Евразия: месторождения изумруда

В Европе наиболее детально изучено месторождение изумруда Рила в Болгарии, в восточной части горной цепи Альп (Балканиды), сформировавшейся в процессе коллизии Евразиатской и Афроарабской плит. Месторождение расположено на Рила-Планине, в северо-западной части среднепротерозойского Родопского кристаллического массива. Район месторождения сложен породами нижней метаморфической серии Марица, представленной биотитовыми, двуслюдяными, амфибол-биотитовыми и кордиеритсодержащими гнейсами, амфиболитами и мраморами среднепротерозойского метаморфического комплекса. Среди этих пород залегают преимущественно послойные тела дунитов или перидотитов, большая часть которых серпентинизирована или превращена в роговообманково-хлоритовые и тальк-хлоритовые сланцы. Метаморфические породы вмещают крупный гранитный массив Калин. Возраст гранитов, по данным уран-свинцового метода, равен 46 млн лет. Массив сопровождаются большим количеством пегматитов — керамических, слюдоносных и редкометалльных, особенно в его восточном экзоконтакте (рис. 7.1). Производными последних являются гибридные (скарноидные) пегматиты в мраморах и десилицированные пегматиты в ультрабазитах. Полученный 206Pb/204Pb-методом возраст редкометалльных пегматитов и залегающих в ультрабазитах их десилицированных производных, с которыми связана изумрудная минерализация, составляет 50 ± 10 млн лет, т.е. в пределах точности определения перекрывается с возрастом гранитов.

В 1971 г. в северо-западной части Иберийского полуострова (область Галисия в Испании) было открыто связанное с пегматитами экзоконтактовое месторождение хризоберилла (александрита), изумруда и фенакита Франкуйера, представляющее геммологический интерес. Район месторождения сложен в основном гранитами, которые разделены на три типа: синкинематические (328-339 млн лет) двуслюдяные (тип 1), двуслюдяные и мусковитовые пералюминиевые (тип 2) и посткинематические (290-310 млн лет) биотит-амфиболо-вые известково-щелочные (тип 3). Граниты 1-го типа содержат большое количество ксенолитов и провесов кровли, представленных останцами метаморфической серии Трас Oc Монтес, включающей породы офиолитового комплекса и мигматиты. Пегматиты, образующие сеть субвертикальных даек, генетически связаны с гранитами 1-го и 2-го типов и залегают преимущественно в дунитах.

Месторождение Эйдсволл в Норвегии расположено в пределах Балтийского щита, в 45 км севернее г. Осло. Оно приурочено к блоку протерозойских пород и расположено вблизи крупного надвига северо-западного простирания, который маркирует Свеко-Норвежскую сутуру, трассирующую зону континентальной коллизии. Однако связь месторождения с данной сутурой проблематична. Месторождение расположено в метаосадочных породах кембрия, перекрывающих протерозойские роговообманковые гнейсы. Метаосадочные породы прорваны пермскими кварцевыми сиенитами. Изумруды связаны с миароловыми полостями во флюорит- и топазсодержащем пегматите, залегающем в битуминозных глиноземистых сланцах, но ограничены лишь северной частью жильного тела. Они содержат 0,9 % V2O5 и всего лишь 0,1 % Cr2O3, т.е. скорее являются ванадиевыми зелеными бериллами, чем истинными изумрудами.

В перечне европейских месторождений изумруда, изученных изотопными методами, упоминается также Мьоса-Си (Mjosa-See) в Норвегии, но геологических данных о нем не приводится.

В южной части Украинского щита (Приазовье), в одном из редкометалльных пегматитовом полей (Радионовское?), приуроченном к горстообразному поднятию архейского фундамента в пределах грабеновой структуры, сложенной метаультрабазитами и кристаллическими сланцами нижнего протерозоя, изумруд обнаружен в экзо- и эндоконтактовой зонах жильного тела сподуменовых пегматитов, залегающего в тремолитовых и тремолит-актинолитовых сланцах, которые подверглись на контактах ослюденению. Возраст пегматитов относится к периоду 2300-2000 млн лет. Данное проявление изумруда представляет лишь минералогический интерес. В этом же районе, в одном из редкометалльных пегматитов Крутой Балки (левобережье р. Берда), в пределах Сорокинской зоны разломов, разделяющей архейские и раннепротерозойские толщи, в 1964-1967 гг. обнаружены изумрудно-зеленые бериллы. Как показано позднее, по химическому составу, оптическим свойствам и спектрам поглощения они соответствуют изумрудам. Изумруд отмечен также и в экзоконтактах пегматитов Крутой Балки. Кроме того, изумруд встречен в пегматитовых прожилках, рассекающих ксенолит амфиболита в пегматитовой жиле № 4 месторождения Зеленые Могилы вблизи с. Андреевка.

