингора, расположенное в долине р. Сват приблизительно в 130 км северо-восточнее г. Пешавара и в нескольких километрах от пос. Санду. Оно было обнаружено в 1958 г. и систематически отрабатывается с 1979 г. На этой площади наблюдаются горные породы офиолитового меланжа Мингора, надвинутые на черные графитовые сланцы свиты Санду и перекрытые по Махатскому надвигу зелеными сланцами меланжа Чорбах (рис. 19).

Изумрудная минерализация в офиолитовом меланже связана с горизонтом тальково-доломитовых сланцев средней мощностью около 50 м., непосредственно контактирующими с графитовыми сланцами. Стратиграфически выше они постепенно сменяются хлорит-тремолитовыми сланцами. Толща содержит разлинзованные и будинированные блоки серпентинитов, метабазитов и метаосадочных пород. По данным Ауранг Зеба (Ауранг Зеб, Романович, 1987), изумрудоносные тальково-карбонатные породы представляют собой апосерпентинитовые метасоматиты, состоящие из талька (25-50 объемных %), доломита и брейнерита (20-45%), антигорита (0-8%) с неравномерно распределенными примесями хлорита, фуксита, хромита и кварца.

В изумрудоносном поле Мингора выделяется несколько участков (копей): Исламия-Тренч, Фарук, Каррело-Тренч. Во всех случаях изумрудоносная минерализация четко контролируется широкими зонами интенсивного тектонического рассланцевания и дробления тальково-карбонатных пород, сопровождаясь кальцито-кварцевыми и кварцевыми жилами и прожилками вместе с фукситом, турмалином и новообразованным светло-зеленым тальком (Gubelin, 1982; Ауранг Зеб, 1985; Kazmi et al, 1986).

Стр. 120

А.Казми с соавторами отмечают несколько структурно-морфологических типов скоплений изумруда. На участке Фарук и месторождении Чарбах в зонах смятия тальк-хлорит-доломитовых сланцев наблюдаются рассредоточенные гнездообразные скопления кристаллов изумруда и редкие кварцевые прожилки. Из таких скоплений добывается основная масса изумрудного сырья высокого качества. На участке Исламия-Тренч хорошо образованные и сравнительно крупные (до 5-6 г) кристаллы изумруда, включенные в существенно тальковую породу, тяготеют к кварцевым линзам длиной до 2 м при мощности до 1 м и удаленные от них не более чем на 15-30 см. Для богатых доломитов вмещающих пород характерны жильно-прожилковые кварц-кальцитовые зоны и штокверки с мелкими кристаллами изумруда в местах пересечения минерализованных трещин (участок № 3).

120 Рис. 19. Схема геологического строения изумрудоносного района Сват-Вэлли, Пакистан. По А. Казми и др., 1986 г.

1   рыхлые отложения;

2   зеленые сланцы (меланж Чарбах);

3   офиолитовый меланж Мингора:

4   графитовые сланцы свиты Санду;

5   надвиги;

6   разрывные нарушения (сбросы);

7   группа Мингора: 1) Исламия-Тренч, 2) Фарук, 3) Каррело-Тренч, 4) месторождение Чарбах.

Другие месторождения изумруда района Сват также связаны с метаморфизованными ультрамафитами, находящимися в зонах меланжа. Так, на месторождении Буша в изумрудоносном поле Мохманд юго-западнее Мингоры развиты тальково-карбонатные и карбонатно-кварцевые породы (листвениты?) с блоками и линзами серпентинитов, которые можно рассматривать как разновидности измененных ультрамафитов. На этом месторождении изумруд и светло-зеленый берилл ассоциируются с кварцевыми жилами, содержащими зеленый хромовый турмалин (М.Арбаб, 1972; М.Рафику и Д.Квазим, 1985).

Большое практическое значение благодаря высокому качеству изумрудов имеет месторождение Гуджаркили в верховьях р. Сват вблизи перевала Шангла. На этом месторождении среди тальково-доломитовых сланцев отрабатывается четыре изумрудоносных зоны, протяженностью до 100 м и более каждая при мощности в несколько метров.

Пакистанские изумруды имеют цвет от бледно- до густо-зеленого с довольно отчетливым дихроизмом от синеватого до желтоватого оттенка. Лучшие из них завоевали устойчивую репутацию на мировом рынке благодаря высокой прозрачности и насыщенной окраске, напоминая высококачественные колумбийские камни. Размер у них невелик, обычно не превышая в ограненном виде одного карата, камни хорошего качества массой в 2-3 карата встречаются очень редко.

В химическом составе изумрудов отмечается, по данным Е.Гюбелина, А.Казми. У.Хенна и др., повышенное количество Сr₂О₃ (от 0,15 до 2,05 вес.%, у хорошо прозрачных ярко-зеленых камней обычно 0,6-0,7%), Fe₉O₃ (до 1,0-2,5%), MgO (до 2,2-3,1%), Na₂O (от 1,08 до 2,1%). По содержанию ванадия литературные данные противоречивы: Е.Гюбелин (Gübelin, 1982) говорит об его отсутствии, а А.Казми с соавторами (Kazmi et al, 1986) с помощью нейтронно-активационного анализа установили примесь V₂O, в количестве до 1,0 вес.%. В результате обогащения

Стр. 121

примесями изумруды имеют высокие показатели преломления света (N_e — 1,582-1,591, N_о — 1,590-1,602) и большую плотность — 2,75—2,78 г/см³.

Типоморфными твердыми включениями являются карбонаты (доломит и кальцит в виде хорошо образованных ромбоэдрических кристаллов), фуксит, хромит и тальк, встречаются также хлорит, актинолит, кварц, магнетит, гематит, изредка пирит и молибденит. Широко распространены газово-жидкие включения (иногда трехфазовые с углекислотой), среди которых характерны закрученные нитевидные, собранные в вуали, трубчатые и «зубчатые» (в форме отрицательных кристаллов). Гомогенизация первичных газово-жидких включений осуществляется исключительно в жидкую фазу при температурах 280-380ºС (Ауранг Зеб, 1985).

Генезис изумрудных месторождений Пакистана рассматривается всеми исследователями как пневматолито-гидротермальный или гидротермальный (гидротермально-метасоматический, по Ауранг Зебу и И.Ф.Романовичу, 1987). При этом А.Казми и др. (Kazmi et al, 1986) разделяют процесс минерализации офиолитов на два этапа: ранний высокотемпературно-пневматолитовый с рассеянной кристаллизацией изумруда в зонах смятия тальк-хлорит-доломитовых сланцев и поздний существенно гидротермальный с образованием изумруда вместе с турмалин-кварцевыми и кварц-кальцитовыми жилами и прожилками.

Происхождение минералообразующих растворов остается неясным. Е.Гюбелин (Gubelin, 1982) связывает их с гранитной магмой, однако известные в районе граниты серии Сват имеют раннепалеозойский возраст, а изумрудоносный офиолитовый меланж сформировался, вероятнее всего, в юрское — раннемеловое время. Региональный метаморфизм офиолитов (серпентинизация, амфиболитизация и оталькование с доломитизацией) и последующая гидротермальная изумрудно-карбонатно-кварцевая минерализация, очевидно, сопровождали становление меланжевых зон структурного шва Индус. Источником хрома при кристаллизации изумруда, несомненно, являлись вмещающие метаморфизованные ультрамафиты, а бериллий, по мнению А.Казми. извлекался циркулирующими гидротермами из берилл-содержащих гранито-гнейсов серии Сват.

121 Фото. Изумруд на кальците. 2,5 см высотой. Колумбия. Фирма «Collector's Edge». Фото Д.Сковила.

Колумбия. Знаменитые месторождения изумруда Восточных Кордильер в Колумбии разрабатывались инками задолго до завоевательских походов конкистадоров, они интенсивно эксплуатируются вплоть до настоящего времени и дали больше высококачественных ювелирных камней, чем все другие месторождения мира вместе взятые. Они находятся на территории департаментов Бояка и Кудинамарка в 75-150 км к северу и северо-востоку от столицы страны г. Боготы. Выделяются два изумрудоносных района (Keller, 1981), включающих около двухсот проявлений и месторождений: западный в долине р. Итоко с главными рудниками Мусо, Кос-Куэс, Пеньяс-Бланкас и восточный в бассейне р. Гуавис с рудниками Вегас-де-Сан-Хуан (Гачала), Чивор (Сомондоко), Буэнависта, Эль-Торо, Эль-Диаманте, Лос-Крусес. В семидесятых годах было открыто крупное россыпное месторождение изумруда вблизи пос. Якопи. Изумрудоносный пояс Восточных Кордильер прослеживается в северо-северо-западном направлении более чем на 100 км от Чивора до Пеньяс-Бланкас (Беус, Минеев, 1974).

В геологическом строении этой части Восточных Кордильер доминируют черные углистые сланцы и известняки

Стр. 122

нижнего мела, перекрытые алевролитами, песчаниками и конгломератами верхнего мела. Кроме того, отмечены выходы кристаллических сланцев, филлитов и гранитов палеозоя, которые слагают ядра антиклинальных структур. Мезозой-кайнозойских магматических образований в изумрудном поясе не обнаружено. Общее простирание изумрудоносного пояса совпадает с региональной тектонической системой разломов, пересекающих основные структуры Восточных Кордильер в северо-западном направлении.

122 Рис. 20. Схема геологического етроения месторождения изумруда Мусо, Колумбия.

По Р.Шейбе, 1926 г.

1   неизумрудоносные углистые известняки с прослоями сланцев (слои Камбиадо);

2   минерализованная брекчия (верха Камбиадо);

3   гидротермально измененные слои камо и сенсеро;

4   изумрудоносные углистые сланцы с прослоями известняков (слои капас буэнас).

Все колумбийские месторождения изумруда структурно однотипны и представлены жильно-прожилковыми минерализованными зонами и штокверками в карбонатно-сланцевой толще нижнего мела. Лучше всего в литературе освещено крупнейшее месторождение Мусо, в разное время изучавшееся Ю.Погом (1916), Р.Шейбе (Scheibe, 1926), Т.Клемснтсом (Clements, 1941), А.А.Беусом (1974), Р.Рингсрудом (1988) и др. На этом руднике известно несколько изумрудоносных участков, главным из которых является карьер Текуэпдама, разрабатывающийся уже более трехсот лет.

В районе Мусо развита интенсивно дислоцированная толща черных углистых известняков и сланцев, относящихся к нижнемеловой формации Вилетта (альбский ярус). Толща, по Р.Шейбе, подразделяется на две пачки: верхнюю изумрудоносную, называемую местными горняками «Капас буэнас» («хорошие слои»), и нижнюю непродуктивную — «Камбиадо». Между ними наблюдаются минерализованные зоны тектонического брекчирования камо и сенсеро (рис. 20). По мнению Т.Оттавея (1986), осветленный и богатый серой горизонт Сенсеро представляет собой метаморфизованные, брекчированные и гидротермально измененные эвапориты.

Изумрудоносная пачка имеет мощность от 10 до 30 м, реже до 50 м и состоит из углисто-глинистых сланцев с прослоями черных известняков. Сланцы содержат много карбоната и, также как и известняки, переполнены углистым веществом. Горные породы продуктивного горизонта пронизаны многочисленными различно ориентированными разветвляющимися и пересекающимися кальцитовыми жилами и прожилками. Наиболее крупная жила с высоким содержанием изумруда, вскрытая карьером Текуэидама, имела длину по простиранию около 150 м при мощности до 20 см и крутом угле падения. К началу семидесятых годов она была отработана на глубину 40-50 м и еще не имела признаков выклинивания. По наблюдениям А.А.Беуса, изумрудная минерализация контролируется протяженными зонами трещиноватости и брекчирования горных пород северо-северо-восточного простирания с доминирующими крутыми углами падения и сопряженными, иногда горизонтальными, системами трещин. Ширина таких минерализованных зон меняется от нескольких метров до 20-30 м.

Тонкие трещины минерализованы шестоватым кальцитом, более мощные прожилки и жилы кроме кальцита содержат доломит, пирит, кварц, паризит и изумруд (Clements, 1941). Пирит в виде отдельных

Стр. 123

кристаллов и желваков вкраплен во вмещающие породы. Точный порядок кристаллизации этих минералов не установлен, однако Т.Клементе отмечает два основных минеральных парагенезиса: кальцит-пирит и доломит-изумруд. Вблизи жил известняки перекристаллизованы, а сланцы карбонатизировны и альбитизированы. Нижележащие слои Камбиадо тоже местами минерализованы: среди них Р.Шейбе отмечает флюорит-кальцитовые жилы с баритом и альбитом, а также альбитизацию, особенно интенсивную в верхах пачки.

123 Фото. Изумруд. Кристалл 1,3 см. Колумбия. Частная коллекция. Фото Д.Сковила.

Тектоническая зона контакта между изумрудоносными слоями и Камбиадо имеет сложное строение. Самые верхние пласты пачки Камбиадо бывают брекчированы и замещены крупнокристаллическим кальцитом, кварцем, иногда альбитом и баритом (горизонт Камо). Непосредственно в зоне контакта развиты брекчии с полосчатой структурой, благодаря параллельно расположенным обломкам углистых сланцев (горизонт Сенсеро). В этом горизонте широко распространены серые мелкозернистые агрегаты кварц-доломит-барит-кальциевого состава, а также красные альбит-доломитовые образования с окисленным пиритом.

Вторым по промышленному значению в западном изумрудоносном районе является месторождение Кос-Куэс, расположенное в 10 км севернее Мусо и похожее на него по геологическому строению и минеральному составу. На этом месторождении известны две изумрудоносные жильно-прожилковые зоны того же северовосточного простирания с крутыми углами падения. Очень четко выражена и вторая сопряженная система почти горизонтальных минерализованных трещин.

