Внутреннее строение изумрудоносных пегматитов

31.08.2018
Имеется несколько связанных с пегматитами месторождений изумруда, состав и внутреннее строение которых охарактеризованы в литературе достаточно детально. Ниже их описания приводятся в последовательности от собственно пегматитовых к экзоконтактовым месторождениям.

Месторождение Халтаро в Пакистане состоит из двух участков, детально охарактеризованных в работе, из которой в основном заимствованы изложенные ниже материалы.

Пегматиты на участке Халтаро-1 образуют маломощные (до 1,5 м) жилы, обычно сближенные с телами лейкогранитов. На участке Халтаро-2 лейкограниты отсутствуют, а пегматиты представлены редкими линзовидными телами мощностью до 1 м. Лейкограниты образуют круто падающие на северо-запад жилы (мощностью 1-3 м), а также наблюдаются в обнажениях площадью около 80х15 м. Преобладают порфиробластические лейкограниты, в которых соотношение калишпата, олигоклаза (An20) и кварца примерно равно 30 : 25 : 40. Порфиробласты (до 1-2 см) представлены калишпатом, основная масса состоит из кварца, плагиоклаза и редкого биотита (2 %). Акцессорные — мусковит, хлорит (включения в калишпате), пирит, рутил.

В порфиробластических лейкогранитах в виде «слоев» наблюдаются богатые биотитом (8 %) тонко- и среднезернистые разновидности (микроклин — 52 %, плагиоклаз An17 — 30 %, кварц — 10 %, акцессорные — мусковит, хлорит по биотиту, апатит). Локально эти обогащенные биотитом породы интенсивно альбитизированы и мусковитизированы. В таких участках альбит (An3) резко преобладает над калишпатом (менее 20 %), кварцем (менее 10 %) и мусковитом (9 %), появляется флюорит. Иногда аналогичные породы окружают гидротермальные сегрегации и секущие жилы, сложенные кварцем, мусковитом, альбитом и турмалином. Кварц в них местами выщелочен с образованием мелких пустоток.

На участке 1 лейкограниты пересекаются многочисленными пегматитовыми и гидротермальными жилами. Все эти образования слегка деформированы. Пегматиты образуют жилы с простой зональностью. Наиболее распространены зональные богатые альбитом дайки (рис. 8.1, а). Внешние их зоны — аплитовые, до мелкозернистых, а в центре развита непостоянная по мощности крупнозернистая зона. Аплитовая зона существенно альбитовая, с подчиненным кварцем и редкими мусковитом и флюоритом. В центральной зоне наблюдаются широкие вариации количества мусковита, кварца и берилла, локально присутствуют также агрегаты и «солнца» турмалина, редко отмечаются альбит и флюорит. Берилл представлен аквамарином, реже бесцветной разновидностью и изумрудом. Последний тяготеет к границе между внешней аплитовидной и внутренней крупнозернистой зонами. В центральной зоне встречаются миаролы с кристаллами бледного аквамарина и клевеландита (± мусковит). Размер полостей редко превышает 30 см. По данным других исследователей, внутренняя зона пегматитов сложена грубозернистым агрегатом полевого шпата, слюды, кварца, турмалина и берилла (рис. 8.2). Берилл образует хорошо оформленные короткопризматические кристаллы, «впаянные» в полевой шпат, причем светло-зеленый изумруд преобладает над бесцветным гошенитом.

На этом же участке обнажается дайка пегматита, сложенная крупнозернистым частично альбитизированным калишпатом с подчиненными плагиоклазом, кварцем, биотитом, акцессорными мусковитом, арсенопиритом, апатитом. Зональность проявлена слабо и выражена в развитии биотита у контактов, а мусковита — в центре жилы. С одной стороны к пегматиту примыкает гидротермальная турмалин-альбитовая жила с изумрудной минерализацией (см. рис. 8.1, б). Еще одно пегматитовое тело длиной 10 м и мощностью менее 1 м сложено крупнозернистым альбитом (80 %) и мусковитом (20 %), содержит полости со сростками кристаллов бледного аквамарина с альбитом, пластинками мусковита, редко — с кубиками бледно-розового флюорита. Кварц и турмалин здесь отсутствуют.

На участке 2 во внешних зонах линзовидных пегматитовых тел отмечаются в очень малых количествах турмалин и берилл. Внутренние зоны тел сложены грубозернистым (5-7 см) альбитом с подчиненными кварцем, бериллом (до 5 см) и секущими агрегатами призматического турмалина и кварца. В полостях — кристаллы альбита, бледного аквамарина и темно-коричневого турмалина. Изумруд образует мелкие (0,5 см) выделения во внешних зонах или в ядер-ной части зональных кристаллов аквамарина на границе внутренней зоны. Имеются также небольшие линзы пегматита (1х0,3 м), сложенные крупнозернистым (5-7 см) блоковым альбитом (70 %), призматическим турмалином (20 %) и молочным кварцем (10 %) в интерстициях.

Наряду с пегматитами на месторождении обнаружены кварцевые, мусковитовые, берилловые и турмалин-альбитовые жилы. Кварцевые жилы варьируют по составу от мономинеральных до богатых мусковитом. Другие типы жил пересекают либо, наоборот, сами секутся кварцевыми жилами. Кроме молочного кварца в жилах локально присутствуют агрегаты и жилоподобные массы призматического шерла, мусковита, альбита и берилла. Эти агрегаты могут быть по трещинам «интрудированы» кварцем. Берилл обычно прозрачный, бесцветный или аквамарин, в некоторых жилах близ контактов встречается изумруд в срастании с кварцем. Вблизи гранитов некоторые кварцевые жилы переходят в мусковитовые.

