Коренные месторождения александрита впервые были открыты на Среднем Урале, где он встречается вместе с изумрудом. Так что судьба александрита неразрывно связана с историей российского изумруда, которая сама по себе весьма интересна и изобилует взлетами и падениями, надеждами и разочарованиями…
Еще Геродот13 (V век до н.э.) и Плиний Старший14 (I век н.э., 23—79 г) в своих трудах описывают редкие по красоте изумруды из Скифской страны (Приазовье): «…смарагдов есть 12 сортов. Знатнейшие из них скифские, названные так по тому народу, у коего находятся» [70]. Не исключено, что «скифские» изумруды добывались в Рифейских горах (на Урале).
Отдельные письменные указания на конкретные находки изумруда на Урале известны с XVII века – в 1660 году инок Мефодий нашел на Урале изумруд весом в 10 карат. По сведениям историка Н. М. Карамзина15 (1766—1826) именно из этого камня шлифовальщик из Венеции Франциск Асцентин огранил для Бориса Годунова16 (1551—1605) большую вставку для перстня, за что и получил в награду соболью шубу, горлатную шапку17 и сто червонцев золотом.
Сведения о единичных находках изумрудов на Урале часты и после XVII века. В частности, в одной из челобитных Дмитрия Тумашова верхотурскому воеводе Федору Хрущову за 1669 год говорилось, что он нашел на берегу реки Нейвы, близ Мурзинской слободы «два изумруды камени да три камени с лаловыми искры, да три камени тунпасы». Легенда гласит, что Тумашов вынул эти два изумруда из зоба убитого им гуся [11], но скорей всего это не так.
В. М. Севергин18 (1765—1826) в своем «Подробном словаре минералогическом…», изданном в 1807 году [81], указывая на месторождения изумруда в Египте и Перу, добавляет, что этот камень «находится также… в Даурии (Забайкалье, прим. авт.) и Уральских горах».
Сами же месторождения изумруда и александрита на Среднем Урале были открыты только в 1831 году под названием Изумрудных копей (рис. 9).
Изумрудные копи Урала: прошлое, настоящее и будущее
«Уралу предстоит ещё блестящее будущее, хотя он уже и теперь является одарённым природою с безумною щедростью, – нигде в целом свете не встречалось такого разнообразия минералов на таком сравнительно ограниченном пространстве и в таких мощных формах».
Д. Н. Мамин-Сибиряк, Очерки, 1884 г.
Основные черты геологического строения
Одна из крупнейших в мире и, без сомнения, наиболее известная в России группа месторождений камнесамоцветного сырья (изумруда, хризоберилла-александрита, фенакита, эвклаза) которую называют Изумрудные копи или Изумрудный пояс Урала расположена в 56 км северо-восточнее г. Екатеринбурга. Она представлена субмеридиональной рудоносной зоной длиной 25 км и шириной около 2 км, прослеживающейся от широты Режика на юге и к северу до реки Малый Рефт. За более чем полтора века в ее пределах выявлено 23 месторождения и проявления камнесамоцветной (в основном изумрудной) минерализации (рис. 32), обнаружено 185 минеральных видов и 53 минеральные разновидности [72], более того, перспективы новых открытий здесь все еще довольно значительны. Помимо камнесамоцветов здесь известны месторождения и проявления редкометалльного, золоторудного и нерудного сырья.
Сведения о геологическом строении этого уникального природного объекта, наверняка небезынтересные многим геологам, приводятся нами по опубликованной литературе [16, 25, 26, 28, 32, 35, 42, 72, 98, 100].
Уральский Изумрудоносный пояс располагается в средней части Уральской палеозойской геосинклинали и охватывает небольшой фрагмент зоны сопряжения Восточно-Уральского поднятия с передовыми структурами одноименного прогиба. Уральская изумрудоносная полоса вытянута в меридиональном направлении вдоль восточного контакта Адуйского гранитного массива.