В восточном изумрудоносном районе ведущее положение занимает месторождение Чивор (копи Сомондоко), которое наряду с Мусо отрабатывалось еще инками, первым было обнаружено испанцами, затем заброшено и переоткрыто в 1896 г. Оно контролируется региональным разломом Сан-Фернандо в месте его сочленения с тектонической зоной трещиноватости северо-северо-восточного простирания. В районе распространена главным образом верхнеальбская толща серо-голубоватых сланцев, аргиллитов и песчаников, смятых в мелкие складки и местами брекчированных. В низах стратиграфического разреза присутствуют черные углистые сланцы.

По П.Джонсону (Gohnson, 1961), и П.Келлеру (Keller, 1981), изумрудоносные жилы и прожилки мощностью до 10-15 см и длиной до 65 м залегают среди серо-голубых сланцев, образуя серии секущих и согласных тел. Они имеют в основном альбитовый, пирито-альбитовый и пирито-кварцевый состав и концентрируются под так называемыми железистыми слоями, которые рассматриваются как ожелезненные зоны пологих надвигов, интенсивно минерализованные гетитом (в виде псевдоморфоз по пириту) и крупнокристаллическим кальцитом с включениями пирита. На месторождении зафиксировано три таких слоя, расположенных примерно в 50 м друг от друга, с максимальным развитием жильно-прожилковой минерализации под нижним слоем.

Кристаллы изумруда на колумбийских месторождениях встречаются главным образом в небольших полостях — жеодах в раздувах кальцитовых (Мусо) или альбитовых (Чивор) жил, в местах пересечения прожилков и в зальбандах жил в полостях — «карманах» вмещающих пород, соединяющихся с жилами тонкими карбонатными и альбитовыми прожилками «проводниками». С изумрудом на месторождении Мусо непосредственно

Стр. 124

ассоциируются крупнокристаллический доломит и паризит, а на месторождении Чивор — альбит (клевеландит) и свежий, или окисленный пирит. А.А.Беус отмечает, что кристаллы изумруда бывают вкраплены в черные сланцы вблизи кальцитовых жил (Мусо) и содержат многочисленные реликтовые частицы углистого вещества, свидетельствующие об их метасоматическом происхождении.

Изумруды из жил и «карманов» в сланцах представлены призматическими, часто короткостолбчатыми кристаллами длиной обычно 1-2, иногда 3 см. Изредка встречались и более крупные кристаллы длиной до 5-10 и даже до 15 см, некоторые из которых имели самое высокой ювелирное качество и обеспечили мировую славу колумбийским изумрудам. Таковы, например, уникальные кристаллы «Эмилия» массой 7025 карат (рудник Гачала), «Девонширский» — 1384 карат (Мусо), «Патриция» — 632 карат (Чивор) и др. Встречаются друзы изумрудов на кварцевой подложке (Чивор) и параллельные сростки, легко распадающиеся на составляющие их индивиды. Известны также тонкошестоватые агрегаты изумруда в срастании с кварцем, конусовидные кристаллы с полой сердцевиной и весьма своеобразные трапиче-изумруды с секториальным строением. К.С.Бенавидес и соавторы (1985) охарактеризовали скелетные «звездчатые» кристаллы изумруда, имеющие в поперечном сечении форму шестиконечной звезды и возникшие, по их мнению, за счет интенсивного растворения обычных призматических кристаллов вдоль их ребер.

Окраска изумрудов в зависимости от содержания примесей-хромофоров варьирует от светло-зеленой до ярко- и густо-зеленой — эталонной у лучших камней. При этом, как правило, наиболее интенсивно окрашены краевые части пирамид роста граней гексагональной призмы или пинакоида. Характерен отчетливый дихроизм с изменением тональности окраски. По представительным данным Л.И.Третьяковой и К.С.Бенавидеса (1968), для изумрудов из Мусо типичен голубоватый оттенок, а из Чивора — желтоватый, вопреки распространенному противоположному мнению (Р.Вебстер, Р.Рингсруд и др.). При этом изумруды из Чивора имеют более насыщенную зеленую окраску, чем из Мусо. Голубоватый оттенок характерен и для кристаллов месторождения из Кос-Куэс, находящегося неподалеку от Мусо, многие из которых относятся к лучших изумрудам Колумбии (Ringsrud, 1986).

Отличительной особенностью химического состава колумбийских изумрудов является отсутствие или очень низкое содержание железа (FeO не более 0,01 вес.%, по Л.И.Третьяковой и К.С.Бенавидесу, 1968). Г.Боссхарт (Bosshart, 1991), кроме того, отмечает наличие лития, цеолитной воды и преобладание ванадия над хромом, однако по другим авторам содержание Сr₂О₃ в интенсивно окрашенных изумрудах обычно составляет 0,30-0,35 вес.%, a V₂O₃ — 0,10-15%. Плотность 2,64-2,71 г/см³.

Из твердых включений для изумрудов из Мусо типичны мельчайшие частицы углистого вещества, а из Чивора — пирита. Кроме того, разными исследователями отмечались альбит, флюорит, кальцит и очень редкие апатит, паризит, барит, пирротин, рутил. По тонким трещинам нередко наблюдаются пленки гидрооксидов железа.

Среди первичных газово-жидких включений по наиболее полным данным А.В.Громова (Громов и др., 1990) преобладают трехфазовые с галитом, а также многофазовые, содержащие кроме галита мелкие кристаллики других легко растворимых солей и кальцита(?). Мнимо-вторичные и особенно вторичные включения чаще всего двухфазовые, заполненные жидкостью при обычной температуре от 85-90 до 95-97%. При охлаждении в ряде включений фиксируется жидкая углекислота. Гомогенизация первичных и мнимо-вторичных включений, по А.В.Громову, происходит при температурах 160-280°С. Близкие или несколько более высокие температуры гомогенизации указывают В.Шефер (Schafer, 1984) — 290-355°С, Т.Оттавей (1986) — 324±10°С, Г.Гуилиани (Guiliani, 1990) — 215-230°С, а А.Козловски, П.Мету (Kozlowsky et al, 1988) и Г.Боссхарт (Bosshart, 1991) — 470°С. Последняя цифра вызывает очень большое сомнение.

Р.Шейбе (Scheibe, 1926) считал колумбийские месторождения изумрудов высокотемпературными гидротермальными образованиями, предполагая в районе наличие гранитного интрузива, еще не вскрытого эрозией. Затем в 1941 г. Т.Клементе обратил внимание на различие в минерализации изумрудоносных слоев и Камбиадо, указав на типичную низкотемпературную ассоциацию минералов — спутников изумруда. По его мнению, кристаллизация изумруда осуществлялась в условиях мезо- и эпитермального процессов.

Между тем еще в 1913 г М.Гутиерос обратил внимание на слабую степень метаморфизма меловой изумрудоносной толщи и отсутствие в районе Мусо и Чивора мезо-кайнозойских магматических пород. Небольшие тела постмеловых андезитов, дацитов и риолитов удалены от месторождения на 100 км и более. Им была также

Стр. 125

подмечена определенная связь между составом боковых пород и минералами изумрудоносных жил. Так, в районе Чивора, где преобладают песчанистые сланцы, алевролиты и тонкозернистые полевошпатовые песчаники, изумрудоносные жилы и прожилки слагаются в основном стекловидным альбитом с пиритом и кварцем, а в районе Мусо среди глинисто-углистых известковистых сланцев и известняков распространены кальцитовые и доломит-кальцитовые жилы, иногда с акцессорными паризитом и апатитом.

Эти факты, а также малая мощность жил и наличие изолированных изумрудоносных полостей — «карманов», позволили М.Гутиеросу считать их латераль-секреционными образованиями, возникшими в результате циркуляции нагретых метеорных вод и мобилизации компонентов вмещающих пород. Температура процессов минерализации при этом была сравнительно невысокой, определяясь нормальным геотермическим градиентом.

Представления М.Гутиероса сейчас подтверждены и уточнены большинством исследователей колумбийских месторождений. Несомненно, что изумрудоносные жилы несут все черты телетермальных образований (отсутствие видимой связи с изверженными породами, зависимость жильного выполнения от состава боковых пород и т.д.) и сформированы сравнительно низкотемпературными растворами. Проведенные разными авторами геохимические исследования показали наличие в горных породах черносланцевой толщи хрома, ванадия, редких земель, лития, фосфора, магния и других элементов, входящих в состав минералов изумрудных месторождений. А.А.Беус (Beus, 1979) определил, что горные породы в зоне изумрудной минерализации обеднены SiO, и калием и обогащены Са и Na, предложив считать натрий геохимичесим индикатором при поисках минерализованных зон. В этой связи интересно мнение Р.Эскобара (Escobar, 1978) о существенном влиянии имеющихся в районе метаморфизованных эвапоритов, богатых Са, Na, Cl, F и S, на метасоматические преобразования вмещающих пород и изумрудную минерализацию.

А.А.Беус и Д.А.Минеев (1974) считали, что бериллий имеет глубинный источник, однако А.Козловски с соавторами (Kozlowski et al., 1988) отмечают высокое содержание Be в сланцах из района месторождения Чивор, а В.Шефер (Schafer, 1984) показал на большом числе проб, что вблизи изумрудоносных жил на месторождении Мусо и Чивор содержание Be ниже, чем на удалении от них в неизмененных породах. Таким образом, колумбийские месторождения могли формироваться из гидротермальных растворов в ходе регрессивного регионального метаморфизма без привноса глубинных компонентов.

Россыпные месторождения

Россыпные месторождения изумруда не имеют существенного практического значения. Это объясняется главным образом неблагоприятным для формирования россыпей структурно-морфологическим типом коренных изумрудоносных тел, представленных чаще всего маломощными жилами и прожилками с крутыми углами падения, а также хрупкостью кристаллов изумруда. В районах с развитой корой выветривания некоторую роль играют остаточные элювиальные и делювиально-элювиальные россыпи, отрабатывающиеся в начале эксплуатации месторождений (Санта-Терезинья и Карнаиба в Бразилии, Кафубу в Замбии и др.).

Значительно реже в особо благоприятных условиях образуются аллювиальные россыпи изумруда ближнего сноса. Имеются скудные сведения о наличии таких россыпей на месторождении Сандавана в Зимбабве, в Бразилии и Австралии (штат Новый Южный Уэльс). Большой интерес представляют собой недавно открытые аллювиальные россыпи в районе Якопи в Колумбии с мелкими кристаллами изумруда иногда очень хорошего качества.

3.3. АКВАМАРИН И ДРУГИЕ ЮВЕЛИРНЫЕ БЕРИЛЛЫ

3.3.1. Общие сведения

Как уже говорилось, кроме наиболее ценного и редкого изумруда ювелирами широко используются и другие более распространенные разновидности прозрачного берилла: в первую очередь аквамарин и гелиодор, а также желто-зеленые и зеленые бериллы, розовые и красные воробьевит (морганит) и биксбит и даже бесцветные ростерит и гошенит. У перечисленных бериллов за исключением биксбита наряду с разнообразной

Стр. 126

красивой окраской есть еще одно несомненное достоинство: они часто встречаются в виде крупных кристаллов и поэтому могут использоваться в ювелирных изделиях, требующих больших камней. Наибольшим спросом обычно пользуются ограненные бериллы массой 5-10 карат.

126 Фото. Аквамарин. 12,5 см. Адун-Чолон. Забайкалье ММФ РАН. Фото М.Лейбова.

Аквамарин (от латинского aqua — вода и marinus — морская) — берилл с цветом воды южных морей различного оттенка: от голубовато-зеленого и зеленовато-голубого до чисто голубого. Изредка встречается и синяя разновидность, для которой существует мало распространенное название — августит. Аквамарин относится к ювелирным камням третьего порядка, то есть ценится гораздо ниже изумруда, но выше остальных разновидностей берилла. Предпочтение при этом отдается чисто голубым или синим камням, которые часто получают в результате облагораживания (термической обработки и облучения) зеленовато-желтого и иногда бесцветного берилла.

По химическому составу аквамарин обычно относится к малощелочным бериллам или к щелочным-натриевым с содержанием Na₂O до 1,7 вес.%. В его составе всегда присутствует Fe²⁺ (FeO до 1,0%) и часто Fe³⁺ (Fe₂O₃ до 3,5/6), т.к. именно этот элемент вызывает голубую окраску. По А.Н.Платонову (Платонов и др., 1984), голубая аквамариновая окраска обусловлена хромофорными центрами, состоящими из Fe²⁺ или ионной пары Fe²⁺—Fe³⁺ в октаэдрических позициях и во втором случае частично с размещением Fe³⁺ в интерстициях кристаллической решетки. Характерен четкий дихроизм: голубой и зеленоватый цвет по N_e и желтоватый (бесцветный) по N₀, что необходимо учитывать при огранке сырья.

Плотность у аквамарина обычно варьирует от 2,66 до 2,70 г/см³. Показатели преломления света меняются в довольно широких пределах: N_о = 1,572-1,590, N_e = 1,567-1,583, двупреломление 0,006-0,007. Г.Банк (Bank, 1987) отмечает очень большой разброс показателей преломления у нигерийских и замбийских аквамаринов: N_o = 1,570-1,596 и N_e = 1,564-1,586, максимальные значения которых близки к показателям изумруда. Это объясняется наличием примесей ванадия и хрома, благодаря чему такие бериллы могут рассматриваться как промежуточные между аквамарином и изумрудом.

