Изумруд

I. ОБЩИЕ СВЕДЕНИЯ

1. Свойства изумруда

Изумруд – изумрудно-зеленая разновидность берилла. Прозрачные кристаллы изумруда относятся к драгоценным камням 1-го порядка (Ферсман, I960; Киевленко и др., 1974).

Греки и римляне называли его "смарагдус" или "смарагдос"; в Западной Европе это название превратилось в "эсмеральд", от которого, по-видимому, произошло и английское слово "эмеральд".

Изумруд соответствует формуле Ве₅А1₂[Si₆O₁₈] и принадлежит к кольцевым силикатам. Минерал оптически одноосный, отрицательный. Изумруд и обыкновенный берилл по составу очень близки – различается лишь содержанием отдельных элементов. Так для изуы-руда характерно повышенное содержание хрома и несколько пониженное – алюминия (табл.1); кроме того, в изумруде отмечаются (в %); железо – до I, магний – до 3, ванадий – 0,05-0,5, литий – до 0,15, сотые доли процента и менее никеля, кобальта, меди, щелочи (до 3%) и вода (до 3%).

Цвет изумруда обусловлен присутствием окиси хрома, на что указывает прямая зависимость окраски минерала от содержания в нем хрома. Так светло-зеленые кристаллы изумруда содержат 0,10-0,20% окиси хрома (Изумрудные копи, Урал; Мустард, Новелло-Клайме Южная Родезия и др.), а густо-зеленые – 0,50-0,60, реже 1,0% (Изумрудные копи, Урал; Шикванда, Сандавана, Южная Родезия). Ряд авторов (Меренков, 1936; Nasson , Jackson , 1970) отмечает, что окраска изумруда иногда обусловлена присутствием ванадия.

Изумруд встречается обычно в виде кристаллов гексагональной формы с хорошо развитыми гранями призмы и пинакоида. Грани дипирамид развиты хуже и нередко отсутствуют. Кристаллы в этой случае имеют плоские или куполообразные вершины. Грани призм

Таблица 1

Химический состав изумруда и обыкновенного берилла

1, 5 – по К.А.Власову, Е.И.Кутуковой, 1960; 2 - по А.А.Беусу, Ю.П.Дикову, 1960; 3, 4 – по Г.Бэнку (Bank ), 1964.

часто покрыты вертикальными штрихами. Встречаются кристаллы, сдвойникованные по пирамиде 2-го порядка. Изредка находят друзы и шестоватые агрегаты изумруда. Необычной формой обладают некоторые колумбийские кристаллы, известные под названием "trapiche emerald", с полой конусообразной внутренней частью, расположенной по длинной оси кристалла. В сечении корневой части таких кристаллов хорошо видно шестиугольное отверстие. Кристаллы изумруда обладают несовершенной спайностью по призме и пинакоиду. Твердость его по шкале Мооса 7,5-8,0, минерал хрупкий, при раскалывании образует неровный часто раковистый излом.

Для изумруда характерна зеленая окраска различной интенсивности. Наиболее красивые и потому самые ценные – кристаллы, окрашенные в густой изумрудно-зеленый цвет. Наблюдаются вариации оттенков цвета: голубоватый оттенок присущ кристаллам Колумбии (Чивор, Коскуэз), желтоватый – изумрудам Южной Родезии (Сандавана и др.). Как правило, для кристаллов изумруда характерна зональность окраски, которая чаще всего проявлена по пинакоиду (осевая зональность), реже – по призме (кольцевая зональность), перпендикулярно длинной оси кристалла. Периферийная часть кристаллов почти всегда окрашена слабее.

Степень прозрачности кристаллов изумруда различна. Совершенно прозрачные кристаллы считаются ювелирными, но они редки. Чаще кристаллы бывают мутными из-за включений, коррозии или трещин. Подобные кристаллы на колумбийских месторождениях называют "moralla " (Johnson , 1961).

Блеск кристаллов изумруда стеклянный. Некоторые кристаллы обладают свойством иризации, что объясняется наличием тончайших трещин внутри кристалла. Размеры кристаллов изумруда по длинной оси варьируют от 2-5 до 20 см. Качественные ювелирные кристаллы обычно мелкие, не длиннее 5 см. Находки крупных кристаллов ("Патриция" , 6,5 х 8 х 12 см из Колумбии или "изумруд Каковнина" весом 11130 карат, Урал) уникальны.

Плотность минерала колеблется от 2,64 для светлых кристаллов изумруда до 2,75 – для густо окрашенных. Показатели преломления Ng – 1,576-1,590, Np – 1,572-1,584. Прозрачные разности изумруда при нагревании становятся мутными. Перед паяльной трубкой минерал плавится тем легче, чем больше щелочей в его составе. В кислотах практически не растворяется, устойчив в экзогенных условиях.

Среди включений в кристаллах изумруда различаются твердые, жидкие и газообразные. Они захватываются кристаллами во время роста или залечивают в них трещины. Твердые включения иногда прорастают кристалл насквозь. Нередко включения занимают всю центральную часть кристалла, а периферийная его часть остается чистой. Эти явления наиболее часто отмечаются на месторождениях СССР, Индии, Южной Родезии, ЮАР. Минеральный состав твердых включений зависит от состава вмещающих пород. Так для месторождений, связанных со слюдитами, характерны включения флогопита, мусковита, талька, корундофиллита, актинолита и т.п. Внутри кристаллов колумбийских изумрудов отмечаются кубики золотистого пирита; нередко наблюдается инкрустация кристаллов изумруда кварцем, пиритом и гётитом – внешне эти кристаллы очень эффектны. Кроме того, в изумрудах Музо отмечаются включения углистых частиц.

2. Области применения и технические требования к сырью

Как в древности, так и теперь основное применение изумруд находит в ювелирной промышленности. Кристаллы изумруда гранят или кабошонируют и затем используют как вставки в перстни, подвески, броши.

Лабораторным путем может быть получен синтетический изумруд, внешне почта неотличимый от природного. Он обладает приятной изумрудно-зеленой окраской и имеет гексагонально-призматическую форму, прозрачен, несколько отличается содержанием химических компонентов (в %) повышенным содержанием окиси алюминия – 18,65 и окиси хрома – 2,00, и значительно уменьшенным содержанием окислов магния – 0,10, натрия – 0,56, и воды – 0,14 (Roy , 1955). Показатели преломления синтетического изумруда низкие – 1,561-1,562.

Хорошо различаются природный и искусственный изумруды по свечению в ультрафиолетовых лучах. При длине волны в 2537А природный изумруд дает бледно-зеленое, иногда окаймленное красной чертой, свечение и крайне редко слабо-красное; искусственный изумруд светится ярко-красный до малинового цветом (Gubelin , 1956, 1964;Webster, 1962).

Для изумруда в СССР разработаны технические условия (ТУ-95-177-73), в основе которых лежат требования к интенсивности окраски изумруда, его прозрачности и массе. К дефектам, снижающим качество изумруда как драгоценного камня, относятся твердые включения, трещиноватость кристаллов, их замутненность и неравномерное распределение окраска. Прозрачные, густоокрашенные бездефектные кристаллы изумруда ценятся иногда дороже алмаза.

В зависимости от цвета изумруды разделяются на четыре сорта: 1 – темно-зеленый, 2 – нормально-зеленый, 3 – средне-зеленый и 4 – светло-зеленый.

В зависимости от размеров кристаллов и их обломков изумрудное сырье подразделяется на четыре класса: I – более 20 мм, II – от 10 до 20 мм, III – от 5 до 10 мм и IV – от 2 до 5 мм.

Обработанные изумруды относятся к двум категориям: граненые и кабошоны, каждая из которых в зависимости от интенсивности окраски подразделяется на пять цветовых групп, от степени прозрачности – на качественные группы (граненые на три, кабошоны на две) и от размеров кристаллов и их обломков – на весовые группы (в каждой цветовой группе выделяется до 14 весовых групп).

Подобное (без весовых групп) деление изумрудного кристалло-сырья существует и в Колумбии (Johnson , 1961). Здесь разработано шесть цветовых классов, в каждом из которых выделено по четыре группы, учитывающие дефекты кристаллов (степень прозрачности).

Активным спросом на мировом рынке пользуется колумбийские ограненные изумруды стоимостью от 500 до 3000 долларов за карат. Отдельные высококачественные камни реализуются по 10 000 долларов за карат. Так же высоко оцениваются изумруды из стран Африки (Трансвааль, Южная Родезия) и Южной Америки (Бразилия), Индийские низкокачественные изумруды предлагаются по 25-30 долларов за карат (БЖИ, 1974).

3. Размещение месторождений изумруда и сведения о его добыче

Промышленные месторождения изумруда известны в СССР (Урал), Африке (ЮАР, Южная Родезия), Южной Америке (Колумбия и Бразилия) и в Индии. Мелкие месторождения и проявления имеются в Австрии, США, Австралии, Малагасийской республике, Замбии, Норвегии и др.

Месторождения изумруда на Среднем Урале разрабатываются с 1830 г. Уральские изумруды пользуются мировой известностью благодаря чистоте камня, богатству игры и красоте цвета. Кроме того, у нас в стране известны проявления изумруда в Казахстане (Куу), на Южном Урале (Дрожиловское), в Приазовье, которые еще мало изучены.

Основные месторождения изумруда в ЮАР располагаются в северо-восточном Трансваале (район Лейдсдорп, на водоразделе рек Летаба и Селати, на южных склонах горного хребта Мурчисон). Наиболее крупные из них – Соммерсет, Кобра, Гравелот, Нью-Чивор. Отдельные находки изумруда известны в районе Швейцер-Ренекс и на западе Трансвааля. Регулярно эксплуатируются только крупные месторождения, добыча изумрудов с которых за период с 1947 по 1957 гг. составила 1132490 карат, а с 1964 по 1967 гг. – 895800 карат.

Месторождения изумрудов в Южной Родезии сосредоточены на юге и юго-востоке страны. В настоящее время на четырех из них: Сандавана (Белингве), Мустард-Пиппер (Филабузи), Новелло-Клаймс (Форт Виктория) и Шикванда (Бикита) – ведется промышленная добыча. Запасы изумруда наиболее крупного месторождения Сандавана оценивались на сумму в 5 млн. фунтов стерлингов. С конца 50-х годов Южная Родезия стала одним из основных поставщиков изумруда на мировом рынке. Спрос на родезийские изумруды очень высок. В настоящее время качественные изумруды экспортируются только в ограненном виде; низкосортное сырье вывозится без обработки.