Мусковитовые жилы состоят из пластинчатого мусковита с размером пластинок около 2 см в срастании с прозрачным аквамарином, турмалином и альбитом в интерстициях. Жилы обычно незональны, но иногда отмечаются тонкие краевые оторочки аплитового альбита и кварца. Наиболее крупные жилы содержат миаролы с аквамарином. Близ контактов жил в ядерных частях кристаллов аквамарина отмечается изумруд.

Берилловые жилы обнаружены на участке 2, мощность жил — до 15 см. Берилл прозрачный, призматический, бесцветный, до бледно-голубого, ориентирован перпендикулярно контактам. Кристаллы до 5 см длиной образуют параллельно-шестоватые агрегаты. Присутствуют также турмалин, кварц, тонкозернистый альбит (в интерстициях или сплошных массах). В участках жил с миаролами развиты прозрачные кристаллы аквамарина. Изумруд не встречен.

Турмалин-альбитовые жилы маломощные (менее 12 см), состоят из средне-и крупнозернистого турмалина, аплитовых альбита и кварца, акцессорных апатита и флюорита (см. рис. 8.1, б). Варьируют по составу от мономинеральных турмалиновых до мономинеральных альбитовых. Листоватые срастания призматического (0,5-2 см) турмалина секут или пересекаются зернистыми альбитом и кварцем. Некоторые жилы зональны — с внутренней турмалиновой и внешней альбитовой зонами. В участках с полостями отмечаются клинообразный альбит, иглоподобный турмалин, флюорит и иногда изумруд. Полости заполнены кальцитом, в котором встречаются включения изумруда и темно-коричневого турмалина, редко талька. Кристаллы изумруда чаще ассоциируют с альбитом и кварцем, чем с турмалином. В таких жилах отмечены также кристаллы ортита (до 1 мм) в аплитовой внешней зоне, содержащего 2,4-2,8 % Cr2O3, 2,8-3,7 % CeO2 и 3,2-5,3 % ThO2. Встречен также титанит в срастании с изумрудом.

Пространственные взаимоотношения и переходы по составу лейкогранитов, пегматитов и описанных выше жил свидетельствуют об их образовании в течение одного магматогенно-гидротермального события. Пегматиты и мусковитовые жилы на выклинивании переходят в турмалин-альбитовые жилы и пересекают лейкограниты. Мусковитовые жилы отщепляются от лейкогранитов. Вблизи кварцевых и мусковитовых жил лейкограниты альбитизируются. Турмалин-альбитовые жилы отщепляются от альбитизированных лейкогранитов и пересекают другие жилы и пегматиты. Таким образом, большинство богатых турмалином жил несколько запаздывает по времени образования относительно пегматитов и жил иного состава, за исключением кварцевых. Последние формировались в более широком интервале.

Метасоматические изменения вмещающих пород. Вмещающими пегматиты породами на месторождении являются гранат-слюдистые сланцы и амфиболиты. Б. Лaypc с соавт. подчеркивают, что в пегматитах, залегающих в сланцах, изумруда не обнаружено. Экзоконтактовые изменения амфиболитов наблюдаются около пегматитов, более поздних жил, а также около альбитизированных лейкогранитов, но отсутствуют вблизи неизмененных лейкогранитов. Выделяются следующие зоны (от контактов к амфиболитам): внутренняя биотит-турмалин-флюоритовая (до 2-3 см), биотит-плагиоклаз-флюоритовая (до 7-8 см), зона рассеянного биотита (до 10 см). Колонка метасоматических преобразований достигает 30 см по ширине и локально, по трещинам, распространяется до 1 м от контактов. Обычно суммарная мощность изменений примерно равна половине мощности тел. Наиболее интенсивны изменения около мусковитовых и кварцевых жил.

Внутренняя зона экзоконтактовых метасоматитов обычно прерывиста, может содержать также мусковит, альбит, кварц и берилл. Внешняя граница зоны постепенная. Метасоматические турмалин и альбит развиваются иногда вдоль трещин до 0,5 м от контактов. Турмалин образует призматические кристаллы до 2 см длиной, ориентированные радиально от контакта. Флюорит, кварц и альбит (<Аn6) образуют зерна и локально обильные включения в турмалине. Около богатых мусковитом жил турмалин иногда присутствует в виде изолированных солнцеобразных скоплений. Слюды образуют мелко- и среднезернистый агрегат. Биотит обычно содержит включения флюорита. Около богатых бериллом жил в этой зоне спорадически встречаются скопления мелких кристаллов полупрозрачного голубовато-зеленого (иногда до изумрудно-зеленого) берилла.

Биотит-плагиоклаз-флюоритовая зона развита повсеместно. По сравнению с предыдущей зоной в ней обычно больше кварца и плагиоклаза, но меньше флюорита. Плагиоклаз и кварц образуют рассеянные зерна (менее 1,3 мм) и неправильные агрегаты в биотите. Размер зерен биотита уменьшается (от 5 до 2,5 мм) с удалением от контакта. В этой зоне присутствуют реликты амфибола и цоизита. Метасоматический плагиоклаз в отличие от первичного плагиоклаза более тонкозернистый и ассоциирует с кварцем и цоизитом.