Для аквамарина характерны длиннопризматические кристаллы с многоугольными (до округлых) поперечными сечениями, вертикальной штриховкой, фигурами роста и растворения на гранях призм. Размеры кристаллов, содержащих ювелирный материал, могут быть очень большими. Так, в 1910 г. в Бразилии в штате Минас-Жерайс на руднике Марамбайя был добыт прозрачный кристалл аквамарина длиной 48,3 см и массой 110,5 кг, часть которого массой около 6 кг хранится в Музее Естественной истории в Нью-Йорке. Широко известны также уникальные бразильские аквамарины «Марта Роша» массой 37,7 кг, из которого было получено 57 200 карат ограненных камней, «Урубу» — 33,2 кг, «Жакуэто» — 19 кг и др. М.И. Пыляев (1888) упоминал о бюсте императора Наполеона III из цельного аквамарина

Стр. 127

массой 15 фунтов (6,1 кг), выставленном на Всемирной выставке в Париже в 1867 году. Прекрасные кристаллы аквамарина и ограненные из них камни массой 200-300 карат и более имеются во многих музеях и частных коллекциях.

Твердые включения в аквамарине по наблюдениям разных авторов представлены кварцем, мусковитом, гранатом (спессартин, альмандин), турмалином (шерлом?), апатитом, реже эпидотом, тантало-колумбитом, касситеритом, гематитом. Г.Грациани и В.Дигиулио (Graziani, Digiulio, 1979) обнаружили в бразильских аквамаринах включения корунда, а Д.Коивула и Ч.Фриер (Koivula, Fryer, 1986) в пакистанских — циркона. Отмечаются также скопления белых перистых включений (альбит?), именуемых ювелирами «хризантемами» или «снежными знаками».

127 Фото. Гелиодор. Кристалл — 3 см. Таджикистан. Частная коллекция. Фото М.Лейбова.

Газово-жидкие включения сконцентрированы в виде вуалей, но особенно характерны тонкие трубчатые каналы, ориентированные вдоль длинной оси кристалла. Множество таких канатов в некоторых аквамаринах из округа Пала в Калифорнии (США) создают эффект «соколиного глаза». Флюидные первичные и мнимо-вторичные включения содержат от 25 до 40% газовой фазы, вторичные — 10-20%, в составе их, как правило, присутствует углекислота. Встречаются существенно газовые и многофазовые включения с галитом, сильвином, мусковитом и другими минералами, иногда занимающими до 30-40% объема вакуоли.

Гелиодор (от греческих слов «гелиос» — солнце и «дороп» — дар) — желтые бериллы от лимонного до медового цвета, в торговле также именуются «золотым бериллом» (англ, golden beryl). Разновидности с отчетливым зеленоватым оттенком изредка называют давидсонитом* [*термин «давидсонит» имеет то же значение у В.В.Буканова, а у Г.Смита трактуется как желтый и золотисто-желтый берилл, яблочно-зелёный берилл называется – гешенит]. Может встречаться совместно с аквамарином и имеет одинаковые с ним физические свойства, твердые и газово-жидкие включения и облик кристаллов. Он также относится к железосодержащим бериллам, а разница в окраске с аквамарином объясняется доминацией в его составе хромоформных центров трехвалентного железа.

По А.Н.Платонову (Платонов и др., 1984), желтая (гелиодоровая) окраска вызывается Fe³⁺ в тетраэдрической позиции (I тип), либо в октаэдрической (II тип). В одном кристалле могут присутствовать одновременно центры обоих типов. При нагревании до 350-500°С желтая окраска обесцвечивается или сменяется голубой с различной интенсивностью в результате восстановления Fe³⁺ до Fe²⁺ в различных позициях кристаллической решетки. Восстановлению способствуют ионы гидрида Н^-, находящиеся в структурных каналах. На этом свойстве основано облагораживание зеленовато-желтых и желто-зеленых железосодержащих бериллов с превращением их в более дорогой аквамарин, а также устранение нежелательного желтого оттенка и усиления голубой окраски низкокачественного аквамарина.

Зеленый берилл — в отличие от изумруда не имеет такого специфического густого тона, он гораздо светлее, нередко с хорошо заметным желтым или голубоватым оттенком, иногда оливково-зеленый. По природе хромоформных центров разделяется на два типа: железистый и ванадиевый или хромовый.

Стр. 128

128 Фото. Берилл «Король Лир». 70 х 20 х 22 мм. Мурзинка, Ср. Урал, Россия. ММ СПбГУ. Фото М.Лейбова.

Зеленая окраска первого типа обусловлена одновременным присутствием в берилле аквамариновых и гелиодоровых хромоформных центров, а преобладание какого-либо из них создает определенный цветовой оттенок. Такие бериллы по своим свойствам аналогичны аквамарину и гелиодору, и их окраска также может быть изменена под воздействием нагрева или облучения. Иными словами зеленый берилл первого типа является промежуточным членом непрерывного ряда гелиодор — зеленый берилл — аквамарин.

Зеленые бериллы второго типа окрашены в основном Сr³⁺ или V³⁺, также как изумруды, отличаясь от них низким содержанием этих хромофоров и меньшей интенсивностью (бледностью) цвета. Они часто имеют отчетливый голубоватый оттенок за счет примеси Fe²⁺ и на некоторых африканских месторождениях (Замбия, Нигерия) ассоциируются с хром- или ванадий-содержащим зеленовато-голубым аквамарином. Хром- и ванадийсодержащие бериллы имеют несколько более высокие показатели преломления света и плотность, чем «железистые» бериллы, относятся к щелочной-натриевой разновидности и содержат много магния (MgO до 2,3 вес.% и более). Твердые включения в них, как и в изумрудах, чаще всего представлены флогопитом, тальком, альбитом, апатитом. Для бразильских ванадийсодержащих бериллов бывает характерен флюорит, в них же спорадически встречается корунд (Chere, Graziani, 1986), который, вероятно, был захвачен из вмещающих мраморов (кальцифиров).

Розовый и красный бериллы относятся к воробьевиту (или морганиту) и редкому биксбиту окраска которых обусловлена примесью марганца. Воробьевит (назван акад. В.И.Вернадским в честь русского минералога В.И.Воробьева) и морганит (по имени известного банкира и коллекционера драгоценных камней Дж.П.Моргана) относятся к литиево-цезиевой разновидности берилла с содержанием Li₂O до 1,6 вес.% и Cs₂O до 3,6% (Хеврон в штате Мэн, США). Названия эти, по-видимому, следует считать синонимами.

Воробьевит (морганит) имеет розовую окраску от бледной до интенсивной, иногда с красноватым или оранжевым оттенком. Характерна короткопризматическая до толстотаблитчатой форма кристаллов, масса которых может достигать нескольких десятков килограмм (рудник Бакфилд в штате Мэн, США). Показатели преломления света для берилла высокие: N₀ = 1,578-1,600, N_e = 1,572-1,592, двупреломление 0,008-0,010; плотность 2,7-2,9 г/см³.

Биксбит (по имени минералога М.Биксби) — редкая и своеобразная разновидность берилла, обнаруженная только в риолитах в штатах Юта и Нью-Мексико в США. Цвет преимущественно красный разных оттенков: земляничного, яркого рубинового, вишневого, иногда оранжевого. Кристаллы гексагонально-призматические до толстотаблитчатых, очень небольшого размера: от 1 до 5 мм, редко до 10 мм. В этой связи средняя масса ограненных камней из биксбита составляет 0,1-0,4 карата,

Стр. 129

129 Фото. Морганит с кварцем. Размер около 40 см. Бразилия. Частная коллекция. Фото М. Лейбова.

самый крупный весил 2,93 карата. В химическом составе биксбита практически отсутствует вода, по данным Г.Банка (Bank, 1982), содержание цезия и лития по сравнению с воробьевитом невысокие (Cs₂O от 0,24 до 0,90 вес.%, Li₂O нет или до 0,25%), кроме того, отмечены примеси железа (FeO до 2,1%), титана (ТiO₂ до 0,24% и марганца (Мn₂О₃ до 0,47%). Показатели преломления света сравнительно невысокие: N_o = 1,574—1,576, N_e = 1,568-1,570, двупреломление 0,006, плотность 2,67-2,70. Среди твердых включений в биксбите К. Аурисиечио (Aurisiechio, 1990) определены кварц, калиевый полевой шпат (адуляр), биксбит (Mn, Fe)₂O₃ и гематит.

Розовая окраска воробьевита неустойчива и бледнеет при нагревании до 500°С, в то время как красный цвет биксбита не меняется даже при прокаливании до 1000°С. Окраска у обесцвеченного воробьевита восстанавливается с помощью радиоактивного облучения. В обоих случаях окраска связывается А.Н.Платоновым, М.Н.Тараном и В.А.Кляхиным (1989) с примесью Мn³⁺, замещающим Аl³⁺ в октаэдричсских позициях. При этом в богатом литием розовом воробьевите Мn³⁺-октаэдры существенно искажены под влиянием Li-Be изоморфизма, а в красном биксбите сохраняют симметрию Аl³⁺-октаэдра. Д.Вуд и К.Нассау объясняли окраску морганита (воробьевита) влиянием иона Мn²⁺, находящимся одновременно в нескольких структурных позициях, включая каналы.

Максис-берилл — ярко-синий или голубой, названный по руднику в Бразилии в штате Минас-Жерайс, где был обнаружен в 1917 году. Он постепенно выцветает на солнце, становясь коричнево-желтым, что снижает его значение как ювелирного камня. Максис-берилл обладает сильным дихроизмом, но с противоположной по сравнению с аквамарином схемой изменения цвета: кобальтово-синий по N_о и бесцветный по N_е. Он содержит до 5 вес.% щелочей, 2,2% Н₂О и 0,39% В₂О₃. Показатели преломления света сравнительно высокие: N_o = 1,592, N_e = 1,584, двупреломление 0,008, плотность 2,8 г/см³.

Природа окраски максис-берилла оказалась необычной: предполагается, что она связана с примесью ионов в молекулярной форме в виде свободных радикалов СО₃^2- или НСО₃^-, которые под воздействием длительной естественной радиации разрушаются, создавая хромоформпый центр СО₃^-.

В 1972-1973 гг. на мировом рынке появились облагороженные бериллы с наведенной густо-синей окраской и схемой дихроизма как у максис-берилла, которые получили название «берилл типа максис» или (реже) — хальбанит. Окраска их в отличие от природного «максиса» оказалась связанной в основном с центрами NO₃^- (Anderson, 1979). Окраска такого рода может быть получена у некоторых бериллов в результате длительного гамма(γ)-, рентгеновского или нейтронного облучения. Повторное облучение обесцветившихся на солнце максис-бериллов и их облагороженных аналогов редко приводит к восстановлению синей окраски, многие из них становятся зеленоватыми.

Бесцветные бериллы обычно представлены литиево-натриевыми ростеритом (по имени Г.Ростера) или

Стр. 130

гошенитом (от г. Гошен в штате Массачусетс, США), а также некоторыми «нормальными», в том числе железосодержащими бериллами. Последнее возможно, по мнению О.И.Рипинен и др. (1978), при определенных соотношениях между ионами Fe³⁺ в тетраэдрических позициях и Fe²⁺ в октаэдрических, что приводит к цветовой компенсации.

Прозрачные бесцветные бериллы лишены оптических эффектов и не имеют большой ювелирной ценности. В основном они используются в качестве материала для облагораживания, в частности, бесцветный гошенит с помощью термообработки и последующего интенсивного облучения может быть превращен в берилл типа максис.

Почти все ювелирные бериллы (за исключением изумруда и других хром- и ванадийсодержащих разновидностей, а также биксбита) образуются в гранитных пегматитах и апогранитных грейзенах. Как правило, они кристаллизуются в свободных полостях, и лишь незначительное количество ювелирного материала отбирается из бесполостных пегматитов, содержащих в основном непрозрачные или малопрозрачные и трещиноватые бериллы.

Термобарические условия кристаллизации прозрачных бериллов по флюидным включениям изучались Н.П.Ермаковым, Ю.А.Долговым, А.Х.Хакимовым О.Е.Чижиком, Л.Н.Россовским, Т.М.Кузьминой, Э.А.Дмитриевым, Ж.Марза и другими исследователями. Температура гомогенизации в жидкую фазу газово-жидких первичных включений в аквамарине, гелиодоре и зеленом малощелочном берилле из миароловых гранитных пегматитов обычно лежит в диапазоне от 300 до 450°С. Так, по данным А.Х.Хакимова (1991), на Адунчелонском месторождении в Забайкалье (Россия) она практически одинакова у всех этих цветовых разновидностей берилла и составляет 360-460°С. Включения в желтовато-зеленых бериллах Волыни (Украина), по Ю.А.Долгову (Лазаренко и др., 1973), гомогенизируются в жидкую фазу при температурах 350-435°С, а некоторые из них в газовую фазу при 410-510°С, свидетельствуя о пневматолито-гидротермальном процессе кристаллизации.

Аквамарин и гелиодор из апогранитных мусковит-топаз-кварцевых грейзенов кристаллизовались в том же температурном интервале, что и в миароловых пегматитах. Газово-жидкие включения в голубых и желтых бериллах Шерловой горы в Забайкалье, по А.Х.Хакимову, гомогенизируются в жидкую фазу при 400-470°С. Несколько шире варьируют температуры гомогенизации для желто-зеленых и светло-зеленых натриевых бериллов Изумрудных копей Урала, составляя 240-360°С при гомогенизации включений в жидкую фазу и 380-480°С — в газовую (Чижик, Хакимов, 1985). Самые низкие температуры гомогенизации первичных и мнимо-вторичных включений зафиксированы Л.Н.Россовским и др. (1987) у розовых воробьевитов из альбит-микроклиновых пегматитов Афганистана: 320-360°С (Кулам) и 120-240°С (Дарай-Пич).