Одним из крупнейших районов развития изумрудной минерализации в мире является Средний Урал с его месторождениями, известными с первой половины XIX в. как Изумрудные копи. Представления об их геолого-тектонической позиции изложены в одной из недавних работ. Район приурочен к области сопряжения Восточно-Уральского поднятия и Восточно-Уральского вулканогенного прогиба, разделенных субмеридиональным Cyсанско-Асбестовским тектоническим швом, важной составной частью которого является глубинный Сусанский разлом сдвиго-надвигового типа (падение на восток) с многочисленными оперяющими крутопадающими разломами северо-западного простирания. Поднятие здесь представлено Мурзинско-Адуйским микроконтинентом, главная составная часть которого — крупный Адуйский (Каменско-Адуйский) полихронный плутон, относимый по последним данным к анатектической адамеллит-гранитной серии континентально-коллизионного типа.

Каменско-Адуйский плутон — сложно построенная полигенная и поли-формационная интрузия, находится в восточном крыле Сосьвинско-Коневского мегаантиклинория Восточно-Уральского поднятия. Плутон состоит из двух конформных и конкордантных крупных изолированных массивов, находящихся в тектонически разобщенных блоках — Каменском и Адуйском. Каменский массив относится к орогенному, а Адуйский — к позднеорогенному этапам. Адуйский массив позднепалеозойского возраста образует вытянутое на 50 км субмеридиональное тело слабо перемещенных гранитов, полого падающее на восток. Массив сложен биотитовыми мелко- и среднезернистыми слабо порфировидными гранитами, в западной прикорневой части постепенно переходящими в гранитогнейсы амфиболитовой фации, а к востоку (к апикальной части массива) сменяющимися сначала двуслюдяными, а затем мусковитовыми пегматоидными лейкогранитами, которые и преобладают в восточной части массива. Возраст интрузивных гранитов в восточной части массива — 278-201 млн лет, а в северной части района Изумрудных копей к ним примыкают лейкограниты Малышевского массива трещинного типа (246-220 млн лет). По мере приближения к восточному контакту массива в нем увеличивается роль инъекционного и шлирового пегматитообразования. Новые Rb-Sr изотопные данные свидетельствуют об одинаковом возрасте гранитов главной фазы Адуйского массива и лейкогранитов Малышевского массива — 260 ± 3,9 млн лет и даже о более древнем возрасте малышевских лейкогранитов — 277 ± 1,1 млн лет.

Прогиб сложен расположенными восточнее Адуйского массива островодужными и океаническими (офиолитовыми) комплексами Режевской вулканической зоны (нижний силур), которые в девоне были прорваны субмеридиональной интрузией диоритов, диоритовых порфиритов, гранодиоритов (Лесозаводской массив). Адуйский массив сопровождается в восточном экзоконтакте поясом редкометалльных пегматитов длиной около 25 км, флогопитовыми, в том числе изумрудоносными слюдитами и одиночными кварцево-жильными полями редкометалльно-вольфрамовой формации. Основная часть слюдитовых и пегматитовых образований находится в тектоническом блоке, образованном субмеридиональным Асбестовско-Режевским разломом и оперяющими его диагональными Центральным и Южным разломами сбросово-сдвигового характера. Многие месторождения района Изумрудных копей приурочены к узкой (0,5-2 км) полосе амфиболитов, амфиболовых и углисто-кварцевых сланцев нижнего силура между Адуйским (с запада) и Лесозаводским (с востока) массивами, но наиболее известное Малышевское (Мариинское) месторождение расположено восточнее Лесозаводского массива, в пределах Малышевско-Аульской зоны меланжа северо-западного простирания, между Лесозаводским и Малышевским массивами. Зона меланжа представлена жесткими микробудинами диоритов и серпентинитов и разделяющими их зонами, в которых серпентиниты преобразованы в тальковые сланцы. Rb-Sr изотопный возраст слюдитов Малышевского месторождения оказался равным 196,5 ± 1,9 млн лет.