Во внешней зоне вторичные минералы представлены разрозненными чешуями биотита и зернами кварца среди ассоциаций первичного амфиболита. Плагиоклаз и цоизит амфиболита в этой зоне не подвержены изменениям. Биотит развивается преимущественно по амфиболу, обычно хлоритизирован. Кварц образует вытянутые округлые выделения и секущие прожилки, содержащие биотит и, локально, плагиоклаз. Границы зоны расплывчатые.

Изумрудсодержащий пегматит Крутой Балки в Западном Приазовье (Украина) относится к альбит-сподуменовому типу с комплексной бериллий-литий-танталовой минерализацией. Пегматитовое тело залегает в ультрабазитах и имеет очень сложную червеобразную форму, с многочисленными ответвлениями, пережимами и утолщениями. Изумруд приурочен к прожилкам серого мусковита вблизи контакта пегматита с окружающей его узкой экзоконтактовой реакционной зоной. Изумрудсодержащие слюдистые прожилки мощностью 3-4 см располагаются в кварц-альбитовой пегматитовой матрице. Будучи соединенными тонкими проводниками, они образуют «сплетения», которые начинаются от контактов пегматитового тела и простираются внутрь его на расстояние до 2 м. Изумруд прорастает слюду в виде разноориентированных гексагонально-призматических кристаллов, их сростков и зернистых агрегатов и, в свою очередь, содержит включения зерен альбита и мусковита. Размер кристаллов изумруда — 5-20 мм в длину и 3-15 мм в поперечнике.

На месторождении Эйдсволл в Норвегии изумруды приурочены к миароловым полостям размером до 6х1,2х0,3 м в пегматите. Полости выполнены каолиновой массой, содержащей хорошо образованные кристаллы кварца, турмалина, берилла, полупрозрачного изумруда, иногда также топаза и касситерит.

К собственно пегматитовым относятся также месторождения изумруда в Северной Каролине (США), из которых наибольший интерес представляет месторождение Хидденит, известное также как Долина изумрудных копей, где пегматиты содержат изумруд и зеленый сподумен (гидденит). В его пределах выделяются два участка — Рист и Эллис. Месторождение имеет сложную историю формирования. Выделены три стадии минералообразования: 1) мигматитовая (lit-par-lit), 2) гидденитовая и 3) полостная.

В первую стадию, до складчатости, вмещающие кварц-слюдяные сланцы и гнейсы подверглись процессу гранитизации (В. 3.) с образованием сети параллельных многочисленных тонких кварц-полевошпатовых прожилков и линзочек, развитых вдоль плоскостей сланцеватости. Они обычно изогнуты и напоминают мигматиты. Сложены мелкозернистым агрегатом кварца и андезина с небольшим количеством ортоклаза, образующего симплектиты с плагиоклазом. Отмечается апатит, а также биотит (по границам прожилков). К этой же стадии отнесены дайкообразные тела того же состава мощностью до 30 см, приуроченные в основном к секущим гнейсы трещинам.

В следующую гидденитовую (собственно пегматитовую. — В. 3.) стадию сформировались сподуменсодержащие пегматиты, образующие маломощные линзо- и дайкообразные тела. Последние в основном параллельны гнейсовидности вмещающих пород, с которыми они имеют резкие контакты. Экзоконтактовые изменения практически не проявлены, тогда как сами пегматиты около контактов обогащены биотитом. Пегматиты сложены в основном полевыми шпатами и кварцем с подчиненным количеством гидденита. Структура их варьирует от мелко- до грубозернистой. Крупные кристаллы обычно окружены сахаровидным материалом. Грубозернистый полевой шпат представлен микроклином с тонкозернистой мозаикой кварца и микроклина на границе зерен. Наиболее крупные выделения микроклина содержат многочисленные включения мелких овальных зерен плагиоклаза, ориентированных по удлинению в одном направлении. Плагиоклаз (An40) и кварц присутствуют в виде крупных и мелких зерен, располагаясь между более крупными индивидами КПШ. Зеленый гидденит образует призматические кристаллы размером до 5-7 мм, включенные в микроклин или кварц. Он замещается по трещинам хлоритом, а по краям зерен — кальцитом. Часто содержит включения рутила. Акцессорные минералы представлены коричневато-красным спессартином до 2,5 см в поперечнике, черным (преобладает), голубым и зеленым турмалином, биотитом, цирконом.

Стадия образования миарол начинается с подновления ранее существовавших трещин, поперечных относительно сланцеватости вмещающих пород. Миаролы варьируют по размеру от миниатюрных до нескольких футов в диаметре. П.П. Пятницкий приводит описание одной из миарол размером 6х1,2х0,3 м, в которой было обнаружено восемь изумрудов прекрасного качества с максимальным весом до 1275 карат. «По форме, текстуре, морфологии и природе содержащихся в них минералов эти полости напоминают альпийские жилы». Подобное предположение высказано также Дж. Синканкасом. Некоторые полости сопровождаются осветлением и изменением вмещающих гнейсов. Возможно, существовал временной разрыв между образованием гидденитсодержащих пегматитов и, по крайней мере, некоторой части полостей в них. Полости частично или полностью заполнены красной глиной. Минеральный состав миаролового материала непостоянен, но большинство миарол содержат гидденит или берилл либо оба эти минерала. Берилл — бесцветный, бледно-зеленый, голубовато-зеленый, изумрудный. Наиболее распространенным минералом полостей является кварц, который обычно образует раннюю рубашку на стенках, тогда как другие минералы, включая и последующие генерации кварца, вплоть до аметиста, отлагаются позже. Полевые шпаты представлены альбитом и ортоклазом. Обычно присутствует мусковит, нередко в значительных количествах. Кроме того, установлены гранат, турмалин, монацит, рутил, пирит, нонтронит, кальцит, реже встречаются ксенотим, апатит, арсенопирит, анкерит, сидерит, гетит, гольмквистит.