130 Фото. Аквамарин. 7 см. Адун-Чилон. ММФ РАН. Фото М.Лейбова.

Добыча ювелирного берилла разных видов и качества рассредоточена по многим месторождениям в разных странах. Основные месторождения, регулярно

Стр. 131

снабжающие бериллом мировой рынок, находятся в Бразилии в бассейнах рек Риу-Доси и Жекитиньоньи в районах Консельеру-Пена, Говернадор Володарос, Теофилу-Стопи и Педра-Азул (штаты Минас-Жерайс и Баия). Ряд небольших месторождений известен в США в Аппалачах (штаты Мэн, Нью-Гэмпшир, Коннектикут), Скалистых горах (штат Колорадо) и в Калифорнии. Традиционным источником ювелирного берилла считается также Мадагаскар с месторождениями в центральной части острова у Антананариву. Из других африканских стран следует упомянуть Зимбабве, Замбию, Мозамбик, Нигерию и Намибию, хотя доля их в поставках ювелирного берилла сравнительно невелика. Перспективный бериллоносный район Гилгит недавно открыт на севере Пакистана в верховьях реки Инд.

В Европе хороший ювелирный берилл отбирается на Украине на Волынском месторождении вместе с горным хрусталем и топазом. В России с конца XVIII — середины XIX века появился ювелирный берилл со Среднего Урала, а также Борщовочного кряжа, Адун-Челона и Шерловой горы в Восточном Забайкалье.

3.3.2. Геолого-генетические типы месторождений

Ювелирный берилл (не считая изумруда) в основном добывается из гранитных пегматитов, для которых этот минерал является типоморфным. Некоторый практический интерес могут представлять постинтрузивные бериллоносные слюдисто-кварцевые грейзены и весьма своеобразные поствулканические месторождения красного берилла — биксбита в литиево-фтористых риолитах — онгонитах. В древних корах выветривания на площадях коренных месторождений формируются остаточные делювиально-элювиальные россыпи, иногда трансформирующиеся в аллювиальные (табл. 8).

Пегматитовые месторождения

Берилл в том или ином количестве присутствует в гранитных пегматитах практически любого типа, однако для образования прозрачных ювелирных разновидностей этого минерала наиболее благоприятны миароловые пегматиты, в которых была возможна его свободная кристаллизация в полостях из пневматолито-гидротермальных растворов. Сравнительно немного ювелирного берилла отбирается при отработке бесполостных берилл-мусковитовых пегматитов, обычно относящихся к редкометальной формации (А.И.Гинзбург и Г.Г.Родионов, 1960).

Миароловые гранитные пегматиты являются главным источником ювелирного берилла (кроме изумруда), а также цветного турмалина, кунцита и топаза. Они рассматриваются нами в составе единой формации пегматитов малых глубин с драгоценными камнями (Киевленко, 1980) и могут быть подразделены на три основных подтипа. Во-первых, к ним относятся берилл-топаз-морионовые микроклиновые пегматиты, образовавшиеся среди материнских гранитов. Такие неперемещенные пегматиты имеют сравнительно изометричную шлировую, штокообразную или цилиндрическую (трубообразную) форму и обычно содержат в центральной части крупную минерализованную полость-камеру, благодаря чему были названы П.П.Ермаковым (1957) камерными.

Во второй подтип входят микроклиновые топазо-берилловые перемещенные пегматиты линзовидной и жильной формы, залегающие в зоне ближнего экзоконтакта материнских гранитных массивов. Они в разной степени дифференцированы и альбитизированы, имеют хорошо развитую графическую зону и многочисленные, обычно небольшие минерализованные полости — занорыши. Микроклиновые миароловые пегматиты первого и второго подтипа содержат аквамарин, гелиодор и другие разновидности малощелочного берилла.

Третий подтип представлен микроклин-альбитовыми эльбаит-лепидолитовыми пегматитами с щелочными натриево-литиевыми и литий-цезиевыми бериллами — ростеритом (гошенитом) и воробьевитом (морганитом), иногда с топазом. Эти пегматиты, образующие жило- и дайкообразные тела нередко большого размера, удалены от материнских гранитных массивов, тяготея к габброидам, серпентинитам, мраморизованным известнякам, биотит-амфиболовым гнейсам и кристаллическим сланцам. По минеральному составу они близки к натриево-литиевым пегматитам редкометальной формации, отличаясь от них наличием миарол и меньшей интенсивностью альбитизации и литиевой минерализации.

Миароловые пегматиты с ювелирным бериллом известны во многих странах мира: на Украине, в России, Афганистане, Пакистане, на Мадагаскаре, в США, Бразилии и др. Ниже охарактеризованы наиболее типичные и значимые месторождения.

Стр. 132

Украина. Очень хороший ювелирный берилл добывается в Житомирской области на Волынском месторождении камерных берилл-топаз-морионовых пегматитов, залегающих в рапакививидных гранитах протерозойского Коростеньского плутона (см. главу «Топаз»). На этом месторождении берилл встречается гораздо реже топаза главным образом в центральной части пегматитового поля на Вишняковско-Дворищанском участке.

Бериллоносные пегматиты, также как и топазоносные пегматитовые тела, имеют сравнительно изометричную, иногда несколько вытянутую форму и размеры в поперечнике 20-35 см, редко более. Они отчетливо зональны с хорошо развитыми графической, пегматоидной, блоковой-микроклиновой зонами и кварцевым ядром, под которым обычно находятся одна-две минерализованные полости. Нижняя часть пегматитовых

Таблица 8. (стр. 132-133)

ГЕОЛОГО-ГЕНЕТИЧЕСКАЯ КЛАССИФИКАЦИЯ МЕСТОРОЖДЕНИЙ ЮВЕЛИРНОГО БЕРИЛЛА (БЕЗ ИЗУМРУДА)

Генетическая группа	Генетический класс	Тип месторождения	Вмещающие породы	Структурно-морфологический тип рудных тел	Тип скоплений изумруда	Главные сопутствующие минералы	Типоморфные особенности изумруда	Промышленное значение	Типичные месторождения
Эндогенная	Пегматиты	Миароловые гранитные пегматиты Микроклиновые берилл-топазо-морионовые неперемещенные (камерные)	Граниты порфировидные, рапакиви, аляскитовые	Округло-изометричные штоко- и трубообразные	Единичные крупные минерализованные полости (камеры)	Горный хрусталь, морион, альбит	Призматические и обелиско-видные кристаллы длиной до 20-35 см, зеленые, желто-зеленые с фигурами травления	Большое	Волынское (Украина), Адун-Челонское (Россия), Антеро-Вайт (США)
		Микроклиновые берилл-топазовые перемещенные занорышевые	Слюдистые сланцы, гнейсы, роговики, порфировидные граниты и аплиты	Жилы, линзо- и плитообразные тела	Многочисленные минерализованные полости (занороши)	Дымчатый кварц, микроклин, альбит, шерл, мусковит	Призматические кристаллы длиной до 15-2 5 см, зеленые, желтые, голубые	Большое. Важный источник россыпей	Теофило-Отони, Говернадор-Володарес и др. (Бразилия), Гилгит (Пакистан), Мурзинка (Россия)
		Микроклин-альбитовые эльбаит-лепидолитовые	Габбро, серпентиниты, мраморы, биотит-амфиболовые гнейсы и сланцы	Тот же	Тот же	Дымчатый кварц, клевеландит, лепидолит, эльбаитовый турмалин	Короткопризматические и таблитчатые кристаллы морганита (воробьевита) и гошенита	Берилл добывается попутно с турма­лином	Сахатани (Мадагаскар), Пала (США)
		Бесполостные микроклиновые берилл-мусковитовые пегматиты	Кристаллические сланцы и гнейсы	Линзовидные и жильные тела	Выделения в полевом шпате и кварце	Мусковит, кварц, шерл	Призматические кристаллы длиной до 50 см с прозрачными участками, голубые, бесцветные, реже желтые	Ювелирный берилл добывается попутно с техни­ческим бериллом, мусковитом, керамическим сырьем	Урунгве (Зимбабве), Саватеевское (Россия)
	Грейзены	Апоалюмосиликатные грейзены	Граниты порфировидные, гранит-порфиры, роговики	Жилообразные тела, жильные зоны, штокверки	Минерализованные полости и пустоты	Кварц, мусковит, топаз, вольфрамит, касситерит, арсено-пирит	Длишюпризматические крис­таллы длиной до 10-15 см, голубые, реже зеленые и желтые	Небольшое	Шерлова гора (Россия)
	Гидро-термальный	Поствулканический эксгаляционный	Риолиты литиево-фтористые (онгониты)	Зоны развития трещи и протоэффузивных пустот	Минерализованные трещины и литофизы	Кварц, гематит, биксбиит, псевдо-брукит топаз, опал	Мелкие (до 2-3 см) призматические кристаллы биксбита	Небольшое	Томас Рейндж (США)
Экзогенная	Россыпи	Элювиальный и делювиально-элювиальный (остаточный)	Щебнисто-глинистые образования кор выветривания	---	Кристаллы и их обломки в глинистых породах	---	Соответствуют коренному источнику	Большое	Восточная Бразилия
		Аллювиальные ближнего сноса	Песчано-гравийно-галечные отложения		Кристаллы и их обломки в аллювии	---	Те же	Тоже	Ильхе Алегре, Форта-леза, Педра-Гранде и др (Бразилия)

Стр. 133

тел под полостями подверглась выщелачиванию и альбитизации. Установлено, что пегматиты со скоплениями берилла почти не содержат топаза и наоборот.

Берилл в основном наблюдается в полостях среди заполняющей их слюдисто-каолинитовой массы вместе с кристаллами горного хрусталя и обломками ядерного кварца. Мелкие кристаллы берилла встречаются в зоне выщелачивания и альбитизации.

В 1992 году на Волынском месторождении подземными горными выработками на глубине около 70 м от поверхности был вскрыт уникальный бериллоносный пегматит, из которого было извлечено более тонны коллекционного и ювелирного берилла. По данным И.С.Василишина и B.C.Белозерова, пегматит имел сравнительно большие размеры (до 50 х 70 м в плане) и обычное для месторождения внутреннее строение с графической,

Стр. 134

пегматоидно-блоковой кварц-микроклиновой зонами и асимметрично расположенным ядром (рис. 21). Минерализованная полость-камера длиной до 12 м, шириной 4 м и высотой до 5 м располагалась в нижней северо-восточной части тела, подстилаясь зоной выщелачивания — пористой, местами глинистой микроклин-альбитовой породой. Ширина этой зоны достигает 16 м. Кристаллы берилла находились в мелкообломочно-глинистой массе между крупными обломками мориона и микроклина, заполняющими полость, а также в клевеландит-альбит-микроклиновых агрегатах и глинисто-слюдистой породе зоны выщелачивания. При этом крупные кристаллы в основном встречались внутри полости и лишь изредка — в зоне выщелачивания.

134 Фото. Берилл. 25 х 7 см. Володарск Волынский, Украина. Музей «Самоцветы». Фото Е.Кассина.

134 Рис. 21. Схема геологического строения уникального бериллоносного пегматита. Вертикальный разрез. Волынское месторождение, Украина. По И.С.Василишину и B.C.Белозерову, 1992 г.

1     гранит зеленовато-серый, порфировидный;

2     гранит розовый, обогащенный биотитом и амфиболом;

3     графический пегматит;

4     графическо-пегматоидная зона;

5     блоковая кварц-микроклиновая зона;

6     кварцевое ядро;

7     зона выщелачивания и альбитизации;

8     кристаллы берилла;

9     контур минерализованной полости;

10   контур развития берилловой минерализации.

Волынские бериллы прозрачны и полупрозрачны за счет обильных газово-жидких включений. Цвет у них преимущественно зеленый от бледного до интенсивного, нередко с желтым оттенком, иногда оливково-зеленый,

Стр. 135

салатово-зеленый, голубоватый. Облик кристаллов призматический, иногда обслисковидный с равномерно развитыми гранями гексагональной призмы {100}. Головки у большинства кристаллов растворены, и лишь иногда присутствуют реликты граней дипирамиды {111} и пинакоида {0001}. Многочисленные следы растворения наблюдаются также в виде интенсивного черепитчатого скульптурирования граней призмы, сглаживания ребер, кавернозности, а также трубчато-игольчатых «проколов» и воронок, параллельных длинной оси кристаллов. Основная масса ювелирного сырья состоит из кристаллов длиной от 3 до 10 см, крупные прозрачные образцы весят до 4-5 кг и более. Уникальный кристалл берилла, добытый из охарактеризованного выше бериллоносного пегматита и получивший собственное имя «Владимир», имеет размеры 16 х 18 х 55 см и массу 22 кг. В основании он замутнен, а в большей части идеально прозрачен, обладая сочным зеленым цветом.

Бериллы Волынского месторождения содержат до 0,3 вес.% щелочей (в основном Na₂O) и от 0,6 до 1,5% Fe₂O₃, т.е. относятся к малощелочной железистой разновидности. Показатели преломления света: N₀ = 1,568-1,570, N_е = 1,566-1,567 (Лазаренко и др., 1973). По Ю.А.Долгову (1970), температура гомогенизации первичных флюидных включений в газовую фазу равна 410-510°С, а в жидкую — 350-430°С, что полностью совпадает с данными термометрии включений в волынских топазах.