Она контролируется зоной динамического влияния крупного Сусанского разлома, являющегося в свою очередь боковой ветвью трансрегионального Мурзинского разлома глубокого заложения. В пределах Изумрудного пояса можно грубо выделить три части – западную, представленную Адуйским массивом биотит-микроклиновых гранитов позднепалеозойского (пермского?) возраста, восточную, сложенную раннепалеозойскими (позднесилурийско-раннедевонскими) ультраосновными породами Баженовского массива и раннекарбоновыми диоритами и габбро-диоритами Лесозаводского массива, и «зажатую» между ними узкую центральную часть глубоко динамотермально и контактово-метаморфизованных раннесилурийских вулканогенно-осадочных пород (рис. 32). Вулканогенно-осадочная толща сложена углисто-кремнистыми сланцами, кварцитами, амфиболитами и насыщена продуктами метаморфизма согласных малых тел ультраосновных пород, комагматичных породам Баженовского массива – серпентинитами, тальковыми, тальк-серицитовыми, тальк-карбонатными и тальк-серицит-хлоритовыми сланцами, реже – «десерпентинизированными» тальк-оливиновыми породами. Породы вулканогенно-осадочной толщи в северной и центральной части пояса падают на восток под углом 50—85°, в южной части имеют юго-западное падение, так как подвернуты по пологому надвигу. Вулканогенно-осадочная толща содержит согласные и секущие тела раннекарбоновых диоритовых порфиритов, диоритов и габбро-диоритов комагматичных породам Лесозаводского массива. В своей крайней западной части, примыкающей к Адуйскому массиву, толща рассечена жилами, дайками и малыми телами редкометальных гранитных пегматитов и аплитов, генетически близкими гранитоидам массива.
Важнейшее структурно-рудоконтролирующее значение для камнесамоцветной минерализации имеет юго-восточный висячий экзоконтакт Адуйского массива с глубокометаморфизованной вулканогенно-осадочной толщей осложненный круто- и пологопадающими разрывными нарушениями, которые имеют достаточно сложную морфологию.
Среди разрывных нарушений, имеющих многостадийный характер, можно выделить преобладающие трещины скалывания, вмещающие продукты гидротермально-метасоматической деятельности (жил замещения) и сопутствующие им трещины отрыва, вмещающие продукты магматическо-пневматолитовой и существенно гидротермальной деятельности (жил выполнения). Зоны динамического влияния основных разломов прослеживаются на 800—1200 м при мощности 5—70 м.
Под воздействием высокотемпературных фтористоводородных флюидов, связанных со становлением Адуйского гранитного массива и его жильной фазы, в условиях высокоградиентного зонального метаморфизма, интенсивного динамометаморфизма и повышенной фации глубинности (5—6 км), метагипербазиты испытали интенсивные процессы оталькования и кислотного выщелачивания (грейзенизации), проявляющиеся весьма специфично из-за особенностей их состава. В результате сформировались так называемые изумрудоносные слюдиты – метасоматические образования жильного типа (слюдитовые комплексы), сложенные практически нацело черным, зеленовато-серым и красновато-бурым фторфлогопитом, с примесью хлорита, талька, маргарита или актинолита ближе к зальбандам, иногда с блоками и будинами олигоклаза в осевой части. Они часто содержат кристаллы и сростки кристаллов берилла, хризоберилла, фенакита и, в частности, изумруда и александрита. Эти слюдитовые метасоматические тела сопровождаются редкометальными пегматитовыми и гидротермальными кварц-плагиоклазовыми жилами с бериллом, флюоритом, молибденитом, вольфрамитом, топазом, эвклазом, бавенитом, бертрандитом, танталит-колумбитом.
А. Е. Ферсман [98] так описывает зональность гидротермально-метасоматического преобразования пород в направлении от источника рудоносных флюидов: редкометальные кварц-микроклин-альбитовые гранитные пегматиты с убогой бериллиевой и тантал-ниобиевой минерализацией (1) сменяются плагиоклазитами с флогопитовыми метасоматическими оторочками и с кристаллами берилла по периферии блоков олигоклаза (2), и далее через слюдиты с олигоклазовыми и кварц-олигоклазовы-ми будинами в массе флогопита (3) переходят в слюдиты без плагиоклазовых ядер (4). Надо сказать, что А. Е. Ферсман и его последователи [16, 98, 100] придерживались точки зрения, согласно которой слюдитовые тела являются десилицированными пегматитами. В настоящее время наибольшее распространение получил взгляд на «слюдитовые комплексы» как полизональные образования существенно метасоматической (грейзеновой) природы [28, 37, 72].
По данным разведки и эксплуатации месторождений Изумрудных копей, метасоматические слюдитовые жилы могут быть как автономными, так и совмещенными с гидротермальными кварц-полевошпатовыми жилами, последние в данном случае являются более поздними. Наблюдающееся же повсеместно наличие разрозненных кварц-полевошпатовых блоков и обособлений в центре жил флогопитовых слюдитов связано с пострудным будинированием хрупких гидротермальных жил в пластичной среде слюдитов и метагипербазитов.