Берилл. Изумруд

       Все коренные месторождения берилла,  аквамарина, воробьевита связаны с двумя типами образований: пегматитами и грейзенами.        

  Биксбит — крыжовенно-розовый берилл. Название это употребляется редко, в научной литературе биксбит не относят к самостоятельным разновидностям.      

  Гошенит— бесцветный берилл. Свое название получил по месту находки — Гошен в штате Коннектикут (США). Его используют для имитации бриллиантов и изумрудов (при этом под камень подкладывают серебристую или зеленую фольгу). Таблитчатую разновидность бесцветного берилла называют ростеритом.

Гелиодор  — светлый зеленовато-желтый берилл. Ценится за свой алмазный блеск и окраску, которая изменяется от золотисто-желтой до зеленовато-желтой. Будучи в основном бесцветным и прозрачным, может иметь газово-жидкие включения. Был найден в 1910 г. на территории нынешней Намибии, где и получил свое название в переводе с греческого — дар солнца. Гелиодоры Намибии слаборадиоактивны. Ранее подобные бериллы уже находили в Бразилии и на Мадагаскаре. Прекрасные чайно-желтые гелиодоры (под названием ширлов) известны уже с XVIII века в одноименной копи Шерловогорского месторождения в Восточном Забайкалье. В бериллах Сибири наблюдается концентрическая зональность с более желтым ядром и синеватой каймой. В золотистых бериллах Забайкалья отмечается чередование окраски разных типов по длине кристалла. Такие бериллы напоминают полихромные турмалины. Желтая окраска гелиодора исчезает при нагревании до 400o С. Кристаллы при этом становятся бесцветными или голубоватыми.   

Аквамарин вместе с изумрудом и ярким разновидностям благородного берилла относится к наиболее ценным минералам группы берилла. Этот камень издавна считался амулетом моряков. Наиболее ценятся камни глубокого небесно-голубого цвета. Интенсивность окраски возрастает после нагревания кристалла выше температуры 400°С. Аквамарин хрупок, его легко раздавить. Окраска обычно распределена равномерно: аквамарины гораздо чаще, чем изумруды, бывают прозрачными. Хромофором здесь служит железо. Характерны тончайшие полые каналы вызывающие серебристо-белые световые эффекты. Если таких канальцев много в камне, отшлифованном кабошоном, можно наблюдать эффект «кошачьего глаза» или астеризм в виде шести лучевой звезды.            

Бериллиевая минерализация  размещается, как правило, за пределами  массивов субщелочных гранитоидов, которые всегда в той или иной степени подвергаются   метасоматическому   замещению   (микроклинизации,   альбитиза-ции,  грейзенизации) и несколько обогащены бериллием (в 1,5—5 раз выше кларковых),   фтором,   иногда   торием. 

Глава 3. Геолого-промышленные типы месторождения берилла и изумруда 

Бериллы встречаются  в гранитных пегматитах, имеющихся  почти во всех странах земного  шара. Это красивые зеленоватые кристаллы, достигающие иногда очень больших  размеров; известны бериллы-гиганты весом до тонны и длиной до 9 м.

К сожалению, пегматитовые месторождения очень малы, и добывать там берилл в широких промышленных масштабах не удается. Однако есть и  другие источники бериллия, в которых  его концентрация гораздо выше. Это  так называемые пневмато-гидротермальные месторождения (т.е. месторождения, образовавшиеся в результате взаимодействия высокотемпературных паров и растворов с определенными типами горных пород).

Флогопит- маргарит-берилловый тип месторождений

В тех случаях, когда грейзеновый процесс, сопровождающий формирование бериллиевого оруденения, развивался среди вмещающих пород ультраосновного состава  (дунитов, серпентинитов,  тальковых пород), возникли условия для образования месторождений изумруда. Ультраосновные породы служили при этом источником хрома темно-зеленых разностей берилла. Благоприятной предпосылкой для образования крупных ювелирных кристаллов изумруда, александрита, фенакита является относительно большая глубина формирования изумрудоносных месторождений по сравнению с другими бериллиевыми месторождениями   грейзеновой   формации.