Россия. Ювелирный берилл, а также топаз и турмалин, начиная с XVIII века добывались на Среднем Урале из миароловых пегматитов Мурзинско-Адуйского района, находящегося в 60-140 км севернее Екатеринбурга. Известные здесь пегматитовые поля протягиваются на 80 км в меридиональном направлении вдоль западного контакта Мурзинского, Сокольского и Адуйского позднепалеозойских гранитных массивов, занимающих центральную часть Восточно-Уральского антиклинория. Вмещающими породами для пегматитов служат биотитовые и биотит-амфиболовые гнейсы мурзинской свиты нижнего палеозоя и заключенные в них обособления серпентинитов (рис. 22). В районе можно выделить несколько пегматитовых полей (с севера на юг): Алабашско-Мурзинское с топазом и бериллом, Южаковско-Сарапулкское с топазом и эльбаитовым турмалином, Липовско-Шайтанское с эльбаитовым турмалином и Адунское с бериллом.

135 Рис. 22. Схема геологического строения Мурзинско-Адуйского пегматитового района. Средний Урал, Россия. По Н.Д.Соболеву, 1966 г. (с изменениями).

1   нижнепалеозойские образования нижнего структурного этажа: гнейсы с прослоями мраморов, кварцитов и обособлениями серпентинитов (мурзинская свита);

2   нижне-среднепалеозойские образования верхнего структурного этажа: зеленые сланцы, туфы, известняки, кварциты;

3   позднепалеозойские граниты и гнейсограниты;

4   главные разрывные нарушения;

5   пегматитовые поля:

I – Алабашско-Мурзинское, II – Южаковско-Сарапульское, III – Липовско-Шайтанское, IV – Адуйское.

Стр. 136

На Алабашско-Мурзинском пегматитовом поле бериллоносные жилы, как правило, разобщены с топазоносными, и берилл в основном добывался в копях Старцевской, Мыльница, Казенница, Безымянная, Кривореченская и др. Пегматитовые жилы залегают в гнейсах Мурзинской свиты, иногда пересекая дайки мелкозернистых гранитов. Большинство из них имеют крутые углы падения, встречаются также сопряженные с ними пологие плитообразпые тела. Жилы прослеживаются по простиранию на 50-400 м и более при мощности от 2 до 5-10 м. По минеральному составу они существенно биотит-кварц-микроклиновые с подчиненным количеством первичного олигоклаза.

Бериллоносные продуктивные пегматиты имеют неполнозоналы-юе строение. Характерно широкое развитие зон аплитовидного и мелко-среднезернистого гранит-пегматита и графического пегматита, занимающих основную часть жилы. В графической зоне ближе к центру жилы наблюдаются крупнозернистые пегматоидные шлиры, обособления блокового микроклина, а также минерализованные полости-занорыши. Кварцевое ядро, как правило, отсутствует.

Минерализованные полости имеют уплощенную форму до щелевидпой и самые различные размеры. Наиболее крупная из них на Старцевской копи достигала 5 м в длину при ширине около 1 м и высоте до 2 м (Ферсман, 1962). Полости окаймлены крупнокристаллическим кварц-полевошпатовым агрегатом, переходящим в миаролах в друзы микроклина и дымчатого кварца с прозрачным бериллом, мусковитом, иногда клевеландитом и шерлом. Вблизи полостей местами развивается альбитизация и мусковитизация микроклина. В незначительном количестве присутствуют апатит, кордиерит, гранат, касситерит, колумбит, лепидолит и другие минералы.

Кристаллы берилла из миарол нередко идеально прозрачны с блестящими гранями. Цвет у них светло- и винно-желтый, зеленовато-желтый, зеленоватый, изредка синевато-зеленый и голубой, облик от коротко-столбчатого до длиннопризматического и обелисковидного. В огранении кристаллов кроме призмы {100} и пинакоида {0001} обычно участвуют грани дипирамиды {111} и ромбоэдра {012}. Многие кристаллы корродированы. Длина их обычно не превышает 4-6 см, самый крупный кристалл прозрачного зеленого берилла, добытый в 1828 году на Старцевской копи, имел длину 24,5 см. Гораздо реже наблюдались таблитчатые кристаллы бесцветного или светло-розового ростерита высотой до 2-3 см при ширине до 5 см. В Адуйском пегматитовом поле, расположенном к югу от р. Реж, известны копи Семининская и Тысячница, на которых добывался ювелирный берилл. По А.Е.Ферсману (1962), на богатой бериллом Семининской копи в гранитах была вскрыта существенно полевошпатовая пегматитовая жила с мощной графической зоной и частично альбитизированными блоками розового микроклина. Призматические сильно разъеденные кристаллы бутылочно-зеленого и желто-зеленого

136 Фото. Аквамарин в полевом шпате. 8x5 см. Адуй, Урал, Россия. ГМ УГГГА. Фото М.Лейбова.

Стр. 137

берилла длиной до 12-18 см находились в альбитизированных участках микроклин-пертита и в миароловых пустотах, заполненных белесой глиной. В жиле также встречались плохо ограненные обособления непрозрачного голубоватого берилла.

Ювелирный берилл в небольшом количестве добывался из миароловых пегматитов Адун-Челона в 45 км северо-западнее г. Борзи. Это пегматитовое поле размещается в пределах Адун-Челонского массива поздне-юрского возраста, залегающего среди песчано-сланцевых пород уртуйской серии нижнего карбона. В 20 км от него к северо-востоку обнажен небольшой Шерловогорский гранитный массив, относящийся к тому же Кукульбейскому интрузивному комплексу и вмещающий широко известное одноименное грейзеновое месторождение аквамарина.

Адун-Челонский массив сложен в основном порфировидными крупнозернистыми гранитами, сменяющимися к центру мелкозернистыми гранит-порфирами. Пегматиты в основном сосредоточены в восточной части массива, представляя собой шлиры, жилы, штоки и трубообразные тела длиной обычно от 5 до 40 м, редко больше, при мощности от 1 до 5 м. Ю.П.Трошин и В.И.Гребенщикова (1983) отмечают определенную зональность пегматитового поля: ближе к краю массива находятся слабо дифференцированные пегматиты, не содержащие миарол, в средней («промежуточной») зоне развиты хорошо расслоенные берилл-морионовые пегматиты с минерализованными полостями, а в центральной части массива наблюдаются только небольшие пегматитовые шлиры.

Берилл-морионовые миароловые пегматиты имеют маломощную аплитовую оторочку, хорошо развитую графическую зону, переходящую к центру тела в блоковую кварц-полевошпатовую зону и кварцевое ядро. Минерализованные полости линзовидной, изометричной и трубообразной формы располагаются в блоковой зоне у кварцевого ядра. Они содержат хорошо образованные кристаллы мориона и дымчатого кварца, берилла, шерла, мусковита и клевеландита, иногда в них встречаются топаз и флюорит. Самая крупная полость размером 4 х 3 х 2 м располагалась под кварцевым ядром трубообразного вертикально залегающего пегматита.

Адунчелонские кристаллы берилла имеют столбчатый облик и пинакоидальную головку, на которой иногда присутствуют грани призмы {110} и дипирамиды {111}. Преобладают светло-зеленые разновидности с голубоватым или желтоватым оттенком, значительно реже наблюдаются гелиодор и аквамарин. Средний размер кристаллов 5 х 1,5 см, максимальный — 16 х 3 см. Показатели преломления света: N_е = 1,570-1,573, N_o = 1,576-1,579, плотность 2,69-2,72 г/см³. Типичными твердыми включениями являются берилл, кварц, биотит, мусковит и гематит; сингенетические газово-жидкие включения обладают трубчатой или негативной кристаллической формой и содержат до 35-40% газовой фазы. Они гомогенизируются в жидкую фазу при температурах 360-460°С.

Пакистан. В верховьях Инда у стыка величайших горных систем Гималаев, Каракорума и Гиндукуша находится крупный, но еще мало изученный пегматитовый узел Гилгит с хорошим аквамарином и полихромным турмалином. Наибольшей известностью пользуются миароловые пегматиты в районах Шингус и Соч-Дассо, размещающиеся в области сочленения Индо-Пакистанской и Азиатской литосферных плит (Kazmi et al. 1985).

Пегматитовый район Шингус — один из крупнейших в Пакистане — относится к Индо-Пакистанской плите и расположен в зоне субдукции докембрийских гнейсов Нангапарбатского комплекса под меловые амфибол-пироксеновые гранулиты Кохистанской островной дуги. Многочисленные линзо- и жилообразные пегматитовые тела, протяженностью от нескольких метров до 100 м и более, сгруппированные в нескольких полях, залегают в нангапарбатских лейкократовых биотит-мусковитовых и биотитовых гнейсах, переслаивающихся с кварцитами и амфиболитами. Генетически они могут быть связаны с крупным гранитным массивом верхнее-эоценового—нижнемиоценового возраста, выходящими на поверхность юго-восточнее пегматитового района.

В районе Шингус выделяется несколько пегматитовых полей: Шингус-Булечи — по обеим сторонам ущелья Инда, у одноименных деревень в 16 км по прямой восточнее устья р. Гилгит, Харамош — у одноименного пика в 15-20 км севернее Шингуса и Стак Нала — в 20 км восточнее этой деревни. Пегматиты Шингус-Булечи и Харамоша обычно имеют краевую мелкозернистую гранитную или аплитовую оторочку и крупнокристаллическую центральную часть с жеодами и миароловыми полостями размером от 5 см до 1 м в поперечнике. Они состоят преимущественно из микроклина и альбита (60%), кварца (10-15%), биотита и

Стр. 138

мусковита (5-10%) с небольшим количеством шерла (1-5%) и иногда альмандина. Берилл бывает включен в основную массу пегматита, его прозрачные бледно-голубые кристаллы ювелирного качества длиной до 10 см присутствуют в полостях вместе с хорошо ограненными полевыми шпатами, кварцем, шерлом и слюдой. В некоторых пегматитах Булечи эпизодически встречаются бесцветный топаз, зеленый и коричневый турмалин, гошенит, морганит, а также лепидолит и сподумен.

138 Фото. Аквамарин. Высота — 15,8 см. Пакистан. Образец В.Томпсон. Фото Д.Сковила.

Пегматиты Стак Нала невелики по размерам (длина до 15 см) и славятся превосходными полихромными турмалинами, ассоциирующимися с клевеландитом, кварцем, слюдой, иногда с флюоритом и фторапатитом (см. главу «Турмалин»).

Пегматитовый район Дассо в долине р. Бралду-Шигар (правый приток Инда) принадлежит к Азиатской плите. Он располагается в южной части главного каракорумского надвига среди сланцев, гнейсов и мраморов формации Минапин (протерозой — нижний палеозой) вблизи контакта с Каракорумским гранодиоритовым батолитом миоцен-плиоценового возраста. Пегматиты имеют форму жил, линз и неправильных тел длиной до 45 м при мощности от 1 -2 до 8 м, вмещающими породами служат биотитовые гнейсы, а на самом северном участке Гоне — каракорумские гранодиориты.

По своему внутреннему строению и минерализации пегматиты Дассо похожи на Шингус-Булечские. Они также преимущественно бериллоносны: хорошо ограненные кристаллы аквамарина имеют длину от 5 до 15 см и ширину от 1 до 7,5 см, при этом целиком прозрачные кристаллы достигали в длину 5-7,5 см и в ширину 1-3 см. В полостях аквамарин тесно ассоциируется с клевеландитом, нередко частично обрастая альбитовой «рубашкой». Иногда там же встречаются бесцветные и желтовато-коричневые призматические кристаллы топаза массой от 5 до 200 г и зеленый полупрозрачный гидроксил-гердерит. Некоторые пегматиты содержат ядра розового кварца и скопления внеполостного непрозрачного берилла, мусковита и шерла. Местами в пегматитах наблюдаются тонкие прожилки с гранатом, галенитом и пиритом.

Афганистан. Ювелирный морганит добывается на пегматитовых месторождениях кунцита и эльбаитовых турмалинов в Нуристане, связанных с меловыми-палеогеновыми гранитами комплекса Лагман. По Л.Н.Ростовскому (1980), в этом отношении наиболее интересны миароловые альбит-микроклиновые и микроклин-альбитовые пегматиты месторождений Дарай-Пич, Кулам, Канокан, Джаба и Буни (см. главу «Турмалин»), на которых морганит ассоциируется с кунцитом, турмалином, клевеландитом, горным хрусталем, лепидолитом и поллуцитом. При этом он встречается значительно реже, чем кунцит и турмалин.

Кристаллы морганита имеют изометричную или таблитчатую форму размером от 1x1 до 5x10 см, они полупрозрачны и окрашены в приятный кремовый или розовый цвет.

Мадагаскар. Архейская кристаллическая глыба Мадагаскара богата гранитными пегматитами, и эта страна считается традиционным поставщиком на мировой рынок ювелирного берилла, турмалина и в меньшей

Стр. 139

мере топаза и кунцита. Особенно высоко ценится Мадагаскарский морганит нежного персиково-розового цвета, считающийся лучшим в мире.

139 Рис. 23. Схема размещения основных пегматитовых районов и полей Центрального Мадагаскара. Геологическая основа по А.Безери, 1964 г. (с упрощениями).

1 – мезозой-кайнозойские отложения;

докембрий:

2 – кварцит-циполиновая серия,

3 – система Вохибори,

4 – система Графит;

5 – эффузивы мела и неогена;

6 – раннепалеозойские граниты;

7 – докембрийские гранитоиды;

8 – зоны разломов;

9 – главные пегматитовые районы и поля:

1) Берерс (Nb-Ta, Be); 2) Андриамена; 3) Анказобе (TR, Be, ювелирные камни); 4) Итази-Бетафу (TR, Be, ювелирные камни); 5) Сахатани-Ибити (ювелирные камни); 6) Ампандрамайка (Nb-Ta, Be); 7) Икаламавани (Be, ювелирные камни).