К сожалению, изучение вещественного состава, внутреннего строения и условий образования изумрудоносных тел месторождения сильно усложняется наличием мощной коры выветривания — сапролита, сформировавшегося в основном за счет полевых шпатов. По-видимому, именно этим обстоятельством обусловлены имеющиеся разночтения при описании месторождения разными авторами. Так, в отличие от изложенного выше, существует мнение, согласно которому изумрудная минерализация связана преимущественно с кварцевыми жилами, а ассоциирующие с ними пегматиты редко содержат изумруды. В некоторых работах пегматиты вообще не упоминаются, несмотря на наличие в изумрудоносных телах сподумена — сугубо пегматитового минерала. При этом подчеркивается, что на поверхности изумруды связываются только с сильно трещиноватыми кварцевыми жилами, которые с глубиной переходят в кварц-мусковитовые. Размер полостей в жильных телах иногда достигает 1,5 м. Ho не все жилы и не все полости в каждой жиле содержат изумруд. Жилы вертикальные или крутопадающие. He установлено связи между размером жил и содержанием изумруда, между размером кристаллов изумруда и их качеством.

На втором по важности месторождении изумруда в Северной Каролине — Олд Плантейшн (или Шелби) в округе Клевеленд, так же как и на месторождении Хидденит, изумруды связаны с «карманами» в разложенном пегматите, состоящем из кварца, калишпата, альбита, черного турмалина, берилла, апатита. Вмещающие породы представлены оливиновым габбро. В миароловых полостях (карманах) обнаружены эффектные друзы микроклина, дымчатого кварца, турмалина, бледно-зеленого берилла и изумруда. Длиннопризматические кристаллы последнего нередко содержат тонкие трубчатые полости растворения, ориентированные вдоль длинной оси.

Месторождение Грабтри в округе Митчелл — источник значительного количества мелких изумрудов. Ho наиболее известна продукция, получившая название «изумрудная матрица» (emerald matrix). Это массивная горная порода, содержащая тонкие призмы ярко-зеленого полупрозрачного изумруда. Извлечение большинства индивидов изумруда из матрицы нецелесообразно. Ho из такой породы получаются великолепные кабошоны. Матрица представляет собой грубозернистый агрегат кварца, белого полевого шпата с назначительным количеством граната и красновато-черного турмалина. Пегматитовая дайка шириной около 1,5 м интрудирует серовато-черные биотитовые сланцы и гнейсы. Наилучшие изумруды тяготеют к ее эндоконтактам. По мере удаления от них кристаллы становятся более бледными, полностью теряя изумрудный цвет в центре дайки.

Месторождение Эммавилл в восточной части Австралии является еще одним примером проявления бериллов с изумрудной окраской (так называемых «зеленых» бериллов, окрашенных в основном ванадием) в полостях пегматитов. Последние связаны с расположенным поблизости массивом позднепермских гранитов Моле. Пегматиты прорывают метаосадки пермского возраста, содержат кварц, топаз, полевой шпат, слюду. Зеленый берилл развит неравномерно в виде «пучков (связок)» кристаллов в полостях, где он часто окружен диккитом. Цвет минерала варьирует от светло-зеленого до яркого изумрудно-зеленого, с желтоватым или голубоватым оттенком. Бериллы с изумрудной окраской ассоциируют с кварцем, полевым шпатом, флюоритом, арсенопиритом.

Изумрудные копи на Урале являются наиболее известным и детально изученным примером совмещенного (или комбинированного) типа месторождений изумруда, в которых он преимущественно развит в слюдитовых оторочках и лишь иногда отмечается непосредственно в пегматитах и пегматитоподобных образованиях. Несмотря на более чем полуторавековую историю изучения Изумрудных копей и весьма обширную библиографию, многие вопросы геологии, внутреннего строения и особенно генезиса этих месторождений остаются дискуссионными.

К.А. Власов и Е.И. Кутукова выделили следующие типы жильных образований в районе копей:

1 — пегматиты чистой линии: а) фациальные (внутригранитные) пегматиты; б) фазовые (жильные) пегматиты, залегающие в эндоконтактовых зонах гранитов либо в их кровле;

2 — пегматиты линии скрещения, или десилицированные пегматиты;

3 — пневматолито-гидротермальные жилы.

Из них только десилицированные пегматиты отнесены к изумрудоносным. По отношению к таким пегматитам плагиоклаз-кварцевые, альбит-мусковит-кварцевые с бериллом, альбит-кварцевые и мусковит-альбитовые жилы третьей группы трактуются как более поздние.

Большинство последующих исследователей разделяют жильный комплекс Изумрудных копей на две группы: а) изумрудоносные сложно ветвящиеся жилоподобные тела или зоны слюдитов с плагиоклазитовыми линзами и прожилками (десилицированные пегматиты, по К.А. Власову и Е.И. Кутуковой); б) бериллсодержащие кварц-плагиоклазовые (± мусковит) жилы. Однако возрастные и генетические взаимоотношения этих групп трактуются по-разному. По Т.Н. Большаковой, жилы второй группы обычно являются секущими по отношению к слюдитам (рис. 8.3). Этим автором выделяются также так называемые совмещенные жилы со смешанным парагенезисом, сформированные при наложении на слюдиты жил второй стадии. По данным Ф.Ф. Золотухина, наложение бериллоносных кварц-плагиоклазовых жил на изумрудоносные слюдиты приводит к значительному снижению качества изумрудов.