Согласно последним палеогеодинамическим реконструкциям, гипербазитовые и вулканические породы района сформировались в условиях островной дуги и окраинного моря. Пластины гипербазитов были обдуцированы на восточную окраину Мурзинско-Адуйского микроконтинента, причем передовая пластина надвига подверглась интенсивному тектоническому дроблению и была преобразована в меланж. Именно в ней сформировались в верхнепермское время месторождения Изумрудных копей под воздействием эманаций Адуйского гранитного массива.

Месторождение Халтаро в Пакистане заслуживает особого внимания, так как является наиболее детально изученным примером собственно пегматитовых месторождений изумруда. Оно находится на северо-восточной стороне долины Халтаро, вблизи ледника Харамош, на уровне примерно 4200 м, в 70 км на северо-восток от населенного пункта Гилгит, широко известного как центр района с многочисленными пегматитовыми месторождениями разнообразных самоцветов.

Месторождение Халтаро расположено в северо-западной части массива Нанга Парбат — Харамош, близ его контакта с дугой Кохистан-Ладах. Массив представляет собой северный выступ фундамента Индийской плиты, испытавшей быструю (6 мм/год) эксгумацию из-под пород дуги 10 млн лет назад. Северный контакт массива и пород дуги проходит по тектонической зоне срыва (shear-зоне), который трактуется как раннетриасовый Главный мантийный надвиг (рис. 7.2). При коллизии по нему породы дуги надвигались в южном направлении на Индийскую плиту. Ho подъем массива относительно пород дуги Кохистан-Ладах в позднем кайнозое осуществлялся главным образом по субмеридиональным круто падающим более молодым разломам Райкот и Стак. По крайней мере, разлом Райкот срезает Главный мантийный надвиг.

Массив Харамош представлен протерозойскими орто- и парагнейсами, локально биотитовыми и известковыми сланцами, амфиболитами и мраморами. Они объединены в так называемую группу Нанга Парбат, которая подразделена на ортогнейсы Искер (U-Pb возраст 1850 млн лет) и парагнейсы Шенгус (U-Pb возраст 400-500 млн лет). Гнейсовая толща массива подверглась складчатости с образованием купольной структуры в его северной части.

Массив на пике протерозойского метаморфизма (7-13 кбар и 600-800 °С) был преобразован в мигматитовый комплекс гранулитовой фации, подвергшийся повторному метаморфизму амфиболитовой фации при перемещении Индийской плиты в третичное время вдоль Главного мантийного надвига. Ho непосредственно в районе Халтаро метаморфизм «слоистой то лиги» в палеозое не превышал уровня амфиболитовой фации.

Подъем фундамента массива Харамош вслед за пиком метаморфизма в третичном периоде сопровождался внедрением многочисленных тел лейкогранитов. Обычно это грубозернистые дайки 10-100 м длиной при мощности 1-3 м. Вблизи тектонических зон дайки местами деформированы и катаклазированы. Лейкограниты связываются с процессом плавления пелитового протолита (шельфовые осадки Индийской плиты, поддвинутые под толщу дуги Кохистан-Ладах) при декомпрессии в результате резкой эксгумации. U-Pb возраст лейкогранитов и пегматитов в районе Шенгус (30 км южнее Халтаро) — 5-8,3 млн лет, а в районе Тато (50 км южнее Халтаро) — 1-2,2 млн лет.