В Колумбии (Южная Америка) в настоящее время насчитывается более 100 месторождений изумруда. Действующими рудниками являются Музо и Коскуэз (район Музо), Чивор, Гачала и Убала (район Чивор). Наиболее крупные из них рудники Музо и Чивор, ежегодная добыча изумрудов на которых по официальным данным составляет от 150 до 430 тысяч карат, при этом следует иметь в виду, что значительная часть ее не учитывается (старательская добыча, хищения, которые наносят весьма ощутимые потери). Выход ограночного сырья достаточно высок и составляет почти 20%. Годовая добыча на более мелких рудниках исчисляется первыми тысячами карат (Гачала, около 3 тыс. карат). В 1970 г. в провинции Бояко открыто месторождение Гватеки, которое по предварительным подсчетам считается богатым. Большая часть высококачественной продукции из Колумбии экспортируется в США, Швейцарию и ФРГ; низкокачественная идет в Индию.

Месторождения изумруда Бразилии, являющейся одним из крупных поставщиков изумруда на мировом рынке, сосредоточены, в основном, в штате Байя (Карнаиба, Анаже, Сантана де Феррос, Бом-Иезус-дос-Мейрас. Фазиенда-Сео-Тиано и др.). Кроме них известны месторождения в штатах Минас-Херайс (Серра-дас-Эсмеральдас, Аррасун и др;) и Гояс (Лоджи). Многие из этих месторождений являются промышленными, но сведения о количестве добываемых на них изумрудов в литературе отсутствуют.

Месторождения изумрудов Индии сосредоточены в штате Раджастан (копи Калигуман, Кобра и др. и в районе Аджмер-Мервара – копи Бубани, Раджгарх и др.). в штатах Пенджаб и Химачал Прадеш имеются аллювиальные россыпи изумруда. Небольшие проявления известны и в других штатах Индии. Добыча изумрудов в целом по стране с 1949 г. по 1957 г. составила 2 879 023 карат; как правило, это изумруды низкого качества.

Месторождение изумрудов Хабахталь в Австрии расположено в Зальцбургских Альпах. Известно оно со второй половины XIX столетия, но промышленного значения в настоящее время не имеет из-за низкого качества сырья.

В Соединенных Штатах Америки имеются мелкие месторождения и проявления изумруда в штатах Северная Каролина, Монтана, Мэн и др., которые не удовлетворяют спрос внутреннего рынка. В связи с этим США импортируют изумрудное сырье из Индии, Бразилии, Колумбии. В 1970 г. импорт изумруда в США составил 326000 карат на Сумму 7715000 долларов (Mineral Yearbook, 1973).

Месторождения изумрудов известны в Австралии (в шт. Новый Южный Уэльс и др.), Малагасийской республике, Замбии, Норвегии, но промышленное значение их невелико. В последние годы проявления изумрудов обнаружены в Афганистане (Восточный Нуристан).

4. Представления о генезисе изумруда

Вопросы генезиса изумруда разработаны еще слабо. Известные месторождения в настоящее время принято разделять на три генетические группы: пегматитовая (США, Норвегия), пневматолито-гидротермальвая или грейзеновая формация (СССР, Южная Родезия, ЮАР, Индия, Австралия, Бразилия) и телетермальная (Колумбия) (Киевленко и др., 1974).

На месторождениях двух первых групп изумруд кристаллизуется из берилийсодержащих пневматолито-гидротермальных растворов (производных гранитной магмы) в условиях воздействия этих растворов на ультраосновные породы и ассимиляции из них хрома. С миароловыми пегматитами с драгоценными камнями связаны мелкие месторождения изумруда (США, Старая Плантация; Норвегия, Эйдсвелл). При этом изумруд образуется только в тех миаролах, которые располагаются в местах пересечения пегматитом гипербазитов, а в иных условиях кристаллизуются бледно окрашенные или обыкновенные кристаллы берилла.

Месторождения грейзеновой формации представлены изумрудоносными слюдитами, залегающими в метаыорфизованных ультраосновных породах. Изумрудоносные слюдиты всегда пространственно совмещены с полями редкометальных пегматитов, наряду с которыми обычно наблюдаются плагиоклазиты, кварц-полевошпатовые и кварцевые жилы. Кристаллы изумруда локализуются только в слюдитах – даже когда слюдитовые тела приурочены непосредственно к контакту гипербазитов и пегматитов. Слюдиты и пегматиты не образуют взаимных переходов и представляют собой различные по условиям залегания, времени формирования и генезису образования. Пространственная связь между ними – это результат совмещения разновременных образований в единых структурах (Рундквист и др., 1971).

О происхождении изумрудоносных слюдитов высказывалось много мнений. Так А.Е.Ферсманом (1925) слюдитовые комплексы рассматривались как десилицированные пегматиты, возникшие вследствие «скрещения» гранитных пегматитов с ультраосновными породами. Плагиоклазиты, нередко находящиеся внутри слюдитовых жил, он рассматривал как конечный продукт десиликации. Наиболее подробно вопросы десиликационной гипотезы применительно к изумрудам были разработаны К.А. Власовым, который считал, что обменные реакции между высокотемпературным пегматитовым расплавом-раствором и гипербазитами приводят к образованию флогопитовой, актинолитовой, хлоритовой и тальковой контактовых зон (Власов, Кутукова, 1960).

Почти с момента возникновения десиликационная гипотеза подверглась обсуждению. Впервые с ее критикой в 1928 г. выступил Е.Ларсен, позже к вену присоединились В.П. Лодочников (1935) и другие исследователи, связывавшие образование слюдитовых комплексов с постмагматической гидротермальной деятельностью. Эти взгляды были развиты Д.С. Коржинским, считавшим, что зоны замещения гипербазитов около пегматитов являются контактово-реакционными, возникшими в процессе инфильтрации пневматолито-гидротермальных растворов и биметасоматоза.

В 1959 г. А.И. Гинзбургом было высказано предположение о грейзеновом происхождении изумрудоносных слюдитов. Эта гипотеза была развита А.И. Шерстюком (1963, 1970₁ 1970₂ и т.д.), И.И. Куприяновой (Куприянова, Заболотная, 1966), А.А. Беусом (1967) и др.

А.И.Шерстюк на основании многолетних исследований, проведенных им на редкометальных и изумрудных месторождениях Урала, пришел к выводу, что слюдитовые комплексы являются аналогами грейзеновых образований в специфичных условиях ультраосновных вмещающих пород и формируются в три стадии. В первую – раннещелочную стадию (калиевый метасоматоз) образуются фдогопитовые слюдиты с тальковыми (в гипербазитах) или актинолитовыми и хлоритовыми (в диоритах) оторочками. Во вторую – кислотную более низкотемпературную стадию натрово-известковиетого метасоматоза образуются плагиоклазиты (олигоклазиты) с маломощными флюорит-флогопитовыми и тальковыми оторочками в гипербазитах. В эту же стадию возникают метасоматические зоны маргарита и мусковита по флогопитовым слюдитам, а также происходит выполнение трещин в центральной части слюдитовых комплексов плагиоклазом и флюоритом. Третья – позднещелочная (карбонат-цеолит-судьфидно-кварцевая) – наиболее низкотемпературная стадия метасоматоза характеризуется развитием кварцевых обособлений в центральных частях слюдитовых комплексов, кварц-плагиоклазовых и кварцевых жил с мусковитовыми иди маргариновыми оторочками с сульфидами молибдена, висмута, меди, а также цеолитов и других низкотемпературных минералов. Образование изумрудных слюдитов А.И.Шерстюк связывает с инфильтрационными и инфильтрационно-биметасоматическими процессами с одно-, двух- и трехстадийным развитием минерализации.

И.И.Куприянова также выделяет три стадии формирования слюдитовых комплексов. В отличие от А.И.Шерстюка, она считает, что плагиоклазовые тела образовались одновременно со слюдитовыми зонами, но являются центральными, более высокотемпературными зонами метасоматоза раннещелочной стадии.

Слюдитовые грейзеновые комплексы возникают в связи с процессами инфильтрации в породах ультраосновного состава и инфильтрационного биметасоматоза в зонах контактов гипербазитов и их метасоматических производных с пегматитами, диоритами, амфиболитами и т.п. породами. В зависимости от состава исходных пород А.И.Шерстюк и, вслед за ним, И.И. Куприянова выделяют аподиоритовые и апогипербазитовые слюдиты.

Все инфильтрационные слюдиты сложены флогопитовыми слюдами, а биметасоматические – переходными от флогопита к биотиту. Потенциально изумрудоносными являются апогипербазитовые и апогипербазит-аподиоритовые слюдиты. Аподиоритовые слюдиты чистой линии изумруда не содержат.

Изумруд, по-видимому, образовался в последнюю стадию формирования слюдитовых тел непосредственно за образованием флогопита. На это указывает локализация изумруда только в слюдитовых телах, наличие в кристаллах изумруда включений флогопита и сравнительно низкая температура образования изумрудов в пределах 255-210° (Кашаев, 1972 г.).

К третьей – телетермальной генетической группе относятся всемирно известные колумбийские месторождения, занимающие особое место среди изумрудных образований. Для них характерны отсутствие видимой связи с какими-либо интрузивными образованиями, низкотемпературный парагенезис минералов (кальцит, арагонит, пирит, доломит и т.п.), отсутствие в жилах барита и флюорита, зависимость жильного выполнения от состава вмещающих пород (Киевленко и др., 1974). Однако большинство исследователей, изучавших колумбийские месторождения, связывало происхождение изумрудов с проявлением пневматолито-гидротермальной деятельности магматических образований (пегматитов, гранитов, вулканитов и т.п.), хотя последние до настоящего времени не обнаружены в районе, несмотря на значительные (до 1,5 км) эрозионные врезы. По-видимому, это связано с традиционными представлениями о берилле как о высокотемпературном минерале (Feniinger, 1971). По данным А.А. Беуса и Д.А. Минеева (1974) изумрудные месторождения Колумбии (район Музо-Коскуэз) возникли в результате деятельности сравнительно низкотемпературных растворов, богатых СО₂, S, Nа, Са и Mg и бедных фтором. Бериллий и редкоземельные элементы переносились, по его мнению, в форме фтор-карбонатных комплексов, осаждение которых в виде изумруда и паризита происходило в результате увеличения щелочности растворов и уменьшения давления СO₂ при взаимодействии растворов со сланцами в зонах повышенной трещиноватости. Все микроэлементы, в том числе хром, заимствовались из вмещающих пород гидротермальными растворами, возникшими в процессе рогионального метаморфизма. Однако вопрос источника бериллия, в связи с недостаточностью материалов, авторами практически оставлен открытым. Но, принимая во внимание региональное развитие изумрудной минерализации в Колумбии, они отдают предпочтение гипотезе об эндогенном, глубинном источнике бериллия.