С.М. Бескин и Ю.Б. Марин считают, что в рудном поле Изумрудных копей проявлены две рудно-магматические системы — ранняя умеренно редкометалльная (лейкограниты, альбит-микроклиновые пегматиты с очень слабо проявленными слюдитовыми оторочками — типа месторождения Квартальное) и более поздняя собственно редкометалльная. Последняя представлена самостоятельными телами апогипербазитовых берилл- и изумрудоносных флогопитовых (с плагиоклазом) слюдитов, которые сопровождаются гидротермалитами типа берилл-флюоритовых жил, фельзитовидными микроклин-альбитовыми аплитами, гранитовидными и иного облика существенно альбитовыми пегматитами с бериллом и колумбитом, с собственными слюдитовыми (без изумрудов) оторочками. Изумрудоносные слюдиты рассматриваются как предпегма-титовые метасоматиты в рамках редкометалльной рудно-магматической системы, возникающие под воздействием алюмоводородно-щелочных флюидов предположительно мантийного происхождения. С этим выводом согласуются новые Rb-Sr изотопные данные, согласно которым пегматиты месторождения Квартальное и слюдиты Малышевского месторождения имеют близкий возраст, но первые все же на несколько миллионов лет моложе (207,3 ± 5,2 и 196,5 ± 1,9 млн лет соответственно). При этом те и другие значительно оторваны по времени формирования от гранитов главной фазы Адуйского массива и лейкогранитов Малышевского массива, имеющих возраст 260 ± 3,9 млн лет.

И.И. Куприянова также выделяет две группы бериллоносных жильных образований на Малышевском месторождении — прожилково-метасоматические тела (зоны) слюдитов и разнообразные берилл-плагиоклазовые жилы, но считает их одновозрастными (280-269 млн лет), относя их к единому грейзеновому этапу. Возникновение двух морфологических типов рудных тел связывается ею с механической неоднородностью вмещающей толщи: первые образуют крутопадающие субмеридиональные рудные зоны, связанные с системой сколовых трещин в ультрабазитах, преобразованных в пластичные тальковые сланцы, тогда как вторые приурочены к пологим субширотным трещинам отрыва в жестких блоках пород, представленных дунитами, пироксенитами, серпентинитами, диоритами, реже амфиболитами.

Плагиоклазит-слюдитовые тела изумрудоносной полосы образуют жильные свиты, имеющие размеры до нескольких десятков метров в ширину и до нескольких сотен метров по простиранию и падению. Мощность отдельных тел в пределах свит колеблется от 0,2 до 5-6 м; длина их по простиранию и падению достигает 100 м и более. Их минеральный состав, внутреннее строение и характер зональности значительно варьируют в зависимости от вмещающих пород.

Плагиоклазиты образуют линзы, часто соединенные тонкими проводниками, либо маломощные (обычно 20-30 см, редко до 1,5 м) выдержанные зоны в центральных частях слюдитовых тел. Они сложены анхимономинеральным крупнокристаллическим агрегатом плагиоклаза (олигоклаз-андезин), наряду с которым иногда отмечаются небольшие выделения и линзы кварца. Второстепенные и акцессорные минералы — апатит, флюорит, турмалин, хризоберилл, Маргарит, берилл (в том числе изумруд), молибденит, самородный висмут и др.

Плагиоклазит-слюдитовые тела, залегающие в ультрабазитах, обычно имеют симметрично-зональное строение. По обе стороны от плагиоклазита последовательно располагаются флогопитовая, актинолитовая, хлоритовая и тальковая зоны. Однако актинолитовая и хлоритовая зоны часто выпадают либо образуются смешанные по составу зоны — флогопит-хлоритовые, актинолит-тальковые и др. В телах, залегающих в диоритах, зональность выражена менее четко, контакты между зонами более расплывчатые, тальковая зона отсутствует, а актинолитовая и хлоритовая (или смешанная хлорит-актинолитовая) зоны проявлены значительно слабее по сравнению с флогопитовой либо вообще не проявлены. Для тел, приуроченных к контактам ультрабазитов и диоритов, характерно асимметрично-зональное строение. При залегании в тремолитовых породах плагиоклазит-слюдитовым телам свойственны флогопит-тремолитовые, тремолит-хлорит-тальковые, хлорит-тремолитовые зоны с расплывчатыми границами. Осевые плагиоклазитовые линзы и зоны по объему обычно в несколько раз меньше окружающих их зон, из которых наиболее мощными являются флогопитовая (до 6 м) и хлоритовая (до 2 м) зоны. Изумрудная минерализация приурочена в основном к флогопитовой, т.е. собственно слюдитовой зоне, особенно на ее контакте с плагиоклазитами, в единичных случаях изумруд отмечается в тальковой и актинолитовой зонах. Выделяются две главные группы слюдитов: а) апогипербазитовые слюдиты — зеленовато-серые флогопитовые и красновато-коричневые Li-флогопитовые или флюорит-флогопитовые; б) аподиоритовые слюдиты — темно-коричневые флогопитовые и плагиоклаз-флогопитовые. Кроме акцессорных минералов, перечисленных выше для плагиоклазитов, в окружающих их зонах слюдитовых тел встречаются александрит, фенакит, фук-сит, рутил, циркон, магнетит, пирит.