Примером сочетания  подобных условий является одно из месторождений, находящееся в рудном поле, в пределах которого наблюдаются  как танталонос-ные пегматиты, так  и грейзеновые образования. Эта  особенность послужила причиной того, что первоначально месторождения изумрудов рассматривались как образовавшиеся в процессе десилификации пегматитового расплава, и слюдиты считались пегматитами линии скрещения. Дальнейшие исследования привели к изменению этой генетической концепции.

Месторождение располагается в экзоконтактовой  полосе крупного гранитного массива, который прорывает сложную по составу метаморфическую толщу, включающую первичноосадочные, вулканогенные, а также интрузивные породы (углисто-кремнистые сланцы, амфиболиты, порфириты, метаморфизован-ные дуниты и перидотиты). Среди вмещающих пород месторождения преобладают тальковые сланцы и серпентиниты с мощными дайками диоритовых пор-фиритов, прослоями амфиболитов и углистых сланцев. Вмещающая толща подверглась интенсивной складчатости. Месторождение залегает в западном крыле синклинальной складки, которая осложнена более мелкими изоклинальными складками и дизъюнктивными нарушениями. Тектонические нарушения представляют собой зоны рассланцевания пород. Наиболее крупная тектоническая зона проходит вдоль всего месторождения, мощность ее 120—150 м.

Рудная зона месторождения имеет субмеридиональное  простирание с восточным падением под углами 65—80°. Длина рудоносной зоны многие сотни метров, ширина первые сотни метров, по падению она прослежена на сотни метров.

Рудные тела представлены сложной системой ветвящихся прожилково-метасоматических зон (слюдитов) и плагиоклазовых жил. Морфология и пространственное распределение рудных тел зависят в первую очередь от расположения тектонических зон и трещинных структур. Локализация рудных тел определяется также дайками диоритовых порфиритов, играющих роль жесткого каркаса среди пластичных сланцев, и вследствие своей относительно малой проницаемости экранирующих просачивающиеся растворы. Рудные тела распределены неравномерно. Сближенные между собой жилы и зоны образуют несколько свит, которые кулисообразно заходят друг за друга в горизонтальном и вертикальном сечении. Наиболее мощные тела находятся в северной части месторождения, где они образуют рудный столб.

Тектонические зоны трещиноватости и дробления  не только контролировали первоначальное распределение бериллиеносных гидротермальных образований, но также в результате интенсивных пострудных движений определили ныне существующую морфологию рудных тел, по-видимому, в значительной степени отличную от первоначальной. Морфология микроскладчатости и текстур тектонического разлинзования свидетельствует о том, что тектоническая зона формировалась в условиях сжатия.

Слюдитовые рудные тела представляют собой прожилково-метасоматиче-ские зоны, подвергшиеся дроблению и рассланцеванию. Они имеют линзовидно-блоковое внутреннее строение и сложены серией линзовидных  блоков, промежутки между которыми выполнены рыхлым слюдистым материалом. Наиболее часто рудные зоны бывают приурочены к контактовым участкам между тальковыми сланцами и диоритами, поэтому зоны обычно включают обломки метасоматических флогопитовых пород, образованных как по ультраосновным, так и по основным породам. Среди слюдитовых блоков наблюдаются разобщенные фрагменты берилл-плагиоклазовых, берилл-мусковитовых и других жил, с которыми и связана главная масса бериллиевого оруденения в составе этих   зон.

Кварц-плагиоклазовые жилы меньших размеров, но богаче (содержат ВеО десятые доли процента в жилах среди диоритовых порфиритов и особенно среди тальковых сланцев). Выделяются жилы, согласные с вмещающими породами, и субширотные секущие, с пологим падением к северу.

Главные минералы жил — плагиоклаз, мусковит, кварц, флюорит, берилл, Маргарит.  Часто отмечаются также апатит и молибденит.

Внутреннее строение жил характеризуется более или  менее четко выраженной зональностью , а также развитием полосчатых текстур. В зальбан-дах жилы присутствует, как правило, маргаритовая оторочка шириной до 4— 5 см. Ближе к центру нередко наблюдается плагиоклазовая (олигоклаз-андези-новая) оторочка шириной до 12 см. Центральная, наиболее мощная часть жил обычно сложена альбитовым агрегатом крупнозернистой структуры, в промежутках между зернами которого встречаются отдельные кристаллы и скопления берилла, флюорита или мусковита. Для центральных зон пологих жил характерно ритмичнополосчатое строение, обусловленное чередованием полос альбита, мусковита, реже берилла. Иногда мощные зональные жилы значительно обогащены кварцем, который слагает центральную часть жилы. Минеральный состав жил непостоянен, наблюдаются значительные колебания в содержании  того   или   иного   минерала.