II. ГЕОЛОГО-ПРОМЫШЛЕННЫЕ ТИПЫ МЕСТОРОЖДЕНИЙ ИЗУМРУДА

Месторождения изумруда в соответствии с последней промышленно-генетической классификацией (Киевленко и др., 1974) могут быть разделены на три геолого-промышленные типа: 1) изумрудоносные слюдитовые грейзены, 2) изумрудоносные кальцитовые, доломит-кальцитовые, альбит-пиритовые и альбитовые жилы, 3) изумрудоносные миароловые пегматиты (табл.2).

Россыпные месторождения изумруда редки и, как правило, тесно связаны с коренными объектами.

Наибольшим распространением пользуются крупные и средние по масштабам оруденения месторождения первого геолого-промышленного типа, известные на всех континентах. Уникальными по количеству добытого сырья являются колумбийские месторождения, относящиеся ко второму типу. Практическое значение третьего типа невелико.

1. Изумрудоносные слюдитовые грейзены

К этому геолого-промышленному типу месторождений относятся Изумрудные копи Урала в СССР; месторождения Соммерсет в Южно-Африканской Республике; Сандавана, Мустард-Пиппер, Новелло-Клаймс и Шикванда в Южной Родезии; Аджмер-Мервара и Мевара в Индии; Ха-бахталь в Австрии; Карнаиба в Бразилии и другие.

Изумрудные месторождения рассматриваемого типа характеризуются весьма сходными геологическими условиями образования и локализации изумруда. Все они располагаются в ультраосновных породах, подвергшихся пневматолито-гидротермальному воздействию гранитоидных интрузий. Это обусловило, видимо, оптимальные условия образования изумруда в результате воздействия бериллийсодержащих

Таблица 2

ГЕОЛОГО-ПРОМЫШЕННАЯ КЛАССИФИКАЦИЯ ЭНДОГЕННЫХ МЕСТОРОЖДЕНИЙ ИЗУМРУДА

(по Е.Я.Киевленко и др., 1974)

растворов на богатые хромом ультраосновные породы. Изумруд локализуется в слюдитовых телах флогопитового состава, относящихся к грейзеновой формации.

Месторождения изумруда располагаются в областях проявления интенсивной тектономагматической деятельности, сопровождающейся широким развитием ультраосновного, основного, среднего и более позднего кислого (гранитоидного) магматизма.

Месторождения обычно размещаются в пределах редкометальных пегматитов и нередко сопровождаются плагиоклазитами, кварц-полевошпатовыми и кварцевыми жимами. Такая ассоциация иногда приводит к образованию комплексных изумрудно-редкометальных месторождений.

Месторождения часто концентрируются в изумрудоносные зоны (пояса), имеющие иногда значительные размеры. Так изумрудоносные пояса Индии и Южной Родезии прослеживаются на расстояние до 200 км при ширине от 50 до 100 км.

Изумрудоносные слюдиты располагаются в измененных ультраосновных породах или продуктах их метаморфических преобразований, образующих небольшие согласные тела среди метаморфических пород. В зависимости от вида редкометальной минерализации и вещественного состава центральных частей слюдитовых жил А.И.Шерстюк выделяет три типа рудных тел: 1 – колумбит (танталит) – изумрудно-берилловый (слюдит-пегматитовый); 2 – изумрудно-берилловый (слюдит-кварц-плагиоклазовый) и 3 – изумрудный (слюдитовый). В пределах месторождений могут встречаться различные типы рудных тел, но, как правило, преобладает какой-то один. Изумруд локализуется в слюдитовой зоне вблизи контакта с плагиоклазовым или кварц-плагиоклазовым ядром, реже в плагиоклазе. Наиболее изумрудоносны второй и третий типы рудных тел.

Изумрудные копи, включающие группу месторождений изумруда Мурзинско-Адуйской самоцветной полосы (рис, I), расположены на восточном склоне Среднего Урала в зоне сочленения Восточно-Уральского поднятия с одноименным прогибом.

Рис. 1. Схема геологического строения Изумрудных копей (по Б.И. Пильщикову, 1967 г.)

1 – сланцево-амфиболитовая толща с малыми телами серпентинитов; 2 – граниты пегматоидные; 3 – границы нормальные биотитовые и двуслюдяные; 4 – граниты порфировидные; 5 – гнейсы, 6 – диориты; 7 – габбро, габбро-амфиболиты; 8 – диабазы и диабазовые порфириты, кварцевые альбитофиры; 9 – дуниты, перидотиты и подчиненные им серпентиниты; 10 – зоны разломов; 11 – проявления изумрудной минерализации

Основной складчатой структурой района является Мурзинско-Адуйская антиклиналь, в осевой часта которой залегают гранит Мурзинского и Адуйского массивов. Для района характерно блоковое строение, обусловленное существованием широтных и меридиональных разломов, ограничивающих два блока – Мурзинский и Адуйский. В пределах этих блоков породы смяты в складки высоких порядков и разбиты системой разрывных нарушений.

В районе развиты три комплекса пород; метаморфический, представленный пара- и ортогнейсами, кристаллическими сланцами, амфиболитами, мраморами, кварцитами и углисто-кремнистыми сланцами; вулканогенный, представленный туфами порфиритов, андезитовыми и диабазовыми порфиритами, туффитами и т.п. Возраст обоих комплексов – нижнепалеозойский. К третьему интрузивному комплексу относятся перидотиты, базальты и гранитоиды. Самыми древними среди них являются гипербазиты, инъецированные диоритами и превращенные в серпентиниты» Граниоиды Мурзинско-Адуйской интрузии, являющиеся самыми молодыми интрузивными образованиями, представлены, в основном, нормальными биотитовыми и лейкократовыми гранитами. Подчиненное развитие получили плагиограниты, плагио-гранодиориты, гранодиориты, кварцевые диориты и другие породы, слагающие эндоконтактовые зоны интрузивов и образующие небольшие массивы в породах кровли. В средней части интрузив разделен породами кровли на Мурзинский (северный) и Адуйский (явный) массивы. Абсолютный возраст интрузии, по данным Л.Н. Овчинникова, 245-300 млн.лет.

Район входит в состав Восточно-Уральского металлогенического пояса, в котором выделяются Мурзинская и Адуйская металлогенические зоны. Первая приурочена к западному гнейсовому ореолу гранитной интрузии, а вторая – к сланцевому обрамлению восточной зоны Адуйского гранитного массива. В Мурзинской зоне известны месторождения жильных пегматитов с драгоценными камнями (гелиодором, топазом, морионом, раухтопазом), аметистовые копи Ватиха и Тальян. К Адуйской зоне приурочена группа месторождений изумруда – Изумрудные копи, расположенных в меридиональной полосе вдоль контакта Адуйского массива с метаморфической толщей. В структурном отношении площадь Изумрудных копей представляет собой восточное крыло Адуйской антиклинали, осложненное складками более высоких порядков, ориентированными согласно с общий простиранием структур района. В пределах Копей выделены три ориентированные зоны – восточная, центральная и западная, различающиеся составом слагающих их пород. В восточной зоне развиты yльтpaocнoвныe и основные породы Асбестовской интрузии; в западной – граниты Адуйского массива и в центральной – породы метаморфического комплекса (собственно вмещающие месторождения изумрудов). Ширина последней зоны составляет 0,5-1 км, реже более. Низы разреза метаморфического комплекса сложены породам первомайской свиты, представленной амфиболитами, развитыми по пироксеновым и плагиоклазовым порфиритам. Мощность свиты 400 и. В верхней части разреза наблюдаются породы малышевской свиты – кварциты, углисто-кремнистые сланцы, серпентиниты, тальковые, тальк-хлоритовые, тальк-тремолитовые, флогопитовые, тальк-флогопитовые, флогопит-тремолитовые и другие породы с многочисленными жильными телами диоритов. Мощность свиты 300-400 м. Стратиграфически выше залегают эффузивы шамейской свиты мощностью 400-600 м.

Изумрудная минерализация пространственно и генетически связана со слюдитовыми телами, сложенными слюдами флогопитового и биотит-флогопитового составов, и локализуется в пределах трех жильных полей: Северного, Центрального и Южного. От Центрального поля Северное и Южное отграничены разломами субширотного и северо-западного направлений.

Наиболее перспективно в настоящее время Центральное жильное поле, которое приурочено к зоне контакта Адуйского гранитного массива с амфиболитами первомайской свиты, образующими моноклиналь крутого (60-80°) восточного падения, осложненную более мелкой иногда изоклинальной складчатостью и многочисленными разрывными нарушениями. Месторождения размещаются в зоне субмеридионального глубинного разлома. В пределах месторождений выделяются продуктивные рудные зоны, в строении которых существенное место занимают линзовидные, вытянутые по простиранию вмещающих пород тела гипербазитов, представленные серпентинитами, тальковыми и тальк-хлоритовыми сланцами. Слабо измененные гипербазиты – гарцбургиты, оливиновые гарцбургиты и редко дуниты, фиксируются только в центральных частях тел. Вмещающие породы инъецированы пегматитами, реже двуслюдяными гранитами и аплитами. Широко развиты плагиоклаз-кварцевые, альбит-мусковит-кварцевые, альбит-кварцевые и кварцевые жилы.

Изумрудоносные слюдитовые тела (рис.2) локализуются в зонах рассланцевания на контактах пород различного состава (серпентинит-амфиболит-диорит; серпентинит-пегматит) или приурочены к эллипсоидальным контракционным трещинам в ультраосновных породах. Залегают слюдиты субмеридионально с азимутом падения 50-80° и углом падения 65-60°, реже встречаются слюдитовые жилообразные тела субширотного простирания с пологими углами падения на юго-восюк. Слюдитовые тела, развитые в интенсивно дислоцированных породах, морфологически представляют своеобразные зоны дробления, в которых среди пластичного, рассланцованного слюдита залегают главным образом мелкие будины диоритов, амфиболитов, реже серпентинитов и других пород. Это обусловлено близким расположением слюдитовых тел, когда узкие "прослойки" вмещающих пород оказываются почти полностью переработанными. Основные породы труднее поддаются переработке и сохраняются в виде будин. Подобные слюдитовые

Рис. 2. Схема геологического строения месторождения изумруда (по В.И. Белозерову, 1974 г.)

1 – амфиболиты нерасчлененные; 2 – дуниты и перидотиты; 3 – серпентиниты нерасчлененные; 4 – тальковые, хлорит-тальковые, тремолит-тальковые и другие сланцы с преобладанием тальковых; 5 – актинолитовые, хлоритовые, тремолатовые сланцы (апогипербазитовые); 6 – граниты мусковитовые пегматоидные; 7 – пегматиты; 8 – слюдиты нерасчлененные; 9 – контакты пород; 10 – линия разреза.