Вторая группа жильного комплекса Изумрудных копей включает плагиок-лаз-кварцевые, альбит-мусковит-кварцевые с бериллом, альбит-кварцевые и мусковит-альбитовые жилы, которые трактуются как пневматолито-гидротермальные образования либо как промежуточные по природе между пегматитами и кварцевыми жилами грейзенового типа. По минеральному составу они разделены Т.Н. Большаковой на существенно олигоклазовый и мусковит-кварц-олигоклазовый парагенетические типы. Для жил этой группы характерны невыдержанная мощность, малая протяженность по простиранию и падению (10-15 м, редко более), наличие раздувов, пережимов и апофиз, более слабое проявление метасоматических преобразований вмещающих пород по сравнению с плагиоклазит-слюдитовыми телами.

Существенно плагиоклазовые жилы сложены в основном олигоклазом № 13-25 и в осевых частях содержат берилл и флюорит. При увеличении количества флюорита и мусковита в апикальных частях они приближаются по составу к мусковит-кварц-олигоклазовым жилам. Последние часто имеют участково-зональное строение. В раздувах от осевых частей к зальбандам жил можно наблюдать следующие зоны: 1) кварцевая с кристаллами берилла и мелкими включениями сульфидов; 2) мусковитовая с бериллом, флюоритом и молибденитом; 3) альбит-олигоклазовая (№ 8-13) с примесью берилла, флюорита и мусковита; 4) крупночешуйчатого мусковита, который сменяется на контакте с вмещающими породами прерывистой оторочкой жемчужно-серого Маргарита.

По данным И.И. Куприяновой, состав и внутреннее строение жил зависят от состава вмещающих пород. Жилы среди тальковых сланцев обогащены мусковитом, флюоритом, апатитом, молибденитом и сопровождаются околожильными флогопитовыми зонами мощностью до 80 см. Жилы обычно четко зональны. В наиболее мощных жилах иногда наблюдается чередование полос альбита и мусковита (0,6-5 см, редко до 15 см шириной), субпараллельных контактам жил. В центральной зоне иногда присутствуют крупные кварцевые ядра, окруженные мусковитом, бериллом, флюоритом. Берилл в жилах светло-зеленый, среди флюоритовых гнезд и мусковитовых участков, а также в мелких пустотах — водяно-прозрачный бесцветный или голубоватый. Лишь на границе флогопитовых слюдитов с тальковыми сланцами очень редко отмечается изумрудная зелень.

Жилы среди диоритов имеют простой состав с преобладанием плагиоклаза и кварца. Экзоконтактовая флогопитизация не превышает мощности жил. Зональность выражена более слабо, маргаритовая оторочка отсутствует, но в зальбандах иногда присутствуют скопления темно-бурого турмалина. Внешние зоны сложены олигоклазом № 26-27, среди которого встречаются кварц, биотит, флюорит, гранат, молибденит, Маргарит, апатит. Центральная зона представлена сахаровидным, до таблитчатого, альбитом. Здесь же встречаются гнезда и ядра кварца до 2-4 м мощностью, а иногда крупные линзовидные обособления берилла.

Жилы в серпентинитах маломощны (до 1 м), но более богаты бериллом. Обычно они отчетливо зональны (рис. 8.4). Часто имеется маргаритовая оторочка (0,2-5 см). Внешние зоны сложены крупнокристаллическим плагиоклазом, а центральная — светло-зеленым или бесцветным бериллом с линзовидными обособлениями коричневого флюорита. Очень редко отмечается изумрудная зелень. Характерна вкрапленность молибденита. В экзоконтактах — зональная колонка метасоматитов, обычно превышающая мощность жилы. С удалением от контактов зона шестоватого флогопита сменяется зеленовато-серым сланцеватым слюдитом, за которым следует зона тремолит-талькового сланца, переходящего в оталькованный серпентинит.

По мнению И.И. Куприяновой, жилы формировались в условиях десиликации на значительной глубине (5-6 км), предельной для грейзенов, при участии расплавов (Тгом > 550 °С) и флюидном давлении более 4 кбар.

При наложении жил второй группы на плагиоклазит-слюдитовые тела образуются так называемые совмещенные тела со смешанным парагенезисом минералов. В экзоконтактах жил, наложенных на флогопитовые зоны плагиоклазит-слюдитовых тел, наблюдаются оторочки Маргарита или мусковита шириной до 30-40 см, метасоматически развивающиеся по флогопиту слюдитов. А на контактах с хлоритовыми и тальковыми зонами образуется фукситовая оторочка. Флогопит слюдитов вблизи контактов с наложенными на них жилами подвергается перекристаллизации, приобретая более светлые тона окраски и шестоватую текстуру.

И.И. Куприянова обращает особое внимание на пострудные тектонические подвижки, оказавшие большое влияние на первоначальный облик изумрудоносных тел. Она подчеркивает, что последние часто состоят из флого-питовых пород с фрагментами жил и прожилков, которые обволакиваются развальцованными и милонитизированными слюдитами (рис. 8.5). В жильных фрагментах (до 0,5-0,6 м) преобладают берилл-плагиоклазовые агрегаты с флюоритом, фенакитом, хризобериллом и изумрудом. Характерны также будины (до 0,5х1 м) берилл-флюорит-мусковитового состава с фукситовыми каемками. Иногда линзовидные будины представлены слабо раздробленными берилл-плагиоклазовыми жилами. При более интенсивном тектоническом воздействии последние несут очевидные следы смятия. Плагиоклаз в них обычно белый, прозрачный или светло-серый либо зеленоватый из-за серицитизации. Присутствуют флюорит, берилл, в том числе изумруд, а в краевых частях желваков — флогопит или биотит. Изредка встречаются травяно-зеленый хризоберилл и винно-желтый, до бесцветного, фенакит. При этом хризоберилл нарастает на фенакит, а берилл приурочен к краям сростков. Будины окружены оторочкой (1-4 см) темно-коричневой сланцеватой флюорит-флогопитовой породы с отдельными выделениями Маргарита, которая переходит в зеленовато-серый слюдит. При еще более интенсивном рассланцевании обломки жил уже не сохраняются, разрушаясь на отдельные кристаллы.