Таким образом, образования грейзеновой формации представлены берилл-кварц-плагисклазовыми, берилл-мусковит-альбитовыми, берилл-флюорит-му-сковитовыми жилами, которые сопровождаются мощными метасоматическими зонами флогопитовых и флюорит-флогопитовых пород (слюдитов).

В процессе метасоматического  изменения серпентинитов и тальковых сланцев, приводящем к превращению их в слюдиты, происходил привнос кремнезема во внешние метасоматические зоны и вынос его из внутренних, прилегающих к жилам зон, а также значительный привнос А1, К, F, Li, Be ж удаление больших количеств магния.  В составе бериллиевых руд наряду с типичными грейзеновыми минералами кварцем, мусковитом, флюоритом, молибденитом, топазом) присутствуют такие необычные для грейзенов минералы как Маргарит, плагиоклаз, фуксит, что объясняется особенностями состава вмещающих пород, С этим же связано широкое развитие слюд биотит-флогопитового  ряда  в  составе  околорудных  метасоматических  пород.

Главный бериллиевый  минерал — берилл, с ним связано  до 95% ВеО в составе плагиоклазовых жил и около 50% ВеО в составе слюдитовых рудных тел. Около 16% ВеО в рудах месторождения рассеивается в Маргарите. Фенакит или хризоберилл (александрит) могут иметь значение только как ювелирные камни. Ультраосновной состав вмещающих пород обусловил появление крупных выделений такого редкого минерала, как бромеллит, возникающего  в  условиях  дефицита  кремнезема.

Месторождения формировались в три стадии: кварц-плагиоклазовую (ран-нещелочную), берилл-флюорит-мусковитовую (кислотную) и адуляр-бавенит-бертрандитовую (позднещелочную). Характерной особенностью месторождения является сравнительно интенсивное проявление позднещелочной низкотемпературной стадии, в течение которой берилл подвергался растворению и разложению, а бериллий переотлагался в форме бертрандита и бавенита. 1. Жильные и линзообразные тела занорышевых микроклиновых пегматитов с кристаллами аквамарина, гелиодора и воробьевита в базитовых, ультрабазитовых породах и биотитовых сланцах. Эти месторождения являются комплексными: ведущими полезными компонентами в них чаще всего являются не благородные бериллы, а кристаллы мориона, дымчатого кварца и топаза; присутствуют также ювелирные турмалины (шерл), сподумен и редкие металлы. Длина пегматитовых тел 10-15 м, мощность 0,3-1 м. Обычно длиннопризматические, слабоокрашенные кристаллы благородного берилла (изумруд исключительно редок!) могут образовывать друзы и срастания с другими минералами в миароловых пустотах. К рассматриваемому типу относятся месторождения Старая Плантация, Пала-Чиф (США), Оуру-Прету, Говернадор (Бразилия), Эйосволл (Норвегия) И др.  
2. Сложноветвящиеся жилы и жильные зоны флогопитовых и флогопит-биотитовых слюдитов с вкрапленностью кристаллов изумрудов среди метаморфизованных ультрабазитов, интрудированных гранитоидами. Слюдиты развиваются в зоне контакта с гранит-аплитами и пегматитами, рассматриваясь в качестве грейзенов. Мощность жил колеблется от 0,2 до 10 м, протяженность жильных зон по простиранию достигает 300-500 м, глубина - 100-200 м и более. Призматические, иногда уплощенные таблитчатые кристаллы изумрудов сантиметровых размеров, сопровождаемые нередко александритом, бериллом, хризобериллом, турмалином, флюоритом, апатитом и другими минералами, неравномерно распределены в существенно флогопитовой массе породы. Ярким примером этого типа являются Изумрудные Копи Урала в нашей стране; он представлен также месторождениями Сандавана, Мустард (Зимбабве), Сомерсет (ЮАР), Раджгарх, Калигуман (Индия), Сват (Пакистан), Хабахталь (Австрия) и др.  
3. Прожилки, жилы, штокверковые и жильные зоны кальцитового, доломит-кальцитового и пирит-альбитового состава с неравномерной вкрапленностью кристаллов изумруда среди черных глинистых сланцев и углистых известняков. Протяженность индивидуальных жил достигает 60 м, а мощность варьирует от миллиметров до 20 см. Призматические кристаллы изумруда размером 2-3 см ассоциируют с кальцитом, доломитом, пиритом, кварцем и альбитом, гетитом и баритом, образуя скопления в полостях. Выдающимися представителями данного типа являются телетермальные месторождения Колумбии: Музо, Чивор, Коскес, Вегод-Сан-Жоан; к нему принадлежит ряд месторождений Бразилии и Афганистана.  
4. Горизонты продуктивных гравийно-песчано-галечниковых отложений с окатанной галькой ювелирного берилла в составе террасовых и долинных аллювиальных россыпей. Если для изумруда такие месторождения редки (Зимбабве, Бразилия, Австралия, Колумбия), то для других разновидностей благородного берилла это существенный источник промышленной добычи. Так, большая часть кристаллов аквамарина, ювелирного зеленого берилла и гелиодора в Бразилии добывается из аллювиальных россыпей рек Марабайя, Жекитиньоньи, Педра-Асул и др. Помимо упомянутых стран месторождения этого типа имеются на о. Мадагаскар и Шри-Ланке.