образований представляют довольно крупные зоны (свиты, серии) протяженностью 100-200 и шириной 30-130 м. В менее дислоцированных массивных породах слюдиты имеют более простое строение «Обычно они образуют ветвящиеся часто разобщенные кулисы протяженностью до 200 и шириной 10-50 м« Мощность отдельных слюдитовых тел колеблется от 0,2 до 10м.длина от 10 до 120м. Тела имеют сложную форму с многочисленными перегибами, раздувами, пережимами и апофизами во вмещающие породы. Элементы залегания жил крайне изменчивы. Для слюдитов характерно зональное строение тел. Обычно центральная часть их сложена плагиоклазитом, образующим небольшие линзы мощностью от 3 до 20 см, нередко соединенные между собой тонкими «проводниками». Иногда присутствуют выделения кварца размером от нескольких сантиметров до 1,0 х 3,0 м, редко более. При отсутствии плагиоклазитовых ядер, центральные части тел сложены флогопитом.

По обе стороны от плагиоклазита располагаются флогопитовая. актинолитовая, хлоритовая и тальковая зоны» Возможно выпадение актинолитовой и хлоритовой зон или образование смешанных зон; флогопит-хлоритовых, актинолит-тальковых и других. Слюдиты, залегающие на контакте серпентинитов с амфиболитами, имеют асимметричное строение (рис. 3a), а развивающиеся в серпентинитах – симметричное (рис. 3,6). В прилегающих к слюдитам зальбандах пегматитов существенных изменений не наблюдается, отмечается лишь несколько более интенсивное проявление мусковитизации плагиоклазов.

Изумрудная минерализация распределяется внутри рудных тел крайне неравномерно. Наибольшая концентрация изумруда наблюдается в жилах сложного строения, в узлах сочленения различно ориентированных слюдитовых тел и в их изгибах. Жилы простого строения характеризуются более низким содержанием изумруда»

В Индии в 1946-1951гг. был открыт ряд месторождений в штате

Рис.3. Строение слюдитовых тел (а) асимметричное и (б) симметричное (Власов, Кутукова, 1960)

1 – плагиоклаз; 2 – флогопитовая зона; 3 – актинолит; 4 – тальковая зона; 5 – метаморфизованные диориты; 6 – серпентиниты; 7 – кварц; 8 – флогопит-тремолитовая зона.

Раджастан в Меваре (Калигуман, Текхи, Гум-Гypx) и в Аджмер-Мерваре (Раджгарх, Бубанм и др.). Все месторождения сосредоточены в меридиональной полосе протяженностью 200 км при ширине 30 км (рис. 4), прослеживающейся по западному крылу крупной антиклинали, осложненной изоклинальной складчатостью с почти вертикальным падением крыльев складок и крупными разрывными нарушениями.

Большая часть района изумрудных месторождений сложена древним метаморфическим комплексом доараваллийских полосчатых гнейсов и кристаллических сланцев системы Бандельконда архейского возраста. Выше по разрезу залегают породы системы Аравалли нижне-средне-протерозойского возраста, представленные метаосадочными и метавулканическими породами и сланцами. Система Аравалли перекрыта верхне-протерозойскими отложениями системы Дели, представленными метаосадочными породами и кристаллическими сланцами. Среди последних выделяются несколько разновидностей: гранатсодержащие, слюдяные, амфиболовые, хлоритовые и биотитовые.

По данным Датта (Datta, 1966) устанавливается интрузивный генезис группы сланцевых пород всех трех систем(!) среди которых наибольшим распространением пользуются актинолнт-тальковые, тремолитовые, актинолитовые, хлоритовые и тальковые разности; реже встречаются вермикулитовые сланцы и серпентиниты. По парагенезису минералов и высокому содержанию хрома (0,11-0,12%) и никеля (0,13-0,26%) А. Датта относит их к производным ультраосновных пород. Все породы района претерпели метаморфизм зеленосланцевой и амфиболитовой фаций. Метаморфический комплекс прорван последелийскими гранитами эринпурской формации, с которыми генетически связываются пегматиты и кварцевые жилы. С полями пегматитов пространственно совмещаются месторождения изумрудов, локализующиеся в апогипербазитовых сланцах (слюдитах), приуроченных к гранатсодержащим сланцам системы Дели. Пегматиты залегают согласно со сланцеватостью пород; для них характерны линзовидные формы; средний размер пегматитов составляет 50х10 м при

Рис. 4. Схема геологического строения изумрудоносной полосы районов Аджмер-Мервары и Раджастана, Индия: а) геологическая карта; б) разрез копи Раджгарх;в) копи Калигуман(  , 1955)

а) 1 – аллювий; 2 – долериты; 3 – граниты Эринпура; 4 – система Дели; 5 – система Аравалли; 6 – гнейсы Бандельконда; 7 – комплекс слоистых гнейсов; 8 - месторождения изумрудов: 1 – Аджмер, 2 – Раджгарх, 3 – Кхарва, 4 – Беава, 5 – Тодгарх, 6 – Диогарх и Текхи 7 – Калигуман, 8 – Гумм-Гурх

б) 1 – пегматит и турмалиновая порода; 2 – биоуитовые и мусковит-биотитовые сланцы; 3 – пегматит с ксенолитами изумрудоносных сланцев; 4 – крупнокристаллические оталъко-ванные турмалинсодержащие сланцы; 5 – роговообманковые, хлорит-актинолитовые сланцы; 6 – филлиты и кристаллические сланцы; 7 – перидотит; 8 – вермикулит-актинолит-турмалиновая порода

в) 1 – пегматит; 2 – биотитовые сланцы с включением рогово-обманковых; 3 – изумрудсодержащие тальк-актинолит-тремолитовые, реже тальк-актинолит-тремолит-биотитовые сланцы; 4 – роговообманково-хлоритовые и роговообманковые сланцы; последние иногда с кварцевыми жилами; 5 – полевошпат-биотитовые сланцы; 6 – измененный перидотит.

мощности от 2 до 10 м. Минеральный состав: кварц (преобладает), микроклин-пертит, плагиоклаз, мусковит, реже хлорит; акцессории: гранат, биотит, шерл, апатит, сфен, редко циркон и эпидот. Берилл встречается редко и приурочен исключительно к краевым зонам пегматитов и обычно образует хорошо ограненные кристаллы длиной 0,5-4 см.

Изумруды локализуются в "карманах", "столбах" или рассеяны в слюдитовых телах мощностью до 50 см, сложенных биотитом (флогопитом?). Реже изумруд встречается в тремолитовых, тальковых, актинолитовых и хлоритовых оторочках вокруг пегматитов. На отдельных месторождениях изумрудоносные слюдиты образуют крутопадающие тела, группирующиеся в продуктивные зоны, отрабатываемые обычно одним карьером (месторождение Калигуман, Мевара) (Jain, 1956).

Наиболее крупным из известных в Индии является месторождение Раджгарх в районе Аджмер-Мервара. На площади месторождения вскрыты гранатсодержащие сланцы системы Дели, послойно инъецированные бериллоносными пегматитами, кварцевыми и кварц-турмалиновыми жилами, и апогипербазитовые оталькованные биотитовые (флогопитовые) сланцы (слюдиты).

Отдельные мощные тела пегматитов содержат ксенолиты вмещающих сланцев. Нередко на контакте пегматитов и сланцев развивается маломощная (50 см) зона вермикулит-актинолитовых сланцев с турмалином. Изумруд образует неравномерно распределенные скопления (карманы) в биотитовых (флогопитовых) слюдитах и вермикулит-актинолитовых сланцах, иногда в ксенолитах. Для индийских изумрудов характерен призматический облик кристаллов, для лучших разностей – бархатистый изумрудно-зеленый цвет, размеры 0,5-1,5 см, реже 3-5 см в длину.

По мнению Б.Роя и А.Датта (Roy , 1955; Datta , 1966), индийские месторождения изумрудов образовались в резулыате воздействия гранитных пегматитов на метаморфические ультраосновные породы путем проникновения в последние высокотемпературных пневматолито-гидротермальных растворов, содержащих бор, фтор, бериллий и другие элементы. Биотитовые (флогопитовые) сланцы образовались по богатым магнием гипербазитам в условиях привноса калия. Растворы заимствовали хром из гипербазитов, кристаллизуя изумруд.

В Южной Родезии, начиная с 1956 г., открыты месторождения изумруда: Сандавана (район Белингве), Мустард-Пиппер (Филабузи), Новелло-Клаймс (форт Виктория) и Шикванда (район Бикита). Все они расположены в южной и юго-восточней частях страны среди криталлических пород Родезийского щита. Породы фундамента представлены метаморфическими комплексами, развитыми по осадочно-вулканогенвым образованиям, и отнесены к трем свитам: себаквайин, булавайо и шамва. В составе всех трех свит участвует ультраосновные породы и их производные – серпентинизированные перидотиты, серпентиниты, тальковые, тальк-карбонатные, тремолит-актинолитовые и хлоритовые сланцы. Серпентиниты образуют узкие протяженные зоны среди метаморфических пород, иногда они прорваны докембрийскими границами. Последние образуют крупные батолиты (90-80 км в поперечнике), разделенные узкими поясами складчатых пород, простирающихся параллельно интрузивному контакту.

Батолиты являются многофазными образованиями; более ранние фазы представлены кварцевыми диоритами, тоналитами и гранодиеритами, а более поздние – нормальными гранитами. С последними генетически связываются поля редкометальных пегматитов Южной Родезии, к которым пространственно тяготеют месторождения изумрудов. Метаморфические породы в районе месторождений сильно дислоцированы, наблюдаются тектонически ослабленные зоны, в пределах которых вскрыты пегматитовые и кварцевые жилы. Крупные пегматиты являются источником амблигонита, лепидолита, сподумена, поллуцита, а также берилла и тантало-ниобатов; более мелкие – касситерита, танталита, берилла и лепидолита. По свидетельству Банка (Bank, 1964), изумруд, в отличие от обыкновенного берилла, встречается только в связи с небольшими неправильной формы пегматитами и локализуется вблизи их зальбандов в флогопитовых слюдитах, местами хлоритизированных и переходящих в тальк-хлоритовые породы и чистые серпентиниты. Месторождения Сандавана и Мустард-Пиппер располагаются в слюдисто-хлоритовых сланцах свиты булавайо, пронизанных кварц-турмалиновыми прожилками. Изумруды чаще всего встречаются в флогопитовых сланцах (слюдитах), развивающихся в зальбандах мелкозернистых пегматитов, несущих редкометальное оруденение (берилл, лепидолит, сподумен, тантало-ниобаты).