Среди мадагаскарских пегматитов принято различать редкометальные (мусковито-берилловые с ниобо-танталатами и натриево-литиевые со сподуменом, амблигонитом и лепидолитом) и редкоземельные (в том числе редкоземельно-урановые и монацитовые), группирующиеся в более или менее обособленные пегматитовые поля (Беус, Герасимовский, 1983; Шмакин, 1987 и др.). Ювелирный берилл и другие самоцветы добываются главным образом в полях развития миароловых пегматитов в центральной части острова на Высоких Плато севернее и юго-западнее г. Антананариву. В этом районе обнажены архейские графитовые гнейсы, гранулиты, слюдяные сланцы и мигматиты Графитовой системы, местами перекрытые амфиболитами, мраморами, гнейсами и железистыми кварцитами системы Бохибори, а также кварцитами и кремнистыми доломитами цинолиновой серии. Последние некоторыми авторами считаются верхнепротерозойскими. Мадагаскарский щит неоднократно испытывал тектоно-магматическую активизацию, особенно интенсивную в раннем палеозое (560-480 млн. лет), что соответствует Панафриканской стадии диастрофизма. С этой стадией связаны многочисленные посторогенные гранитные массивы и большинство пегматитовых полей (рис. 23).

Пегматитовый узел Центрального Мадагаскара объединяет разнородные пегматитовые поля, тяготеющие к определенным гранитным массивам. Б.М.Шмакин (1987) отмечает зональное размещение пегматитовых полей: в центральной части узла находятся в основном натриево-литиевые пегматиты с ювелирным турмалином (поля Сахатани-Ибити, Анценциндрану, Амбаламахацара), к северу и югу сменяющиеся полями редкоземельных и мусковит-берилловых пегматитов (Анказобе, Итази, Бетафу).

Щелочные ювелирные и коллекционные бериллы, в том числе высококачественный морганит отбираются совместно с турмалином при отработке миароловых микроклин-альбитовых эльбаит-лепидолитовых (натриево-литиевых) пегматитов. В этом отношении особенно интересны крупные пегматитовые жилы Тсарафара, Анкаринариву, Тампубуйча в пегматитовом

Стр. 140

поле Сахатани-Ибити, Анжанабунуина в поле Анценциндрану и другие объекты в районе г. Анцирабе (см. главу «Турмалин»).

Аквамарин, желто-зеленый прозрачный берилл и более редкий гелиодор связаны с миароловыми слабо альбитизированными микроклиновыми пегматитами, залегающими в гнейсах, кварцитах и кристаллических сланцах системы Графит и иногда Вохибори. Они бывают пространственно совмещены с редкоземельными пегматитами, располагаясь вблизи массивов палеозойских гранитов. А. Лякруа (Lacroix, 1922) считал примечательной пегматитовую жилу с драгоценными камнями у горы Гонгафену в 15 км южнее Бетафу. По его наблюдениям, сильно каолинизированный пегматит пересекает гранито-гнейсы вблизи их контакта с амфиболизированными габброидами. Судя по большому количеству ядерного розового кварца и включенным в него крупным кристаллам микроклина, пегматит был хорошо дифференцирован. Он содержал крупные прозрачные кристаллы голубого берилла, иногда с темно-зеленой серединой, некоторые из них имели желтый или зеленый оттенок. В скоплениях красной (гнездовой?) глины встречаются эффектные друзы дымчатого кварца и аквамарина с блестящими гранями. Широко распространен черный турмалин, кроме того, присутствуют гранаты альмандин-спессартинового состава, колумбит, бетафит (бломстрандит), малакон, магнетит, молибденит (в виде включений в кварце) и другие минералы. Эта минеральная ассоциация, иногда включающая также эвксинит, характерна для многих микроклиновых бериллоносных пегматитов Центрального Мадагаскара.

140 Фото. Берилл красный. 2,1 см высотой. г. Вах-Вах, Юта, США. Частная коллекция. Фото Д.Сковила.

Среди мадагаскарских аквамаринов встречаются камни очень высокого качества — идеально прозрачные с широкой гаммой окраски от голубовато-зеленой до лазурной и темно-синей, почти черной. Плеохроизм бывает проявлен очень сильно, как у кордиерита, от темно-голубого по N_е до бледно-голубого почти бесцветного по N_о. Плотность 2,73-2,77 г/см³. Типичны тонкие каналы, параллельные длинной оси кристалла, создающие «эффект дождя».

США. Несмотря на широкое распространение гранитных пегматитов, крупные месторождения ювелирного берилла в США не обнаружены. Прозрачный берилл в основном встречается в пегматитовых поясах Аппалачей и Кордильер в сравнительно редких и небольших полях развития топазо- и бериллоносных миароловых пегматитов, а также иногда отбирается попутно с ювелирным турмалином, слюдой, керамическим сырьем и рудами редких металлов.

В Аппалачах в этом отношении интересны пегматиты Новой Англии (главным образом в штатах Мэн и Нью-Гэмпшир), залегающие в палеозойских кристаллических сланцах и гнейсах и связанные с гранитоидными плутонами преимущественно пермо-карбонового возраста. Миароловые берилл-топазовые пегматиты известны в штате Мэн в западной части округа Оксфорд у Стаунхема и в штате Нью-Гэмпшир у Чатема и Графтона. Пегматитовые тела имеют мощную графическую зону, кварцевое ядро и иногда содержат бледный голубовато-зеленый аквамарин и гелиодор. Бесцветный гошенит и светло-розовый морганит встречались в широко известных микроклин-альбитовых эльбаит-лепидолитовых пегматитах штата Мэн на месторождениях

Стр. 141

Апатит-Хилл у г. Оберн, Майка-Хилл у г. Саут-Пар и др. (см. главу «Турмалин»),

В складчатом поясе Кордильер морганит добывался на знаменитых калифорнийских месторождениях ювелирного турмалина в пегматитовых полях Пала и Меза-Гранде (округ Сан-Диего). В частности, на крупном месторождении турмалина Хималей в пегматитовом поле Меза-Гранде (см. главу «Турмалин») встречались высококачественные уплощенные кристаллы персиково-оранжевого и землянично-розового морганита размером до 12 х 10 х 7,5 см (Foord, 1977). Все эти пегматиты пространственно и генетически связаны с мезозойским Южно-Калифорнийским батолитом и имеют меловой возраст.

В пегматитовом поле Пала непосредственно в гранитах в районе Ринкона Г.Варингом (Waring, 1905) изучались бериллоносные миароловые пегматиты без литиевой минерализации и эльбаитовых турмалинов. Для них характерно развитие графических зон, грубозернистое и блоковое строение, присутствие мусковита, берилла, шерла и альмандина. Альбитизация проявлена слабо. В нескольких жилах, вскрытых горными выработками, наблюдались многочисленные «карманы», содержащие друзы дымчатого кварца и иризирующего ортоклаза с мусковитом и прозрачным светло-зеленым ювелирным бериллом.

В Скалистых горах в округе Чаффи штата Колорадо привлекают внимание внутригранитные камерные пегматиты докембрийского возраста с бериллом, фенакитом и топазом. По Д.Адамсу (Adams, 1953), изометричные и уплощенные до линзовидных пегматитовые тела и небольшие шлиры размещаются на крутых склонах гор Антеро и Байт в апикальных частях двух гранитных массивов, относящихся к позднепротерозойской формации Пайкс-Пик. Сравнительно крупные пегматиты с минерализованными полостями размером до 1,2 м в поперечнике удалены от кровли массивов не более чем на 150-200 м, сменяясь ниже мелкими телами и бесполостными шлирами. Пегматитовые тела в основном сложены микроклин-пертитом и дымчатым кварцем с мусковитом, бериллом и альбитом, в небольшом количестве присутствуют фенакит, топаз, гранат, апатит, бертрандит, биотит, кальцит, магнетит, ортит, пирит. Д.Адамс выделяет четыре типа пегматитов по минерализации полостей: берилловый, фенакитовый, берилл-фенакит-бертрандитовый и топазовый. Некоторые пегматитовые шлиры почти нацело состоят из тесно сросшихся берилла и кварца. В районе Маунт-Антеро известны также кварцевослюдистые грейзены с бериллом, турмалином и молибденитом («Калифорнийская жила»).

Бразилия. Эта страна уже долгое время является крупнейшим в мире поставщиком аквамарина и других ювелирных бериллов. Еще в 1811 году у пос. Сан-Матеус в районе Теофило-Отони (штат Минас-Жерайс) был найден уникальный идеально прозрачный кристалл аквамарина массой около 7 кг. Широкая добыча ювелирного берилла началась в первой четверти XX века и продолжается до настоящего времени.

Источником берилла, а также топаза, турмалина, дымчатого и розового кварца, кунцита и некоторых других самоцветов служат гранитные пегматиты Восточно-Бразильского кристаллического щита. Главную роль играет крупнейшая Восточная пегматитовая провинция, протягивающаяся в меридиональном направлении на 720 км при ширине до 320 км и охватывающая северо-восточную часть штата Минас-Жерайс и прилегающие к ней южную часть штата Баия и западную штата Эспириту-Санту. Меньшее значение имеет Борборемская пегматитовая провинция в штатах Параиба, Риу-Гранди-ду-Норти и Сеара.

Многочисленные пегматитовые тела размещаются главным образом в кварцево-слюдистых сланцах и гнейсах нижнепротерозойской (по некоторым авторам, архейской) метаморфической толщи Риудас-Вельяс (Про-Минас), а также в перекрывающих их филлитах и кварцитах серии Минас и Итаколуми (средний и верхний протерозой). Пегматиты генетически и пространственно связаны с гранитами, внедрившимися в метаморфические породы в период рифейской-раннепалеозойской тектоно-магматической активизации Восточно-Бразильского щита. Повсеместным развитием пользуется древняя кора выветривания каолинового и латеритного профиля, мощностью от 5-10 до 20-30 м и более.

Основные месторождения ювелирного берилла находятся в штате Минас-Жерайс в бассейнах реки Риу-Доси и верхнего-среднего течения реки Жекитиньонья, где можно выделить несколько районов концентрации бериллоносных пегматитов. В бассейне Риу-Доси — это Консельейру-Пена, Говернадор-Валадарис, Санта Мария-ду-Суасуи. Севернее них расположен район Теофило-Отони-Малакачета, а еще севернее в среднем течении р. Жекитиньоньи — районы Педра-Азул (Форталеза), Салинас-Арасуаи (Виржем-да-Лана),

Стр. 142

Риу-Пиауи. К району Конселейру-Пена с запада примыкает пегматитовое поле Итатасауи, находящееся уже на территории штата Эспириту-Санту. Во всех районах ведется интенсивная отработка пегматитов и связанных с ними россыпных месторождений многочисленными старателями и более упорядоченная добыча самоцветов на ряде рудников. Наибольший интерес представляют миароловые пегматиты, частично совмещающиеся с берилл-мусковитовыми и редкометальными натриево-литиевыми пегматитами. Самыми крупными месторождениями аквамарина являлись Ильхе-Алегре, Форталеза, Медина и Коронель Мурта в долине Жекитиньоньи; Голконда, Фарна, Марилак в районе Говернадор Валадарис; Понто-де-Марамбаия, Трас-Баррас, Итамбакури в районе Теофило-Отони и ряд других.

Следует иметь в виду, что почти весь добытый прозрачный берилл, в том числе его широко распространенные желтые и желтовато-зеленые разновидности, еще на месте подвергается термической обработке, превращаясь в аквамарин. На перечисленных месторождениях отбирается и высококачественный гелиодор. Крупные скопления такого берилла встречались в пегматитах Урубу у пос. Арасуаи. Более редок светло-розовый морганит, ассоциирующийся с эльбаитовым турмалином в микроклин-альбитовых пегматитах литиевой специализации Коррего-до-Урукум в районе Говернадор Валадарис; Фазенда Кампо-Алегре у пос. Сапукаия в районе Консельеру-Пена; Теиксейра, Чанадинха, Барейро в районе Риу-Пиауи и др. В последнем районе на руднике Максис добывался редкий синий берилл — максис, отличающийся от аквамарина необычной природой окраски.

На северо-востоке Бразилии в пределах Борборемской пегматитовой провинции аквамарин, турмалин и цитрин добывались на руднике Серидозинью (штат Параиба).

142 Фото. Гелиодор. 4 см. Минас Жирайс [Минас-Жерайс], Бразилия. Канадский музей Природы. Фото Д.Сковила.

Геологическое строение бразильских пегматитов с самоцветами охарактеризовано очень скудно даже в специальных сводках Д.Синканкаса (Sinkankas, 1974) и К.Проктора (Proctor, 1984). Это объясняется наличием мощной площадной коры выветривания и слабым геологическим обслуживанием поисковых и добычных работ. Обычно принято различать так называемые простые пегматиты — дайкообразные крупные тела с пегматоидной и графической структурой и сложные пегматиты жило- и линзообразной формы, хорошо дифференцированные с блоковой и кварцевой зонами и крупными миаролами.

Практический интерес в основном имеют микроклиновые пегматиты второго типа, в той или иной мере затронутые процессами мусковитизации, альбитизации и лепидолитизации. Обычные размеры таких пегматитов составляют от 40 до 200 м по простиранию при мощности до 10-20 м и более в раздувах. Из распространенных акцессорных минералов Р.Аргентир (1981) отмечает турмалин, берилл, топаз, фенакит, горный хрусталь, гранат, монацит, колумбит и танталит, самарскит и др. Встречаются также благородные разновидности сподумена (кунцит) и петалита.