Месторождение Рила в Болгарии также относится к совмещенному (комбинированному) типу, являясь одним из ярких примеров связи изумрудной минерализации с процессами десиликации пегматитов, независимо от времени и механизма десиликации. Изумруды обнаружены в некоторых залегающих в ультрабазитах десилицированных пегматитах в районе Урдинских озер. Слабо десилицированные пегматиты представляют собой обычные микроклин-альбитовые пегматиты, на контактах которых с ультрабазитами образуются маломощные (1-10 см), преимущественно мономинеральные зоны флогопита, актинолита и хлорита, тогда как их внутренние зоны имеют такой же микроклин-альбитовый состав, как пегматиты в гнейсах и сланцах. Лишь в эндоконтактовых частях тел появляются участки средне- и крупнозернистого плагиоклазита (рис. 8.6, а). При интенсивном развитии процесса десиликации собственно пегматитовая кварц-микроклин-альбитовая ассоциация нацело вытесняется плагиоклазитом с миноминеральными флогопитовыми линзами (рис. 8.6, б) или с рассеянной вкрапленностью мелкочешуйчатого флогопита. Собственно десилицированные пегматиты обычно зональны, за исключением некоторых тел, состоящих из плагиоклаза (до 90 % массы) и флогопита. В телах с максимально сложным внутренним строением обычно наблюдается следующая смена зон (от центра жил к их экзоконтактам): плагиоклазовая с примесью флогопита, плагиоклаз-флогопитовая, флогопитовая, роговообманково-флогопитовая, актинолитовая (или тремолитовая), хлоритовая, тальковая. Именно такая колонка пород свойственна одному из наиболее детально изученных изумрудоносных тел, которое известно как Смарагдов пегматит (рис. 8.7). Рисунок наглядно иллюстрирует его внутреннее строение, а также влияние состава вмещающих пород на интенсивность процесса десиликации: наиболее десилицированной является апофиза пегматитового тела, залегающая в ультрабазите, тогда как со стороны контакта этого же пегматита с гнейсами признаки его десиликации отсутствуют.

Полный набор перечисленных выше зон редок. Как и в Изумрудных копях, наиболее обычны плагиоклазовая, флогопитовая и хлоритовая зоны.

Изумруд наблюдается только в типичных десилицированных пегматитах, будучи приуроченным к плагиоклаз-флогопитовой и флогопитовой зонам; в последней он встречается вблизи ее границы с плагиоклазитом. В типичных плагиоклаз-флогопитовых зонах изумруд ассоциирует с апатитом, маргаритом, хризобериллом, алланитом, рутилом, висмутином, реже фукситом, мелкочешуйчатым желтым мусковитом и мелкозернистым кварцем. Хризоберилл образует небольшие линзочки (3х5 см) мелкокристаллического агрегата, цвет минерала — от желто-зеленого до травянисто-зеленого.

На Украине изумруды обнаружены в экзо- и эндоконтактовой зонах одного из зональных пегматитовых тел, залегающего в тремолитовых и тремолит-актинолитовых сланцах, подвергшихся на контактах ослюденению.

В зальбандах пегматитового тела развита кварц-альбитовая зона с мелкими кристаллами голубого апатита, граната, турмалина, мелкочешуйчатых биотита и мусковита. Мощность этой зоны редко превышает 20-40 см. За ней следует кварц-мусковит-альбитовая зона, которая подразделяется на две подзоны. Внешняя ее часть сложена пластинчатым альбитом, иногда с редкими чешуйками мусковита, внутренняя — сахаровидным альбитом (60 %), листоватым мусковитом (20 %) и кварцем (20 %). Отмечаются гнезда мусковит-альбитового или альбит-мусковитового состава. Мощность зоны — 5-7 м. Центральная зона мощностью 1-2 м — кварцевое ядро, по периферии которого наблюдается маломощная (до 30 см) оторочка с реликтами микроклина, замещенного альбитом. Во всех зонах присутствует редкометалльная минерализация: танталит, тапиолит, берилл, сподумен, циртолит, а также апатит и др.

Колонка измененных вмещающих пород в экзоконтактах пегматитового тела представлена двумя зонами. Внутренняя биотит-флогопитовая оторочка имеет мощность 15-20 см, иногда до 30-50 см. В ней встречаются кварц, крупные кристаллы шерла-дравита (турмалиновые солнца), зеленовато-голубой апатит, гранат, гольмквистит, гольмквистит-асбест. Эта зона сменяется внешней зоной гольмквиститизации вмещающих пород мощностью до 5-7 м.

Короткопризматические кристаллы ярко-зеленого изумруда размером до 1,5-2 см встречены в слюдитовой флогопитовой оторочке. Мелкие (1-5 мм) кристаллики менее ярко окрашенного изумруда отмечены также в эндоконтактовой зоне пегматита в ассоциации с альбитом, кварцем, апатитом, биотитом-флогопитом, турмалином и другими минералами.