Месторождение Новелло-Клаймс приурочено к узкой зоне серпентинитов свиты шамва, пересеченных серией разрывных нарушений и инъецированных пегматитами. К последним тяготеют флогопитовые сланцы (слюдиты), местами хлоритизированные и переходящие в тальк-хлоритовые сланцы. Изумруд встречается в флогопитовых слюдитах, реже – в краевых частях пегматитовых тел.

Месторождение Шикванда по геологическому строению похоже на Новелло-Клаймс. Изумруд здесь встречается в биотитовых (флогопитовых?) зонах, окружающих пегматитовые тела.

Кристаллы изумруда из месторождений Южной Родезии характеризуются небольшими размерами, некоторые из них имеют очень высокое качество. Для каждого месторождения специфичны свои минералы-включения в изумрудах: игольчатый тремолит, гранат, гематит, магнетит (Сандавана); мусковит, биотит, изредка турмалин (Мустард-Пиппер); флогопит, мусковит, лимонит (Новелло-Клаймс) (Киевленко и др., 1974).

На территории современней Южно-Африканской Республики, в северо-восточном Трансваале, в 1927 г. были открыты месторождения изумрудов. К 60-м годам уже известно 12 небольших месторождений, но регулярная добыча проводилась лишь на одном руднике Кобра.

Месторождения изумрудов, в том числе наиболее крупное из них Соммерсет, располагаются в пегматитовых полях на южных склонах хр. Мурчисон (районы Летаба и Лейдсдорп), в зоне контакта архейских мусковитовых гранитов с метаморфической сланцевой толщей Свазиленд. Тальковые, биотитовые, биотит-хлоритовые и амфибол-мусковитовые сланцы этой серии интрудированы по слоистости гранитными пегматитами и более поздними долеритами. Пегматиты имеют линзовидную форму и мощность от нескольких сантиметров до 4-5 и. Сложены они грубозернистыми агрегатами кварца, альбит-олигоклаза, микроклина и мусковита, реже биотита; из акцессорных минералов присутствуют берилл, аквамарин, гранат, турмалин, апатит, скаполит, молибденит, пирит. Редко встречаются зональные тела с обособленным кварцевым ядром. Изумруд, как правило, локализуется в биотитовых (флогопитовых?) слюдитах, иногда хлоритизированных вблизи контакта их с пегматитами, и ассоциируется с бериллом, молибденитом, турмалином, апатитом, хризобериллом, топазом, пиритом и халькопиритом. Среднее содержание изумрудов составляло около 3 карат на 1 м³ (Roy , 1955). В 1956 г. на руднике Соммерсет был обнаружен изумруд весом 24 тыс.карат, видимо, самый крупный в мире (Киевленко и др., 1974).

В Австрии, в районе Зальцбурга, расположено месторождение изумруда Хабахталь, приуроченное к зоне контакта метаморфизованных гранитов, называемых "центральными гнейсами", с рассланцованными амфиболитами. По данным Губелина (Gubeim , I956), в зоне развиты "мигматиты" (амфиболиты, послойно инъецированные гранитом и гофрированные), биотитовые, тальковые, актинолитовые сланцы с останцами серпентинизированных перидотитов. Породы пересечены аплитами, пегматитами, кварц-полевошпатовыми и кварцевыми жилами.

Изумруд образует скопления в биотитовых (флогопитовых?) слюдитах, состоящих почти нацело из темно-коричневого и зеленого биотита (флогопита) с включениями циркона. В качестве второстепенных минералов присутствуют кварц, турмалин, клинохлор, рутил. На отдельных участках жил наблюдаются прослойки Маргарита, реже баритовой слюды. С последней тесно ассоциируют изумруды высокого качества. Значительно реже изумруд наблюдается в тальковых и тремолитовых сланцах и совсем редко в актинолитовых, но всегда вблизи биотитовых слюдитов.

Размеры кристаллов изумруда составляют от нескольких сантиметров до 12 см в длину и несколько сантиметров в ширину. Окраска кристаллов варьирует от бледно-зеленых (цвета морской волны) до темно-зеленых тонов.

Кристаллы яркого изумрудно-зеленого цвета редки. Большинство кристаллов содержит значительное количество твердых и газово-жидких включений, что сильно снижает их качество.

К этому же типу из зарубежных месторождений относится несколько месторождений Бразилии (Карнаиба), Австралии (Пууна и Мелвил) и др., практическое значение которых невелико, а также ряд проявлений изумруда в СССР: Дрожиловское (Южный Урал); Куу (Казахстан) и Безымянное (Приазовье). Наиболее изучено из них первое, где кристаллы изумруда низкого качества встречены в слюдитах, залегающих в тальк-карбонатных породах. Характерной особенностью проявления является его значительная (порядка 40 км) удаленность от ближайшего гранитного массива, выходящего на поверхность. На Куу кристаллы изумруда размером до 4-5 см в длину и 0,5 см в поперечнике ярко-зеленого цвета встречены в серицит-мусковитовом агрегате, развитом вдоль трещины, проходящей в амфиболитах в экзоконтакте гранитного массива. На Приазовском проявлении изумруд обнаружен в эндоконтакте пегматита, окаймленного тальковой (?) оторочкой.

Характерными особенностями месторождений рассматриваемого типа являются: 1) размещение б сложно дислоцированию: осадочно-вулканогенных комплексах, метаморфизованных в условиях амфиболитовой, реже зеленосланцевой фаций и инъецированных магматическими породами от основного до кислого состава; 2) пространственная приуроченность к полям редкометальных пегматитов а бериллоносных плагиоклазовых, кварц-плагиоклааовых и кварцевых жил; 3) развитие изумрудной минерализации в промышленных концентрациях в сдюдитах флогопитового (биотитового) состава; 4) локализация изумрудоносных слюдитов в ультраосновных породах (серпентинитах, тальковых, тальк-актинолитовых сланцах и т.п.), расположенных в экзоконтактовых зонах гранитоидных интрузивов редкометальной (бериллиевой) специализацией.

2. Изумрудоносные кальцитовые, додомит-кальцитовые, альбит-пиритовые и альбиговые жилы в осадочных породах

К этому типу относятся колумбийские месторождения, расположенные в Восточных Кордильерах, история открытия и начало освоения которых относятся к доколумбовым временам. Все изумрудные месторождения сосредоточены в департаментах Бояка и Кундинамарака в полосе северо-западного направления протяженностью более 100 км и шириной 70-50 км. По данным А.А. Беуса и Д.А. Минеева (1974) здесь предполагается существование глубинной тектонической зоны, пересекающей основные структуры Восточных Кордильер и контролирующей размещение изумрудной минерализации в региональном плане. Месторождения изумруда размещаются в узлах пересечения этой зоны с региональными нарушениями северо-восточного направления.

Вмещающие породы представлены нижнемеловыми углистыми сланцами и известняками формации виллета.

Наиболее крупными являются месторождения Музо, Коскуэз и Чивор (Сомондоко). Первые два образуют изумрудоносную зону Музо-Коскуэз, расположенную в северо-западной части региональной зоны, а рудник Чивор приурочен к юго-восточной ее части. Несмотря на сходство в геологическом строении, месторождения крайних точек региональной изумрудоносной зоны имеют свои характерные особенности.

Месторождение Музо приурочено к зоне трещиноватости север-северо-восточного простирания, пересекающей ядро антиклинали, сложенной нижне-среднеальбскими черными сланцами. Изумрудоносная зона пересекается, в свою очередь, региональным разломом северо-западного направления, который, возможно, смещает ее. Серии разноориентированных по простиранию и падению трещин внутри зоны выполнены кальцитовыми, кальцит-доломитовыми и кальцит-альбитовыми жилами и прожилками. Ширина отдельных продуктивных трещинных зон в пределах главной изумрудоносной зоны изменяется от 1,0-2,0 до 30 м. Основные изумрудоносные жилы имеют северо-восточное простирание 25-30°, почти вертикальное падение, протяженность около 150 м и мощность порядка 20 см (жила "Кордон Пиритизо" в карьере Текуэндама). Вмещающие породы вблизи изумрудоносных жил смяты в мелкие складки, трещиноваты, брекчированы и гидротермально переработаны. Измененные породы представлены или тонкозернистыми агрегатами, состоящими, в основном, из кальцита, доломита, кварца и альбита, сцементированных карбонатным материалом – слои "ценицеро", или состоят из крупных кристаллов кальцита, сцементированных тонкозернистым агрегатом карбонатов и кварца – слои "кама" (Беус, Минеев, 1974).

Изумрудоносные жилы сложены кальцитом, кальцитом и доломитом с небольшим количеством альбита и кварца. В парагенезисе с изумрудом, локализующимся преимущественно в тонких прожилках, секущих сланцеватость, встречаются пирит, паризит и доломит.

Кристаллы изумруда, как правило, окрашены в характерный изумрудно-зеленый цвет, реже встречается бледно-, неокрашенные или зонально окрашенные кристаллы.

Месторождениеп Чивор включает группу копей, расположенных вблизи стыка регионального разлома Чивор север-северо-восточного простирания с широтной тектонической зоной. Вмещающие породы, представленные серыми известковыми и углистыми сланцами, переняты, брекчированы, собраны в мелкие складки, изумрудоносные пиритовые, пирит-альбитовые и альбитовые жилы выполняют секущие и согласные трещины, локализующиеся в пережатых, изогнутых участках крыльев синклинальных складок (Johnson , 1961). Залегают жилы под так называемым "железистыми слоями". На месторождении выделены три таких слоя, расположенных горизонтально» на расстоянии порядка 50 и друг от друга. По мнению Гиллеса (Johnson , 1961), "железистые слои" фиксируют зоны горизонтальных сбросов, минерализованных гётитом, образующим псевдоморфозы по пириту, а кальцитом с включениями эффектных кристаллов пирита, реже кварца. Вся зона "железистых слоев" минерализована изумрудом, прячем наибольшая концентрация изумрудоносных жил зафиксирована под нижний слоем. Протяженность жил не превышает 65 и, а мощность – 15 см. Изумруд образуется в открытых полостях в центральных частях жал ила "карманах", располагающихся во вмещающих породах и соединяющихся с жилами тонкими альбитовыми проводниками. В парагенезисе с изумрудом встречаются альбит (клевеландит) и пирит или псевдоморфозы гетита по пириту. Кристаллы изумруда нередко содержат включения пирита и бурого железняка. Для изумрудов Чивора характерна необыкновенная игра камня, что их выгодно отличает от изумрудов Музо. Именно здесь были обнаружены очень крупные кристаллы изумруда "Патриция" (682 карата, карьер Чивор) и "Гачала" (858 карат, карьер Гачала), ставшие национальным достоянием Колумбии (Jeininger , 1971).