Месторождение Халтаро пространственно тяготеет к разлому Райкот, по которому блок пород массива Харамош контактирует (с востока) с блоком островной дуги Кохистан, сложенным габбро, норитами, диоритами. Эти породы вместе со сланцами серии Харамош наблюдаются в пределах разлома, представляющего собой зону интенсивного дробления и сколовых деформаций шириной до нескольких сотен метров. Зона разлома гидротермально изменена и содержит участки милонитов. Месторождение приурочено к так называемой «слоистой толще», состоящей из переслаивающихся пара-и ортогнейсов промежуточного состава, с мощными прослоями амфиболитов, мраморов и деформированных силлов гранитных пород. Эта толща южнее перекрывает ортогнейсы Искер. Вмещающими породами месторождения являются гранат-слюдистые сланцы и очковые гнейсы с конформным им силлоподобным телом амфиболитов мощностью около 40 м. Изумрудная минерализация приурочена к гидротермальным жилам и богатым альбитом пегматитам, секущим амфиболиты. Выделены два участка в пределах тела амфиболитов — Халтаро-1 и 2. На участке Халтаро-1 амфиболит прорывается дискордантно силлом лейкогранита, тесно ассоциирующим с несколькими телами бериллсодержащих пегматитов и жил со спорадически развитым изумрудом. На участке Халтаро-2 пегматиты и связанные с ними пневматолито-гидротермальные жилы секут амфиболиты и гранат-слюдистые сланцы. Здесь добыта основная часть изумруда месторождения.

40Аr/39Аr-методом получены следующие возрастные данные для пород месторождения Халтаро: 1) амфибол из амфиболита — суммарный возраст 523 ± 2 млн лет, изохронный 328 ± 28 млн лет; 2) мусковит из гранат-слюдистого сланца — суммарный возраст 10,03 ± 0,07 млн лет, изохронный 8,56 ± 0,22 млн лет; 3) мусковит из бериллоносного пегматита — суммарный возраст 9,22 ± 0,09 млн лет, изохронный возраст 9,01 ± 0,04 млн лет; плато — 9,13 ± 0,04 млн лет.

В Индии, в штате Раджастхан, имеется пояс месторождений изумруда, протягивающийся в северо-восточном направлении на 200 км. Пояс контролируется несколькими параллельными разломами, между которыми заключен блок докембрийских метаосадочных пород (кварциты и слюдяные сланцы) серии Дели. В пределах пояса метаосадочные породы вмещают несколько линейно вытянутых вдоль разломов крупных интрузий основных и ультраосновных пород. Кроме того, они интрудированы турмалиновыми гранитами и связанными с ними пегматитами. Пегматиты состоят в основном из кварца, каолинизированного полевого шпата и мусковита. Изумрудная минерализация приурочена большей частью к экзоконтактовым зонам пегматитов, хотя, согласно А. Казми и Л. Сни, изумруды ассоциируют с бериллом, турмалином, апатитом, кварцем, полевым шпатом, мусковитом и биотитом, т.е. пегматитовыми минералами. Главными месторождениями пояса являются Бубани, Раджгарн, Чат, Текхи, Калигуман, Гуи Гурха, Халар Мала.

В штате Орисса, в районе Калаханди, в развалах пегматитов и в отвалах, образованных при разработке пегматитового тела размером 30х20 м, обнаружены прозрачные кристаллы изумруда до 1,5 см в длину. Пегматиты крупнозернистые, состоят в основном из кварца и полевых шпатов с преобладанием ортоклаза, содержат также мусковит и биотит.

В Афганистане кроме широко известных месторождений изумруда гидротермального генезиса в долине р. Пандшер, провинция Парван, имеются также связанные с пегматитами мелкие проявления изумруда (Бадель, Чавки и др.) в провинции Нангархар, в правобережье р. Конар. Район сложен протерозойской сланцево-гнейсовой толщей с прослоями мраморов, амфиболитов и мелкими телами ультраосновных пород, нацело замещенных актинолитом.

Единственное на территории Китая месторождение изумруда обнаружено в округе Малипо, в провинции Юннань. Имеющиеся данные о геологическом строении месторождения очень ограничены. Оно приурочено к ядру метаморфического комплекса Наньвенхе и сформировалось в позднемеловое время. Выделены два геолого-структурных типа изумрудной минерализации: пегматитовый и зон хрупких сколов. Для пегматитов характерны более высокие содержания изумруда при лучшей оформленности кристаллов, обладающих относительно светлой окраской, тогда как изумруды из зон сколов лучше по качеству.