Проявление изумрудов Бадель в Афганистане представлено крутопадающей жилой пегматита длиной 20 м при мощности 0,2-0,5 м. В висячем боку жила контактирует с актинолитовыми породами, а со стороны лежачего бока — с темно-серыми биотитовыми слюдитами, мощность которых достигает 2 м. Жила сложена в основном микроклин-олигоклаз-шерловой породой ноздреватой текстуры, обусловленной мелкими пустотками на месте выщелоченного кварца. Изумруд развит в биотитовых слюдитах в экзоконтакте жилы, а также в зоне эндоконтакта среди агрегата олигоклаза. Цвет — травяно-зеленый. Кристаллы плохо оформлены, сильно трещиноваты. Максимальный размер полупрозрачных кристаллов 1х2 см.

Пегматиты экзоконтактового месторождения изумруда Франкуйера в Испании образуют сеть узких субвертикальных даек субширотного простирания. Мощность даек не превышает 40 см. Внешняя их аплитовая зона состоит из кварца, альбита, мусковита и редкого калишпата (с апатитом, турмалином и цирконом). Основная более крупнозернистая зона имеет тот же перечень минералов, но с несколько иными их соотношениями. В ней ниболее распространенным минералом является альбит. В наиболее мощных телах отмечается полосчатость в центральной зоне, где грубозернистые породы переслаиваются с сахаровидными разностями. В грубозернистых участках имеются ламеллиподобные кристаллы клевеландита, эвгедральный кварц в интерстициях и пластинчатый мусковит. В сахаровидных зонах обильны гранат и турмалин, другие акцессорные — циркон, фторапатит, пирит, пирротин. Все минералы подверглись тектоническим воздействиям. Плагиоклаз частично серицитизирован, особенно вблизи флогопита.

Вмещающие породы — преимущественно дуниты (среди пород сланцевого комплекса Трас Oc Монтес). Контакты их с пегматитами резкие. Около пегматитов они претерпевают интенсивные метасоматические преобразования: внутренняя зона (до 3 м!) — существенно флогопитовая (с акцессорными хризобериллом, фенакитом, изумрудом, турмалином, альмандином, фторапатитом, цирконом); за ней следует тремолитовая зона, в которой тремолит имеет каймы антофиллита и титанита (переход постепенный). Между неизмененным дунитом и тремолититом иногда развита узкая зона, сложенная ромбическими амфиболами.

Сомерсет Майн — одно из проявлений изумруда в изумрудоносном районе Лейсдорп, в Северо-Восточном Трансваале — представлено кварц-плагиоклазовыми и слюдитовыми жилами, залегающими в останцах кровли так называемого «древнего» гранита комплекса основания. Вмещающие породы — роговообманково-мусковитовые сланцы, частично превращенные в тальковые, хлоритовые, актинолитовые и биотитовые разновидности. Жильные тела, сложенные плагиоклазом (альбит-олигоклаз) и кварцем, иногда прорастающими друг друга, окружены биотитовой реакционной зоной. Соотношение плагиоклаза и кварца колеблется в широких пределах, вплоть до резкого преобладания одного из них. Преобладает линзовидная форма тел. Обычно они окружены биотитовым слюдитом, который постепенно переходит в роговообманковые сланцы через биотит-хлоритовую, хлоритовую и тальковую зоны. Иногда биотитовый слюдит импрегнирован по сланцеватости многочисленными прожилками кварца. Кварц-плагиоклазовые тела содержат скопления непрозрачного зеленого берилла. Лишь изредка в жилах, сложенных сахаровидным кварцем, встречаются кристаллы ярко-зеленого изумруда. Околожильные биотитовые оторочки преимущественно содержат гнезда и отдельные кристаллы изумруда, ориентированные по сланцеватости пород. В ассоциации с бериллом и изумрудом встречаются гранат, фторапатит, микроклин, турмалин (индиголит), топаз, титанит, эпидот, молибденит, халькопирит, халькозин, магнетит.

На рис. 8.8 показано строение изумрудоносной зоны Барбара Фарм в районе группы месторождений Лейсдорп. Изумрудная минерализация приурочена здесь к прослою интенсивно перемятых биотитовых сланцев, насыщенных линзами (будинами? — В. 3.) кварц-полевошпатовых пегматоидов и так называемого ленточного кварца.

Раджгарх — одно из типичных экзоконтактовых месторождений изумруда в индийском штате Раджастхан (округ Амджер). Изумрудная минерализация приурочена здесь к узким (до 0,5 м) экзоконтактовым зонам пегматитов, залегающим среди рассланцованных ультрабазитов и гранат-слюдистых сланцев. Пегматитовые тела имеют обычно линзовидную форму и средний размер около 50х10 м. Они сложены кварцем, микроклин-пертитом, альбитом и мусковитом с непостоянными соотношениями этих минералов, но обычно кварц преобладает, а иногда резко доминирует. Акцессорные — гранат, биотит, шерл, апатит, берилл, сфен, редко циркон и эпидот. Берилл встречается в виде грязновато-белых кристаллов длиной до 4 см и более, обычно в эндоконтактовых частях тел. Вмещающие ультрабазиты преобразованы в результате метаморфизма в сланцеватые породы, состоящие в основном из тремолита, талька, актинолита и хлорита, с подчиненным количеством плагиоклаза (лабрадор), кварца, титанита, клиноцоизита, магнетита. Эти породы на контактах с пегматитами, в зонах шириной до 0,5 м, преобразованы в анхимономинеральные метасоматические биотитовые «сланцы» (слюдиты) с акцессорными кварцем, лабрадором, апатитом, хлоритом, серицитом, редко титанитом. В них присутствуют прожилки кварца. Изумруд встречается спорадически только в слюдитах.