Месторождения Колумбии, эксплуатируемые уже более 500 лет и по праву считающиеся крупнейшими в мире, дали огромное количество прекрасного изумруда. Колумбийские месторождения уникальны не только по количеству добытого сырья, но и по условиям формирования. Месторождения этого типа в мире неизвестны, кроме небольшого проявления в Бразилии (Бом-Иезус-дос-Мейрас). Несмотря на длительный период освоения, геологическое строение колумбийских месторождений и генезис изумруда изучены весьма слабо и еще слабее освещены в литературе.

Все это позволяет наметить особенные черты геологического строения этих месторождений в самом общем виде; 1) размещение в осадочных комплексах с прослоями (пачками) известняков, известковых и углистых сланцев; 2) приуроченность к зонам региональных разломов и узлам их пересечений; 3) локализация изумрудной минерализации в зонах интенсивной трещиноватости и брекчирования, со следами низкотемпературной переработки пород; 4) низкотемпературные ассоциации жильного выполнении: кальцит, доломит, пирит, альбит; 5) парагенезис изумруда: парит, доломит, паризит, альбит (клевеландит).

3. Изумрудоносные миароловые пегматиты

Находки изумруда в миароловых пегматитах совместно с другими драгоценными камнями (сподумен, турмалин, берилл) известны в СМ в шт. Северная Каролина и в Норвегии в Эйдсвелле. Практическое значение этих находок очень невелико.

В США изумрудсодержащие миароловые пегматагы известны в связи с гранитными пегматитами Северной Каролины в округах Александер, Митчелл и Кливленд. В первых двух округах находки изумруда носили скорее минералогический характер. В округе Кливленд в 1909-1910 гг. на ферме Тернера "Старая плантация" было добыто некоторое количество ювелирного изумруда.

По данным Стеррета ( sterret , I958), вмещающие породы в районе представлены гнейсами и кристаллическими сланцами с небольшими телами диоритов, габбро и гиперстенитов, интрудированных гранитами и пегматитами. Изумруд встречен в одной пегматитовой киле, пересекающей небольшое тело гиперстеновых габбро. В других пегматитовых жилах встречены бледно- или неокрашенные кристаллы берилла. Крутопадающая  изумрудоносная пегматитовая жила сложена средне- и крупнокристаллическим агрегатом кварца и полевого шпата (частью альбита) с кристаллами турмалина (шерла) и берилла. Протяженность жилы около 15 м, мощность от 30 см до 1 м. В жиле было обнаружено несколько небольших миароловых пустот, которые, помимо изумруда, содержали хорошо образованные кристаллы дымчатого кварца, турмалина, альбита. Кристаллы изумруда имеют гексагонально-призматическую форму с плоскими гранями базонинакоида. Для некоторых кристаллов характерны тонкие трубчатые полости растворения, ориентированные вдоль длинной оси. При кабошонировании такие кристаллы создают эффект "кошачьего глаза". Из пегматитовой жилы "Старой плантации" добыто около 3000 карат изумруда, причем 1000 карат были "превосходными драгоценными камнями" ( Sterret , 1958).

Сведения о проявлении изумруда в Эйдсвелле, Норвегия, исключительно скудны. Известно, что в 45 км севернее Осло среди биотитовых сланцев залегают пегматитовые жилы с миароловыми пустотами, выполненными каолиновой массой, с включенными в нее кристаллами кварца, турмалина, берилла и изумруда, реже топаза и касситерита. Размеры полостей достигают 6x1, 2x0,3 м. Качество изумруда низкое из-за большого количества мельчайших газово-жидких включений.

В заключение можно сказать, что, по-видимому, основным условием возникновения изумрудов в миаролах пегматитов является внедрение последних в ультраосновные породы.

Россыпные месторождения изумруда малоизвестны и практически значения не имеют. Это вызвано не столько редкой встречаемостью коренных месторождений, сколько неблагоприятными геолого-морфологическими их особенностями, заключающимися в локализации изумрудной минерализации в мелких крутопадающих жильных телах, обычно не образующих значительных концентраций. В литературе (Киевленко и др., 1974) упоминается об аллювиальных террасовых россыпях в Южной Родезии (месторождения Сандавана, Самунбула Форест), а также о находках изумруда в элювиально-делювиальных отложениях в Бразилии (Фазиенда-Сео-Тиано, шт.Байя) и в Австралии ( Мелвилл, шт.Новый Южный Уэллс).

Восточный Нуристан. Особое место среди известных месторождений изумруда занимают недавно обнаруженные проявления изумруда в Афганистане.

Этот изумрудоносный район слагают преимущественно метаморфизованные осадочные породы палеозоя. В низах разреза залегают карбонатные отложения силура-девона мощностью до 2000 м, которые несогласно с базальными конгломератами в основании перекрываются каменноугольными отложениями. Последние представлены (снизу вверх) кремнистыми породами, песчаниками, алевролитами и глинистыми сланцами, и конгломератами. Породы метаморфизованы в условиях биотит-альмандиновой субфации метаморфизма. Интрузивные породы представлены массивами габброидов, диоритов и гнейсо-гранитов, а также малыми интрузиями кварцевых порфиров. Возраст гнейсо-гранитов определяется как раннепротерозойский, габбро и диоритов – меловой (?). Изумрудные проявления (Вакхи, Дарун, Бузмаль, Микени, Дархенч и Бутак) расположены в полосе шириною до 3 и протяженностью около 20 км, представленной гидротермально проработанными тектоническими зонами в низах карбонатных толщ силура-девона, несущими железисто-карбонатную с сульфидами минерализацию. В зоне отмечаются жилы габбро-диоритов и кварцевых порфиров.

Бериллиевая минерализация локализуется в этих зонах по периферии габбро-диоритовых жил в секущих трещинах, выполненных кварц-альбитовой породой. Совместно с бериллом встречаются турмалин, рутил, кварц и кальцит.

На изумрудопроявлении Бузмаль вскрыта полого падающая (25°) жила габбро-диоритов длиной 220 м и мощностью 4,5 м. Минерализованная изумрудом зона размещается в ее экзоконтакте. Мощность зоны от 2,5 до 4,0 м. Бериллиевая минерализация наблюдается в прожилках длиной до 30 см при мощности 3 см, выполненных зеленым бериллом с мелкими (до 2 см в поперечнике и до 5 мм в длину) прозрачными и полупрозрачными кристаллами изумруда. По сообщениям старателей, ведущих разработку, здесь были найдены изумруды, пригодные для ювелирных целей.

III. ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ ПРЕДПОСЫЛКИ И ПОИСКОВЫЕ ПРИЗНАКИ МЕСТОРОЖДЕНИЙ ИЗУМРУДОВ

1. Геологические предпосылки

Рассмотренные условия образования и размещения месторождений изумрудов определяют круг благоприятных геологических факторов, контролирующих размещение изумрудной минерализации. К ним, в первую очередь, относятся магматический и структурный факторы. Литологический фактор имеет значение только для месторождений второго геолого-промышленного типа. Поскольку для месторождений грейзенового типа вмещающими породами являются интрузивные ультраосновные породы, те особенности, влияющие на формирование изумрудных месторождений, будут охарактеризованы при рассмотрении магматического фактора.

Магматический фактор

Для месторождений грейзенового типа и миароловых пегматитов характерно размещение в областях развития сложной и неоднократно проявленной тектономагмамческой деятельности. Благоприятными для размещения месторождений изумруда являются области развития гранигоидов с редкометалъной специализацией и с гипербазитами в их экзоконтактах. Первые являются источником бериллоносных пневматолито-гидротермальных растворов, а вторые – источником хрома.

Все известные месторождения грейзенового типа располагаются в экзоконтактах крупных гранимых массивов с редкометальной (б том числе бериллиевой) минерализацией, пространственно совмещаясь с жильными дериватами этих гранитов – жильными гранитами и пегматитами. Например, ряд южно-африканоких месторождений изумруда располагается в пегматитовых полях, образующих Родезийско-Трансваальский редкометальный пояс, протягивающийся на сотни километров. На некоторых уральских, индийских и южно-родезийских месторождениях изумрудоносные тела залегают в контакте с пегматитами. Для миароловых пегматитов характерно развитие изумрудной минерализации в телах пегматитов.

Граниты, как правило, представлены нормальными разностями (двуслюдяными, биотитовыми, мусковитовымй) от мелкозернистых до порфировидных структур. Жильная серия (жильные граниты, пегматиты) связана с первыми (главными) фазами, а пневматолито-гидротермальная (слюдиты, кварц-полевошпатовые и кварцевые жилы) – с завершающими фазами формирования гранитных интрузивов. Для уральских месторождений характерна связь постмагматических образований с лейкократовыми флюоритоносными гранитоидами последней фазы. Бериллиевое оруденение обычно локализуегся в пегматитах, альбититах, слюдитах, кварц-плагаоклазовых и кварцевых жилах. Бериллий фиксируется в гранитоидах в виде акцессорных минералов.

Месторождения изумруда локализуются в интрузивных ультраосновных породах, залегающих в виде небольших согласных тел среди метаморфических пород в экзоконтактах гранитоидных массивов. Гипербазиты, превращенные в процессе регионального метаморфизма амфиболиговой фации в серпентиниты, тальковые, тальк-хлоритовые, тальк-флогопиговые и т.п., сланцы, пронизаны телами амфиболитов, диоритов, пегматитов, жилами различного состава, в том числе слюдитов.

На месторождениях слюдиты широко распространены; они образуются по ультраосновным, основным и средним породам, четко наследуя особенности их состава. Так для гипербазитов (серпентиниты, тальковые, тальк-карбонатные и тальк-тремолитовые сланцы) и апогипербазитовых слюдитов характерны типоморфные элементы-примеси – хром, никель, кобальт – и акцессории – хромшпинелиды и пирротин. Для базальтоидвых (диориты, диорит-порфиры и др.) и вулканогенных (аподиоритовые и апогаббровые амфиболиты), а также аподиоритовых слюдитов характерны типоморфные элементы-примеси – титан, ванадий, цирконий, стронций — и акцессории – ильменит, сфен, рутил, циркон и апатит. Молекулярное отношение хрома к титану для гипербазитов я апогипербазитовых слюдитов равно 1,3, а для основных и средних пород и аподиоритовых слюдитов – 0,02. Кроме повышенного содержания хрома для первых характерны повышенные содержания фтора и редких щелочей – лития, рубидия и цезия.

Изумрудоносные слюдиты развиваются избирательно только по ультраосновным породам, являющимся поставщиками хрома. На примере уральских месторождений можно проследить, что содержание хрома в изумруде и ультраосновных породах одного порядка и составляет десятые доли процента, а в основных – сотые или даже тысячные доли.