Бразилия знаменита великолепными кристаллами прозрачного берилла, многие из которых имеют собственное имя и украшают минералогические музеи мира.

Стр. 143

Таковы уникальные образцы зонального гелиодора «Кварто Центарио» массой 22 кг, густо-синие аквамарины «Марта Роша» из Теофило-Отони массой 34,7 кг и «Эстерела де Альве» из Грес Барреа массой 19,2 кг, голубой с зеленоватой периферией «Папамель» из Марамбаи массой 110,5 кг. В Смитсоновском институте (г. Вашингтон) хранится ограненный камень — бразильский гелиодор массой 2054 карата.

В бериллах обычны газово-жидкие включения в виде игольчатых каналов и вуалеобразных скоплений. Из твердых включений чаще всего встречаются мусковит, биотит, кварц, апатит, иногда флюорит, коричневый турмалин и др. Г.Грациани и В.Ди’Гиульо (Graziani, Di Guilio, 1979) обнаружили в аквамарине включения корунда и ильменита — весьма необычная ассоциация для гранитных пегматитов.

Бесполостные берилл-мусковитовыс бериллоносные пегматиты в целом играют незначительную роль в получении ювелирного берилла. В связи с неблагоприятными условиями кристаллогенеза на таких месторождениях берилл обычно непрозрачен или растрескан и насыщен множеством твердых и газово-жидких включений. Практический интерес могут представлять прозрачные участки сравнительно крупных кристаллов, отбираемых попутно с добычей руд редких металлов, мусковита и керамического сырья.

В этом отношении лучшими являются микроклиновые берилл-мусковитовыс пегматиты, рассматривающиеся А.И.Гинзбургом и Н.А.Солодовым (1962) в качестве одного из типов редкометальных пегматитов. Для них в отличие от микроклиновых миароловых пегматитов характерно отсутствие топаза и других минералов фтора, а также широкое развитие гидролиза микроклина с замещением его кварц-мусковитовым комплексом в парагенезисе с бериллом. Ювелирный берилл эпизодически добывается из таких пегматитов в США в штатах Мэн и Коннектикут, на Мадагаскаре, в Индии, Бразилии, Испании на Иберийском плато и в других странах. Сравнительно много так называемого «осколочного» ювелирного сырья, выколотого из кристаллов технического берилла, было получено на севере Зимбабве. В России в Восточной Сибири в 1983-1985 гг. специально на ювелирный берилл разведывалось Супруновское месторождение.

Зимбабве. В 60-е годы текущего века Южная Родезия выдвинулась в качестве одного из главных мировых производителей бериллового концентрата, из которого периодически отбиралось ювелирное сырье, пригодное для огранки. Наиболее интересными в этих целях являлись пегматитовые поля на севере страны — Урунгве-Миами и Фунгви-Шиманда. Они относятся к берилл-мусковитовому типу и находятся в так называемом метаморфическом поясе Замбези Родезийского массива среди кварцитов и силлиманитовых сланцев системы Умкондо (средний протерозой), имея абсолютный возраст 480-680 млн. лет.

Г.Банк (Bank, 1964-1965) отмечает, что большинство бериллоносных пегматитов имеет хорошо выраженное зональное строение с краевой приконтактовой оторочкой, боковой альбит-кварц-мусковитовой зоной, промежуточной микроклин-пертитовой зоной и кварцевым ядром. Известны также незональные пегматиты, которые содержат преимущественно мелкозернистый берилл. Ювелирный зеленовато-голубой, бледно-голубой, золотистый, желтый и бесцветный берилл в основном отбирался из пегматитов Урунгве-Миами, затронутых корой выветривания, сильно облегчающей их отработку. На шахте «Святая Анна» в линзовидном пегматите мощностью до 2 м встречались небольшие прозрачные кристаллы берилла длиной 1,5-7,5 см, заключенные в полевом шпате, а из более крупных замутненных кристаллов выкалывался прозрачный материал, свободный от включений и трещин. В верхних частях пегматитового тела преобладал светло-желтый берилл, с глубиной сменившийся зеленоватым и голубым аквамарином. Показатели преломления света у желтого берилла N_о = 1,580, N_e = 1,574, плотность 2,721 г/см³; у аквамарина, соответственно, N_o = 1,584, N_e = 1,578, плотность 2,725 г/см³. Для зимбабвийских бериллов характерны игольчатые «проколы», параллельные длинной оси кристалла, скопления которых вызывают шелковистые световые переливы типа кошачьего глаза. Выход ограночиого сырья из общей массы бериллового рудоразборного концентрата не превышает 2-5%.

Россия. В Северо-Западном Прибайкалье по р. Кутима (Казачинско-Ленинский район Иркутской области) известно Супруновское пегматитовое месторождение мусковит-бериллового типа со скоплениями полупрозрачного берилла. Бериллоносный пегматит залегает в ксенолите биотит-мусковитового кристаллического сланца среди разгнейсованных амфибол-биотитовых гранитов раннего протерозоя (рис. 24).

Пегматитовое тело имеет лиизовидную форму и пологий угол падения, длина его по простиранию около

Стр. 144

150 м, максимальная мощность 35 м. Оно окружено тонкой аплитовидной оторочкой и сложено графическим и грубозернистым (пегматоидным) пегматитом, сменяющимся в мощной центральной части тела блоковой кварц-микроклиновой зоной с мусковитом и бериллом. Альбитизация проявлена локально, главным образом вблизи кварцевого ядра.

Берилл в основном связан с обособлениями мусковита в блоковом микроклине на контакте с кварцевым ядром, реже кристаллы берилла непосредственно включены в кварц и микроклин. Преобладают крупные короткостолбчатые полупрозрачные кристаллы размером до 35-50 см с многими трещинами и газово-жидкими включениями. Цвет берилла светло-голубой, голубовато-зеленый, иногда светло-зеленый и медово-желтый. Из таких кристаллов выделялись пригодные для фасетной огранки прозрачные участки объемом до 1 см³, средний выход которых из общей массы кристаллического сырья составлял, по данным разведочного опробования, 1,15%.

3.2.2. Грейзеновые месторождения

Грейзены, формирующиеся в алюмосиликатных породах — гранитах и ороговикованных приконтактовых песчаниках и сланцах, нередко содержат аквамарин и другие железосодержащие бериллы. Такая минерализация во всех случаях представлена поздней берилл-мусковит-кварцевой ассоциацией, наложенной на ранее образованный слюдисто-кварцевый и кварц-топазовый грейзен.

Классическим месторождением этого типа является знаменитая своим аквамарином Шерлова гора [Шерловая Гора] в Восточном Забайкалье (Россия). Однако в большинстве случаев апоалюмосиликатные грейзены бедны ювелирным сырьем, которое, как правило, отбирается попутно с отработкой олово-вольфрамовых и молибденовых руд (месторождение Светлое на Чукотке в России, округ Чифф в штате Колорадо в США и др.). А.Мак-Невин (1980) и Г.Смит (Smith, 1977) сообщают о прозрачном голубовато- и желто-зеленом берилле из вольфрамового месторождения Хеффернанс вблизи г. Торрингтона в Австралии в штате Новый Южный Уэльс, наиболее крупный ограненный камень без дефектов из этого месторождения имел массу 73 карата.

144 Рис. 24. Схема геологического строения бесполостного пегматита мусковит-бериллового типа. Супруновское месторождение, Северо-западное Прибайкалье, Россия. По В.Н.Бронникову, 1986 г.

1   амфибол-биотитовые гнейсограниты;

2   двуслюдяные кристаллические сланцы;

3   кварц-микроклиновый графический, пегматоидный и блоковый пегматит;

4   кварцевые блоки;

5   участки альбитизации;

6   скопления берилла:

а - в кварц-мусковитовом агрегате;

b - в блоковом кварце и микроклине.

Россия. В 1723 году в Восточном Забайкалье (Читинская область) в 40 км к северо-западу от г. Борзи нерчинским казаком Иваном Гурковым было открыто месторождение «Шерлова гора» [ныне Шерловая Гора] с великолепными кристаллами аквамарина. Апогранитные грейзены Шерловой Горы с топазом, бериллом, вольфрамитом, касситеритом, арсенопиритом и висмутином изучались многочисленными

Стр. 145

геологами, в том числе М.М.Тетяевым (1918 г.), П.П.Сущинским (1925 г), А.К.Болдыревым (1929 г.), О.Д.Левицким (1939 г.), В.И.Педино (1957 г.), В.Ф.Барабановым (1959 г), В.А.Аристовым (1961 г.), А.А.Беусом (1967 г.), В.М.Смертенко (1977 г.), Ю.П.Трошиным (1980 г.), Ю.И.Сычевым и В.И.Беликом (1980, 1981 гг.).

145 Фото. Аквамарин. Размер кристалла 12,5 х 3 см. Шерлова гора [Шерловая Гора], Россия. ММ СПбГУ. Фото М.Лейбова.

Шерловогорский гранитный массив, вмещающий грейзены, представляет собой апикальный купол крупного мезозойского плутона (юрский Кукульбейский комплекс), прорвавшего песчано-сланцевые породы нижнего карбона. Этот район расположен в области сочленения палеозойской Ачинской плиты с юрским Восточно-Забайкальским прогибом. На площади месторождения обнажены главным образом гранит-порфиры приконтактной фации с вкрапленниками кварца и полевых шпатов в тонкозернистой основной массе, чередующиеся со средне- и крупно зернистыми порфировидными гранитами. Все они относятся к редкометальному (литий-фтористому) плюмазитовому типу (Тропган и др., 1983).

Грейзеновые тела имеют линзообразную форму с раздувами и пережимами и группируются в вытянутые зоны протяженностью до нескольких сотен метров при ширине 50-80 м. В таких зонах обычно наблюдается от 3 до 5 и более тел, залегающих под крутыми и пологими углами падения в соответствии с системами трещин отдельности в гранитах. Для грейзенов характерно зональное строение: грейзенизированные граниты постепенно сменяются метасоматическими кварц-слюдистым и топазо-кварцевым агрегатом, иногда с вкраплениями флогопита, вольфрамита (ферберита), касситерита и других рудных минералов.

Центральная часть грейзеновых тел выполнена зернистым кварцем, иногда сросшимся с призматическим бериллом или кристаллической топазовой и топаз-берилловой породой. Тонкие прожилки такого состава иногда пересекают ранее образованные зоны грсйзена. Из слюдистых минералов распространены сидерофиллит и замещающий его мусковит. В местах увеличенной мощности (раздувах) грейзена встречаются уплощенные щелевидные или сравнительно изометричные минерализованные полости объемом от десятых долей кубического метра до 1-3 м³. Полости содержат друзы флюорита, берилла, топаза и обломки этих минералов в слюдисто-глинистой и охристой массе гнездового выполнения. Отмечается также сидерит, висмутин, арсенопирит и другие сульфиды.

Основное практическое значение на месторождении имели два участка: копи Миллионная и Поднебесных (по фамилии иркутского купца). Наибольший интерес представлял аквамарин. Топаз, за малым исключением, в связи с небольшим размером кристаллов обилием включений и трещин для ювелирных целей не пригоден.

Лучше всего изучен участок Поднебесных, расположенный в западной части Шерловогорского массива вблизи его контакта с ороговикованными осадочными породами. На этой площади развиты порфировидные граниты с многочисленными грейзеновыми телами, ориентированными преимущественно вдоль пологой

Стр. 146

плоскости контакта (рис. 25). Структура грейзеновой зоны определяется сочетанием пологих ветвей, согласных с контактом, и соединяющих их крутых жил, фиксирующих пути движения минералообразующих растворов. Раздувы жил с минерализованными полостями формировались в местах сочленения крутых и пологих трещин. На участке Поднебесных с 1912 года известны крупные бериллоносные грейзеновые жилы №1 и 2, а также открытая в 1977 году жила Новая.

146 Рис. 25. Схема геологического строения участка Поднебесных, месторождение Шерлова гора [Шерловая Гора]. Восточное Забайкалье, Россия. По Ю.П.Трошину, 1983 г.

1   роговики;

2   граниты;

3   кварцево-слюдистый грейзен;

4   кварцевое и кварц-топазовое жильное выполнение;

5   разрывные нарушения;

6   бериллоносные жилы: 1 – №1, 2 – №2 и 3 – Новая.

У поверхности жила Новая прослежена по простиранию на 5-7 м и представляет собой круто залегающее четковидное грейзеновое тело (угол падения 75-80º) с пологими апофизами (рис. 26). Слюдисто-кварцевая ожелезненная оторочка сменяется кавернозным существенно кварцевым и затем топазо-кварцевым грейзеном. Осевая часть жилы сложена четко обособленным берилл-кварцевым, местами берилл-топазовым и берилл-арсенопиритовым шестоватым и грубокристаллическим агрегатами. В раздувах тел главным образом в местах ответвления пологих апофиз размещаются щелевидные или веретенообразные минерализованные полости размером в максимальном сечении от 0,3 х 0,3 м до 4 х 4 м. Они заполнены красновато-бурым глинистым материалом, иногда со скоплениями голубоватого землистого скородита и обломанными кристаллами дымчатого кварца, берилла, топаза, на стенках полостей наблюдаются сохранившиеся друзы этих минералов (рис. 27).