Изумрудные Копи Урала 

Рудное поле Изумрудные Копи находится на восточном склоне Среднего Урала в северо-восточной части Восточно-Уральского поднятия в зоне сочленения Мурзинско-Адуйского антиклинория с Асбестовским синклинорием и включает в себя свыше 20 месторождений изумрудов. Эти месторождения локализованы вдоль восточного субмеридионального экзоконтакта Адуйского массива гранитоидов верхнепалеозойского возраста.

Среди вмещающих  нижнесилурийских амфиболитов, биотит-плагиоклазовых и амфиболитовых сланцев, плагиогнейсов  и роговообманковых порфиритов присутствуют небольшие согласные тела измененных ультрабазитов - серпентинитов, тальк-хлоритовых и тальковых сланцев. Все эти породы прорваны нижнекаменноугольным Восточным диоритовым массивом и многочисленными дайками аплитов, пегматитов, диоритов, плагиоклазитов, жилами флогопитовых слюдитов, кварцевого и кварц-плагиоклазового состава - дериватов Адуйских гранитоидов.

Все месторождения  связаны с телами измененных ультрабазитов. Рудная зона одного из них, расположенного в центральной части рудного  поля, не выходит за пределы такого массива дунитов и перидотитов, находящегося в окружении амфиболитов и других метаморфических пород нижнего силура. Этот массив и вмещающие его породы имеют моноклинальное залегание с крутым восточным и северо-восточным падением контактов под углом 60-80њ. Осложненные многочисленными апофизами контакты Восточного диоритового и Адуйского гранитоидного массивов в районе месторождения также круто падают на восток и северо-восток.

Рудная зона месторождения объединяет серию  слюдитовых (флогопитовых) жил и  рассекает массив дунитов и перидотитов  по диагонали в северо-западном направлении  от его висячего (восточного) бока на юге к лежачему (западному) боку на севере. Она прослежена по простиранию на 800 м, на глубину до 150 м (без признаков выклинивания) и имеет ширину 50-70 м.

Мощность индивидуальных жил колеблется от нескольких см до 3-5 м в раздувах; их морфология осложнена  раздувами, пережимами, разветвлениями и сочленениями с образованием <рудных столбов> размерами в десятки метров в плане. Подавляющее большинство слюдитовых жил приурочено к контактам ультрабазитов с амфиболитами или диоритами. Жилы сложены буровато-зеленовато-серым мелко- и среднечешуйчатым (0,1-0,3 см) часто развальцованным флогопитом и находящимися в его окружении многочисленными линзочками плагиоклаза. Контакты жил с ультрабазитами подчеркнуты актинолит-тремолитовой и тальковой метасоматическими зонами мощностью от 0,1 до 2-3 м.