Кроме генетической связи для месторождений рассматриваемой группы с бериллоносными гранитоидами и гипербазитами характерны также постмагматические процессы, наложенные на гранитоиды и вмещающие месторождения породы. В тех и других четко проявлены три стадии постмагмагического (пневматолито-гидротермального) воздействия: ранняя щелочная (калиевая и натриевая), кислотная (грейзеновая) и поздняя щелочная (карбонат-цеолит-сульфидно-кварцевая). В раннюю стадию породы эндо- и экзоконтакта претерпели калишпатизацию, биотитизацию (флогопитизацию) и альбитизации. Во вмещающих породах развивались флогопитовые слюдиты с актинолитовыми, хлоритовыми и тальковыми оторочками. В кислотную и позднюю щелочную стадии происходит грейзенизация гранитов и формирование флюоритсодержащих кварц-плагиоклазовых и мусковит-альбит-кварцевых и других жил с маломощными оторочками мусковита, Маргарита, флогопита, актинолита, хлорита и талька, развивающихся по гипербазитам.

Таким образом, благоприятными для формирования месторождений рассматриваемой группы являются экзоконтактовые зоны бериллоносных гранитоидов, в которых широко развиты ультраосновные породы, образующие небольшие массивы и инъецированные дериватами основной и кислой магмы. Для всех пород, в тон числе гранитоидов, характерны явления калишпатизации, биотитизации (флогопитизации) и альбитизации.

Связь с магматическими образованиями месторождений третьей генетической группы не установлена. По низкотемпературному парагенезису минералов и отсутствию видимой связи с гранитоидами колумбийские месторождения относятся к телетермальному типу (Киевленко и др., 1974).

Структурный фактор

Существенное влияние на формирование изумрудных месторождений всех генетических групп оказывает структурное положение района. Месторождения изумруда располагаются в пределах крупных тектонических зон (индийские, южно-родезийские месторождения) или в узлах их пересечений (колумбийские месторождения). Обычно подобные зоны развиваются в крыльях крупных антиклинальных сооружений, осложненных более мелкой складчатостью и соскладчатыми нарушениями (Изумрудные копи).

На месторождениях грейзенового типа в зонах широко развиты гипербазиты, дайки диоритов, гранитоидов и пегматитовые жилы; последние иногда образуют крупные поля. Месторождения, располагающиеся в наиболее дислоцированных участках тектонических зон, размещаются чаще в крыльях синклинальных складок III-IV-го порядка, осложненных более мелкой складчатостью и многочисленными нарушениями. Месторождения сложены часто чередующимися пачками пород; породы обладают различными физико-механическими свойствами. В процессе складчатости при межпластовых перемещениях возникают условия развития крупных соскладчатых разрывов, сопровождающихся рассланцеванием и дроблением пород, а также развитием систем межпластовых и внутрипластовых трещин. Первые возникают в условиях частого чередования пород различного литологического состава и приурочены к их контактам. Вторые возникают при изгибании крупных пластов пород к, в частности, тел гипербазитов в процессе складкообразования.В этих участках создаются благоприятные условия для инфильтрации растворов и формирования рудовмещающих тел (слюдитов, кальцитовых, альбит-пиритовых и других изумрудоносных жил).

Литологический фактор

В связи с тем, что на теле термальных месторождениях (колумбийских) хром и, возможно, бериллий заимствуются из вмещающих пород, их характеристика имеет первостепенное значение. Однако этот вопрос в литературе освещен крайне слабо. Практически впервые он рассмотрен A.A. Беусом и Д.А. Минеевым (Беус, Минеев, 1974). По данным этих авторов, неизмененные черные сланцы формации «вилетта» содержат, кроме хрома и бериллия, уран, рубидий, никель и кобальт, и обогащены ванадием, молибденом, литием, цинком, редкими землями я иттрием. В минерализованной трещинной зоне происходит выщелачивание большей части микроэлементов, в том числе хрома, и, по-видимому, бериллия.

В отношении бериллия авторы вопрос оставляют открытым, так как, по их мнению, концентрация бериллия во вмещающих породах (от 7 до 15 г/т) недостаточна для формирования столь уникальных изумрудных месторождений.

В заключение следует отметить, что благоприятная геологическая обстановка для образования месторождений изумруда определяется совокупностью трех геологических факторов: магматического, структурного и литологического. Влияние каждого из них на формирование месторождений изумруда отражено в табл.3.

Таблица 3

Геологические факторы и предпосылки

2. Поисковые признаки

К пряный поисковым признакам относятся:

а) находки кристаллов изумруда или их обломков в коренном залегании и в ореолах рассеяния;

б) находки в тех же условиях бледно-окрашенных в зеленый цвет кристаллов берилла.

В связи с тем, что изумруд встречается очень редко и находки его при поисковых работах так мало вероятны, особое значение для обнаружения скоплений изумруда приобретают косвенные признаки.

В СССР известны месторождения первого геолого-промышленного типа, поэтому только для этого типа определены косвенные поисковые признаки; при этом необходимо подчеркнуть, что часть из них определяется аналитическим путем.

На присутствие изумрудной минерализации в грейзеновых слюдитах указывают:

а) бериллиевая минерализация в слюдитах, залегающих в ультраосновных породах;

б) сланцеватая текстура и серая с серебристым оттенком или светло-бурая окраска апогипербазитовых слюдитов; кроме того, акцессорные хромит и пирротин, типоморфные элементы-примеси – хром, никель и кобальт; для аподиоритовых неизумрудоносных слюдитов характерны бурые тона окраски, акцессории – ильменит, сфен, рутил, циркон и апатит и типоморфные элементы-примеси – титан, ванадий, цирконий и стронций;

в) появление в слюдитах мелких будин ("окатышей"), во внутренних частях которых наряду с кварцем и олигоклазом может встречаться изумруд;

г) пониженная железистость слюдитов, не превышающая в общей массе 12%, высокое содержание фтора и редких щелочей (литий, рубидий, цезий);

д) показатели преломления флогопита 1,560-1,575 (в аподиоритовых неизумрудоносных бурых слюдитах 1,580-1,620);

е) отношение хрома к титану, равное в среднем 1,3 против 0,02 для аподиоритовых слюдитов.

IV. МЕТОДИКА ПОПУТНЫХ ПОИСКОВ И ПЕРСПЕКТИВНАЯ ОЦЕНКА ПРОЯВЛЕНИЙ ИЗУМРУДА

1. Проектирование и проведение попутных поисков

Проявления изумруда могут быть попутно обнаружены при проведении геолого-съемочных и разведочных работ на другие полезные ископаемые, и, особенно, при поисках бериллиевых месторождений. Попутные поиски должны начинаться с момента проектирования основного геологического задания, когда выделяются потенциально изумрудоносные площади по особенностям их геологического строения, которые благоприятны для образования скоплений изумруда. При этом намечаются области развития гранитоидов с редкометальной (бериллиевой) специализацией и с гипербазитами в их экзоконтактах как перспективные для обнаружения месторождений первого геолого-промышленного типа (изумрудоносных слюдитов). Интересны зоны крупных разломов и участки их пересечений в осадочных толщах с пачками известняков и углистых сланцев, содержащих в своем составе бериллий, хром, медь, никель, кобальт и редкие земли, со следами низкотемпературной гидротермальной (телетермальной) переработки и развитием кальцитовых, кальцит-доломитовых, альбитовых и альбит-пиритовых жил (второй геолого-промышленный тип). При проведении геологоразведочных работ на редкометальных пегматитах с миароловыми пустотами в пределах пегматитовых полей выделяются участки развития гипербазитов, где возможны скопления изумруда в местах пересечения пегматитами тел гипербазитов (третий геолого-промышленный тип). Необходимо подчеркнуть, что наиболее распространенным является первый геолого-промышленный тип месторождений изумруда, который широко известен в мире (Европа, Африка, Южная Америка) и является в настоящее время единственно известным типом в СССР. Колумбийские месторождения (второй геолого-промышленный тип) уникальны, а третий тип, связанный с миароловыми пегматитами не имеет большого практического значения.

При проведении геологоразведочных работ по основному заданию на выделенных площадях фиксируются прямые и косвенные признаки изумрудоносности. В связи с тем, что находки кристаллов изумруда при проведении попутных поисков могут быть лишь случайными, особое внимание следует уделять выявлению и фиксации косвенных признаков изумрудоносности: слюдитов, залегающих в гипербазитах; кальцитовых, альбитовых, альбит-пиритовых жил в трещинных зонах в осадочных комплексах; миароловых пегматитов, залегающих в гипербазитах или их пересекающих.

На площадях, определенных по совокупности косвенных признаков как перспективные, следует выполнить дополнительные исследования: провести магнитометрию и гравиметрию для оконтуривания массивов ультраосновных пород, и электрометрию для прослеживания зон слюдитов; в пределах последних можно с помощью метода бериллометрии выделить участки с бериллиевой минерализацией. Необходимо сгустить маршруты для прослеживания структур, благоприятных для развития изумрудной минерализации (зоны развития слюдитов, трещинные зоны в осадочных комплексах и т.д.), отдельных потенциально продуктивных рудных тел или обнаружения их новых проявлений. Для первого геолого-промышленного типа необходимо установить апогипербазитовую природу слюдитов (аподиоритовые слюдиты неизумрудоносны).

На принадлежность к апогипербазитовым слюдитам указывают: залегание слюдитов в ультраосновных породах или их метаморфических аналогах, развитие тальковых, актинолитовых и т.п. метасоматических зон в зальбандах слюдитовых тел, серые, светло-бурые, иногда красновато-бурые тона окраски слюдитов, сланцеватая структура, присутствие флюорита, литиевых слюд, хромита, пирротина. Для выяснения природы слюдитов полезно провести лабораторные исследования – т.е. определить: показатели преломления флогопита (благоприятное значение 1,560-1,575), типоморфные элементы-примеси (хром, никель, кобальт), наличие редких щелочей (литий, рубидий, цезий), а также отношение хрома к титану (близкое к 1,3). На наиболее интересных апогипербазитовых слюдитах или отдельных участках крупных тел необходимо пройти канавы, чтобы отобрать пробы и установить присутствие изумруда, и изучить его качество. Учитывая крайнюю неравномерность распределения кристаллосырья, опробуются наиболее крупные мощные слюдитовые тела, узлы пересечения и сопряжения тел, места изгибов, раздувы.

Количество выработок, их ориентировка и глубина не регламентируются, а определяются в каждом конкретном случае применительно к геологической обстановке. Из рыхлого слюдита отбираются валовые пробы (по одной из каждой выработки), из которых промывкой отделяется слюда, а оставшаяся тяжелая фракция анализируется для установления наличия изумрудной минерализации или сопутствующих минералов, в первую очередь бериллиевых. Из плотного монолитного слюдита отбираются штуфные пробы (вкрест и по простиранию слюдита по всему объему выработки), которые отсылаются без предварительной обработки (изготовления протолочек и т.д.) в курирующую экспедицию. Отобранные пробы документируются и направляются на исследование в соответствии с "Инструкцией по проведению попутных поисков месторождений цветных камней", утвержденной Министерством геологии СССР (Инструкция, 1973).