Берилл Шерловой Горы окрашен в голубой, голубовато-зеленый, бледно-зеленый, зеленовато-желтый и золотистый цвет, иногда бесцветен. Для крупных кристаллов характерна зональная окраска со сменой зеленого тона голубым и бесцветным от центра к периферии. Длина кристаллов обычно варьирует от нескольких миллиметров до 5-6 см, изредка достигая 10 см и более при соотношении длины к ширине от 5:1 у аквамарина и 2-3:1 у желтого берилла (гелиодора). Облик кристаллов длиннопризматический с преобладанием граней гексагональной призмы {100} и пинакоида {0001}, иногда уплощенный по призме. Наиболее ценными являлись идеально прозрачные интенсивно голубые кристаллы аквамарина длиной 4-5 см при поперечнике 0,5-1 см.

Среднее содержание окисного и закисного железа в бериллах составляет, по данным Л.В.Никольской, от 0,27 вес.% в бесцветных разновидностях до 0,61% в гелиодоре и до 1,09% в аквамарине. Отмечается примесь цезия: от 0,02 вес.% Cs₂O в бесцветном берилле, до 0,16% в аквамарине. Показатели преломления света: N_o = 1,572-1,581, N_e =1,565-1,571, плотность: 2,68-2,7 г/см³. Твердые включения представлены главным образом гетитом, гематитом, адуляром, сидерофиллитом, топазом, бесцветным бериллом. Сингенетические газово-жидкие включения имеют игольчатую и негативную призматическую форму с содержанием газовой фазы 35-45%, вторичные включения в залеченных трещинах содержат не более 20% газовой фазы, иногда в них присутствует до 15% углекислоты и твердые фазы (галит). Все они, по А.Х.Хакимову (1991 г.), гомогенизируются в жидкую фазу при температурах 400-470°С (первичные и мнимо-вторичные включения) и 330-380°С (вторичные включения).

На месторождении очень широко развит топаз в основном в виде сахаровидных зернистых масс. Кристаллы топаза свободного роста невелики по размерам

Стр. 147

147 Рис. 26. Схема геологического строения грейзенового тела. Месторождение Шерлова гора [Шерловая Гора], копь Поднебесных, жила Новая. Забайкалье, Россия. По Ю.И.Сычеву, 1981 г.

1   гранит порфировидный; грейзен:

2   кварцевый,

3   топазо-кварцевый,

4   слюдисто-кварцевый;

5   топазо-берилло-кварцевый агрегат жильного выполнения с минерализованными полостями.

147 Рис. 27. Схема строения аквамариновой полости. Месторождение Шерлова гора [Шерловая Гора], копь Поднебесных. Забайкалье, Россия. По В.М.Смертенко, 1977 г. Зарисовка стенки траншеи:

1   гранит порфироносный; грейзен:

2   слюдисто-кварцевый,

3   топазо-кварцевый,

4   кварцевый;

5   топаз друзовидный;

6   землистый скородит;

7   контур минерализованной полости;

8   глинистая масса с кварцем, аквамарином и топазом.

(в среднем 0,5-2 см), сильно трещиноваты и переполнены включениями. Прозрачной бывает лишь тонкая наружная зона кристаллов. Известна своеобразная разновидность топаза, называемая «коньим зубом», с многочисленными включениями каолина в наружном слое, похожем на зубную эмаль.

Пневматолито-гидротермальная минерализация осуществлялась в несколько стадий: 1) грейзенизация гранитов с образованием вдоль трещин слюдисто-кварцевого, топазо-кварцевого и кварцевого грейзена с вольфрамитом и касситеритом; 2) обновление трещин и их выполнение берилл-кварцевым и берилл-топаз-кварцевым агрегатом, друзовая минерализация полостей; 3) локальное брекчирование грейзеновых тел с цементацией брекчий арсенопиритом, висмутином и другими сульфидами.

Полупрозрачные и частично прозрачные кристаллы берилла (преимущественно аквамарина) эпизодически встречаются и в рудоносных кварцевых жилах с вольфрамитом и касситеритом, тесно связанных с грейзенами и находящихся в зоне ближнего экзоконтакта грейзенизированньгх гранитных массивов. Коллекционный и в небольшом количестве ювелирный аквамарин отбирался на

Стр. 148

олово-вольфрамовом месторождении Светлом, входящем в Иультинскую группу на Чукотке в бассейне р. Амгуэмы (Магаданская область). В районе этого месторождения нижне-среднетриасовые песчаники и глинистые сланцы амгуэмской свиты прорваны гранитоидами позднемелового Иультинского массива. Рудоносные кварцевые жилы залегают в приконтактовых роговиках, тяготея к дайкам гранит-порфиров, аплитов и лампрофиров. Протяженность отдельных жил не превышает 100-150 м, углы падения крутые — 65-80° (Наумов, Науменко, 1979).

В минеральном составе жил присутствуют мусковит, топаз, вольфрамит, касситерит, арсепопирит, лёллингит (арсеноферрит), альбит, в меньшем количестве берилл, шеелит, пирит, халькопирит, пирротин, флюорит, кальцит и некоторые другие минералы. При этом топаз и касситерит преимущественно развиты на верхних горизонтах и по периферии жильной зоны, а берилл и вольфрамит на глубоких горизонтах и в ее центральной части. Топаз наблюдается в виде зернистых скоплений — гнезд и в друзовых агрегатах, ассоциируясь с дымчатым кварцем и мусковитом. Он бесцветный, желтоватый и голубоватый и в связи с обилием включений и трещин для огранки, как правило, не пригоден. Хорошо образованные кристаллы бледно-голубого берилла длиной до 5-6 см, изредка до 12 см при ширине 0,5-3 см встречались в небольших полостях среди крупнозернистого и гребенчатого жильного кварца.

По данным В.Б.Наумова и В.Н.Науменко, температура гомогенизации газово-жидких включений в крупнозернистом жильном кварце и кристаллах дымчатого кварца составляют 230-360°С, в топазе — 300-340°С, во флюорите — 70-300°С, в кальците — 70-100°С.

3.2.3. Поствулканические эксгаляционно-гидротермальные месторождения

Этот тип месторождений очень редок для берилла и связан со специфическим вулканизмом, представленным редкометальными (литиево-фтористыми бериллий-содержащими) риолитами, которые в американской геологической литературе раньше обычно именовались топазовыми риолитами, а сейчас относятся к онгонитам. На таких месторождениях преимущественно образуется красный берилл — биксбит, окрашенный марганцем. Небольшие размеры кристаллов биксбита, редко превышающие 1-2 см, делают месторождения интересными главным образом для получения коллекционного материала, т.к. выход ювелирного сырья незначителен. Биксбит — редкая разновидность берилла — высоко ценится коллекционерами.

Месторождения биксбита известны в эффузивных толщах неогена в западной части США, главным образом в штатах Юта, Аризона и Нью-Мексико.

США. В 1905 году коллекционером минералов М.Биксби в горах Томас-Рейндж на западе штата Юта был обнаружен своеобразный малиново-красный берилл, позднее названный по его имени биксбитом. Необычной оказалась и геологическая обстановка места находки: он был встречен в риолитах вместе с топазом, кварцем, спессартином, гематитом и некоторыми другими минералами. Биксбит распространен значительно реже топаза, и его прозрачные кристаллы, пригодные для огранки, в основном добывались на месторождениях Топаз-Маунтин в Южной части хребта Томас-Рейндж (см. главу «Топаз») и Вайолет Клаймс в горах Уо-Уо (округ Бивер, штат Юта), открытом в конце 50-х годов.

В этом районе развиты вулканические породы палеогена и неогена, перекрывающие карбонатные и терригенные отложения палеозоя и мезозоя в пределах обширных кальдер. Выделяются три цикла вулканической деятельности (Shigley Foord, 1984): олигоценовая андезито-дацитовая (возраст 30 млн. лет), миоценовая (21-23 млн. лет) и плиоценовая (5-15 млн. лет), представленные редкометальными топазовыми риолитами (онгонитами) с подчиненным количеством базальтов.

Месторождение Вайолет Клаймс находится в пределах бериллиевого пояса Невада-Юта, с которым связано, в частности, крупнейшее месторождение бертрандитовых руд Спер-Маунтин. Оно контролируется глубинным разломом Блю Риббон в месте его пересечения с мощной зоной трещиноватости более высокого порядка. Непосредственно на месторождении зафиксировано несколько потоков продуктивных риолитов (онгонитов), излившихся по кольцевой системе трещин в краевой части куполовидного субвулканического трахиандезит-риолитового массива. Мощность риолитовой толщи достигает 500 м, в отдельных потоках она составляет от 15 до 100 м. Риолиты содержат много порфировых вкрапленников санидина, кварца и биотита, заключенных в тонкозернистой гранофировой основной массе.

Биксбит встречен на двух участках, где он вместе с биксбиитом — (Mn, Fe₂O₃), оксидами железа и глинистыми минералами выполняет узкие крутые трещины и мелкие пустоты — литофизы в риолитах.

Стр. 149

В таких местах риолиты в разной степени каолинизированы. В риолитах верхнего участка литофиз нет.

По данным Д.Шигли и Э.Фоорда, биксбит из Уо-Уо имеет призматический габитус, размеры от нескольких миллиметров до 2-3 см и окраску от оранжево-красной до пурпурно- и рубиново-красной, показатели преломления света, по этим авторам, составляют N₀ = 1,574, N_c = 1,534, плотность 2,66-2,7 г/см³. Кроме Мn и Fe, определяющих окраску и ее оттенок, в биксбите обнаружены примеси Cs, Rb, Ti, Nb, Se, Zn, Sn, Li, В и других элементов. Масса ограненных камней обычно варьирует от 0,15 до 0,5 карат, иногда достигая 1-2 карат.

Имеются сведения о наличии месторождения биксбита в штате Нью-Мексико на западном склоне хребта Блек-Рейндж. По Ф.Кимблеру и И.Хейнесу (Kimbler, Haynes, 1980), оно представляет собой зону дробления риолитов, литофизы в которых минерализованы хорошо ограненными мелкими (1-5 мм) таблитчатыми кристаллами розового и малиново-красного берилла. В парагенезисе с бериллом находятся кварц, пластинчатый гематит (спекулярит), псевдобрукит и опал (гнелит).

Д.Шигли и Э.Фоорд считали, что биксбит кристаллизовался из богатого фтором высокотемпературного газового флюида, то есть его месторождения имеют вулканическое-фумарольное происхождение. Дж.Синканкас (Sinkankas, 1986) отнес месторождения берилла в штате Юта к вулканическому типу (выполнения газовых полостей в риолитах). Между тем такие геологические факторы, как минерализация зон дробления риолитов, ассоциация биксбита с кварцем и опалом, а также интенсивная аргиллизация вмещающих пород свидетельствует о поствулканическом пневматолито-гидротермальном минералообразовании. К.Аурисиччо (Aurisicchio, 1990) подчеркнул значение флюидного метасоматоза риолитов при образовании биксбита, в частности, возможность заимствования марганца и железа, окрашивающих этот необычный берилл, из сопутствующего ему более раннего биксбиита.

3.2.4. Россыпные месторождения

В районах с развитой древней корой выветривания большое практическое значение могут иметь остаточные-элювиальные, перлювиальные, делювиально-элювиальные, делювиально-аллювиальные и аллювиальные мало перемещенные россыпи берилла. Иногда в таких россыпях в зависимости от типа коренных источников вместе с бериллом накапливаются топаз, турмалин, горный хрусталь, касситерит, колумбит и некоторые другие минералы. Наиболее крупные россыпные месторождения ювелирных камней успешно отрабатываются в Бразилии. Они известны также в Шри-Ланка, Индии, Нигерии, на Мадагаскаре и в других странах.

Бразилия. Доля россыпных месторождений в добыче ювелирного берилла в Бразилии по многолетним статистическим данным (на 1985 год) составляла не менее 70%. Они распространены в районах развития миароловых пегматитов Восточно-Бразильского кристаллического щита главным образом в бассейнах рек Жекитиньонья и Риу-Доси в штате Минас-Жерайс и рек Риу-Контас и Риу-Пардо в штате Баия. Россыпи относятся к двум генетическим типам: остаточному элювиальному (элювиально-перлювиальному) в площадных корах выветривания и делювиально-аллювиальному ближнего сноса, возникающему при их размыве.

Ж.Касседани (Cassedane, 1986) отмечает, что наиболее продуктивными являются долинные коллювиально-аллювиальные отложения, залегающие на плотике из пегматитосодержащих пород и перекрытые песчано-глинистыми наносами. Мощность продуктивного гравийно-галечного песчанистого слоя варьирует от 0,5 до 2 м. Он состоит из плохо отсортированного и в разной степени окатанного обломочного материала, среди которого преобладает молочно-белый кварц. Наряду с аквамарином и другими разновидностями ювелирного берилла в россыпях встречаются горный хрусталь, розовый кварц, аметист, топаз, турмалин, гранаты, андалузит, колумбит, рутил, циркон, сапфир и другие полезные минералы.

Очень крупные россыпи отрабатывались в бассейне р. Жекитиньоньи, в том числе месторождение Ильхе-Алегре — важнейший источник светло-зеленого ювелирного берилла и гелиодора самого высокого качества. Великолепный аквамарин добывался из элювиальных и аллювиальных россыпей в районе Педра-Азул вблизи поселков Форталеза и Педра-Гранде. Для этого района характерно наличие в террасовом аллювии нескольких слоев продуктивных белых галечников — «касальхо».

Много аналогичных месторождений находится в районе Теофило-Отони, где из россыпи в долине р. Марамбаи был извлечен гигантский прозрачный кристалл аквамарина «Папамель» массой 110,6 кг. В 1968 г. в этом районе было обнаружено месторождение Трас-Баррас, на котором сразу же было добыто более тонны ювелирного берилла и в том числе несколько крупных кристаллов массой до 50 кг каждый.