Так как какие-либо материалы по методике оценки проявлений двух других геолого-промышленных типов отсутствуют, осветить эти вопросы не представляется возможным. При обнаружении изумрудоносных проявлений этих типов целесообразно руководствоваться общепринятыми поисково-оценочными методами.

2. Принципы перспективной оценки изумрудоносных проявлений и площадей

Для оценки перспективности проявления необходимо определить: наличие или возможность нахождения изумрудной минерализации или просто бериллиевой минерализации (берилл, хризоберилл и др.); интенсивность развития минерализации, масштабы ее проявления и принадлежность к известному геолого-промышленному типу.

Наличие изумрудной или бериллиевой минерализации устанавливается по пробам. Главными параметрами качества сырья являются – интенсивность окраски, прозрачность кристаллов и размеры бездефектных областей. Учитывая редкую встречаемость изумруда и крайнюю неравномерность его распределения, а также то, что при попутных поисках объемы горных работ очень невелики и в связи с этим опробование не может быть достаточно представительным, отсутствие изумрудного сырья не может указывать на полную бесперспективность объекта. Так, например, заслуживают пристального внимания проявления слюдитов с бледно-окрашенными в зеленые тона кристаллами берилла и даже просто с наличием обыкновенного берилла или хризоберилла и т.д.

Количество положительных проб (с изумрудом, бледно-окрашенным бериллом, бериллом и другими бериллиевыми минералами) с одного рудного тела могут свидетельствовать об интенсивности развития изумрудной минерализации. О масштабах минерализации можно судить по числу и размерам апогипербазитовых слвдитовых тел, выявленных на данной площади (участке) или по размерам рудоконтролирующих структур. Отнесение проявления к одному из известных геолого-промышленных типов производится главным образом по составу вмещающих пород и изумрудоносных тел (слюдиты, миароловые пегматиты и т.д.).

Проявления изумруда, получившие положительную оценку по совокупности перечисленных признаков, передаются в установленном порядке специализированной организации (Инструкция, 1973).

Перспективная оценка площадей производится, в первую очередь, по наличию на площади изумрудоносных проявлений, а также благоприятных геологических условий и косвенных признаков изумрудоносности. К наиболее перспективным должны быть отнесены площади, на которых обнаружены проявления (тела) с изумрудом или бледноокрашенным в зеленые тона бериллом.

ЛИТЕРАТУРА

Барабанов В.Ф. О сущности процесса околожильной грейзенизации и механизм формирования метасоматических конкреционных жил грейзенового типа. - Зап.Всес.Мин.об-ва 1965, ч.94, вып.з.

Беус А.А. Геохимия бериллия и генетические типы бериллиевых месторождений. - изв. АН СССР, Изд-во АНСССР, I960.

Беус А.А., Диков Ю.П. Геохимия бериллия в процессах эндогенного минералообразования. М., "Недра", 1967.

Беус А.А., Минеев Д.А. К геологии и геохимии изумрудоносной зоны Музо-Коскуэз, Восточные Кордильеры /Колумбия/. - Геол.рудн.местор., 1974, № 4.

Беус А.А., Гинзбург А.И., Заболотная Н.П. и др. Пневматолито-гидротермальные месторождения бериллия. - В сб. "Геология месторождений редких элементов". Госгеолгехиздаг, 1959, вып.П.

Власов К.А., Кутукова Е.И. Изумрудные копи, М., Изд-во АН СССР, I960.

Гинзбург А.И. Пневматолито-гидротермальные месторождения бериллия. - В сб. "Геология месторождении редких элементов". Гостеолтехиздат, 1959, вып.4.

Говоров И.Н. Грейзенизация известняков и интрудирующих их гранитов. В сб. "Магматизм и связь с ним полезных ископаемых" , М., Госгеолтехиздат, I960.

Говоров И.Н. Значение геохимических исследований при изучении металлогении редких элементов. - Материалы к I Всес. конф. по геологии и металлогении Тихоокеанского пояса, Владивосток, I960, вып.1.

Заболотная Н.П., Куприянова И.И. и др. Слюдисто-флюорит-берилловые месторождения - важный тип бериллиевого сырья. -В сб. "Геология месторождений редких элементов". М., "Недра", 1967, вып.33.

Инструкция по проведению попутных поисков месторождений цветных камней /ювелирных, ювелирно-поделочных, поделочных и декоративно-облицовочных/. М., 1973.

Катаев Н.И. Геохимические признаки изумрудоносности слюдитов. - Разв. и охр. недр, 1973, № 1.

Киевленко Е.Я., Сенкевич Н.Н., Гаврилов А.П. Геология месторождений драгоценных камней. М., %едра", 1974.

Куприянова И.И., Заболотная Н.П. Об особенностях проявления грейзенизации в породах различного состава. - Геол.рудн.местор., 1966, № 5.

Лодочников В.Н. О так называемой десиликационной гипотезе. - В сб. "Проблемы советской геологии", 1935, т.5, №1.

Меренков Б.Я. Драгоценные, технические и поделочные камни. ОНТИ НКТП СССР, 1936.

Новикова М.И., Шацкая В.Т. Некоторые особенности пневматолито-гидротермальных месторождений берилла. - В сб. "Минералогическое сырье", 1960, вып. 1.

Рундквист Д.В., Денисенко В.К.. Павлова И.Г. Грейзеновые месторождения. М., "Недра", 1971.

Синегуб Е.С. Берилл. - В кн. "Неметаллические полезные ископаемые", Е.2 Изд-во АН СССР, 1943.

Ферсман А.Е. Происхождение Изумрудных копей на Урале. - Докл. АН СССР, 1925, № 46.

Ферсман А.Е. Очерки по истории камня, 1960. Фекличев В.Г. Берилл. М., "Наука", 1964.

Шерстюк А.И. О грейзенизации основных и ультраосновных пород. Сб. "Магматизм, метаморфизм, металлогения Урала", Свердловск, 1963, т. 3.

Шерстюк А.И. О формировании верхнепалеозойских гранитных массивов восточного склона Урала. - Труды СГИ /Геология и полезные ископаемые Урала/, 1963, вып.42,

Шерстюк А.И. О инфильтрационно-биметасоматическом образовании слюдитов. - Сб. "Физико-химические условия магматизма и метасоматоза", Иркутск, 1964.

Шерстюк А.И. Слюдитовые комплексы и их классификации. - Зап. Всес.мин.об-ва, 1965, ч.94, №1.

Шерстюк А.И. К вопросу о генезисе слюдитовых комплексов. - Труды СГИ, Свердловск, 1970, вып.84.

Шерстюк А.И. О последовательности минералообразо-вания при формировании слюдитовых комплексов грейзеновой формации. - Труды Уральск, фил-ла АН СССР, 1970, вып.86, № 9.

Шерстюк А.И. Зависимость показателей преломления флогопита от содержания железа, магния, титана, хрома и фтора. - В сб. "Минералогия и петрография Урала , 1972, вып.86.

Вagсhi Т.С. The geology of the Bubani Emerald mine near Ajmer, Rajasthan,with a note on the origin of Emerald. - Indian Science Congress Association 45-th, Proceedings, 1958.

Bank H. Smaragdvorkommen in Siidrhodesian. - Zeit.der Dent.Ges fur Edelst., 1964, №48.

Bank H. The emerald occurrence of Miku,Zambia. - The Journal of Gemmology, 1974, v.14, №1.

Bolsche H. Sin beachteuswertes Smaragd-Kristall Agregat.Newes aus dem Habachtal. - Autschluss, v.12, 1961, №8.

Campbell I.G.С. Emeralds reputed to be of Zambian origin. - The Journal of Gemmology. ,1973,v. 13, №5.

Campbell C.J., Вürgl H. Section through the Eastern Cordillera of Colombia,South America. - Geol.Society of America Bullet., 1965, v.76, N 5.

Chakravart R.N. A proulem into the mineral statistics for 1955. - Indian Minerals, 1957, v.11, N 3.

Clarke R.G. Gemstones. - Minerals Yearbook, 1973, v.1.

Datta A.K. Geological Milien of Emeralds in the Rajgarh Area, Ajmer District, Rajasthan. - Geol. Society of India Bullet., 1966, v.3, N 2.

Draper T. A new source of emeralds on Brasil. -Gems and Gemology, 1963, v. 11, N 4.

Emeralds: where and how they occur. - Rhodesian Mining and Engin., 1962, v.27,N 1.

Eppler W.F. Emerald from Burbar,Colombia. - Journal of Gemmology, 1963, v.9, N 4.

Feininger T. Emerald Mining in Colombia: History and Geology. - The Kineralogical Record, 1971, v.1, N 4.

Gemstones and Semi-Precious Stones in Southern Africa. -The South African Mining and Engin. Journal, 1963, v.74, №3683.

Gemstones (Republic S.Africa). - Mineral Trade Notes,1962, v. 55, №2.

Griffon J.С., Кremer M.R., Misi A. Estudo estrutural e genetico da jazida de esmeralda de Carnaiba (Bahia). - An. Acad. Brasil. de ciens, 1967, v.39, №1.

Gübelin E.J. Emerald from Habachtal. I. - The Journal of Gemmology,1956,v.5, №7.

Jain N.C. Emeralds in Rajasthan. - Commet, 1956, v.5.

Johnson P.W. The Chivor emerald mine. - The Journal of Gemmology, v.8, 1961, №4.

Johnson U.D. Beryl-tantalite pegmatites of Northeastern Brasil. - Bull.of the Geol.Society of America., 1945, v. 56, №11.

Minerals Yearbook, v.1, 1973.

Nassau K., Jackson K.A. Trapiche emeralds from Chivor and Muzo, Colombia. - The American Mineralogist,1970, v. 55, N 3,4.

Other gemstones.- Min.Ann.Rev.,1967, N 98.

Other gemstones. - Min.Arm.Rev.,1970,June.

Other gemstones. - Min.Ann.Rev.,1971,June.

Other gemstones. - Min.Ann.Rev.,1973,July.

Roy B.C. Emerald deposits in Mewar and Ajmez-Merwara. - Records of the Geological Survey of India, 1955, v.86, №2.

Selig B. Carnaiba emerald mine. - Gems and Minerals, 1965, №331.

Sterret D.B. Old plantation emerald mine. - Rocks and Minerals,1958,v.33, № 7, 8.

Webster R. Ultra-violet light as an aid to gem testing. - The Journal of Gemmology, 1962, v. 8, №5.