Смирнов В.И. Рудные месторождения СССР. Том 3

Подождите немного. Документ загружается.

Рис.

112. Схематизированные попереч-

ные геологические разрезы месторож-

дения петалит-лепидолит-танталитовых

пегматитов. По Н. Вишнякову.

а — восточный фланг {месторождения, б —

центральный участок месторождения, в— за-

падный фланг месторождения. '••

•.

1 — ортоплагиоамфиболиты; 2 — метафель-

виты;

з — пегматитовые тела; 4 — разрывные

нарушения; 5 — почвенный слой

мощность тел, детали строения их контактовых поверхностей, особенности морфо-

логии самих жильных тел, обилие разнообразных по величине угловатых и удли-

ненных ксенолитов вмещающих пород, характер выклинивания апофиз и ряд

других признаков свидетельствуют о том, что полости, выполненные пегмати-

тами, представляют собой типичные трещины разрыва. Структуру месторожде-

ния можно рассматривать как серию жил лестничного типа в массиве амфибо-

литов, залегающем в ядре синклинальной складки, которая представляет собой

(согласно интерпретации И. Тимофеева) как бы открытую кверху клиновидную

структуру. В слагающих ее компетентных породах под воздействием бокового

давления возникают пологие трещины отрыва, которые стремятся ориентиро-

ваться нормально к поверхностям клина.

Наиболее распространены пегматиты петалит-микроклин-альбитового со-

става, в которых петалит интенсивно изменен. Они образуют самые мощные

тела или участки тел, тогда как менее мощные фланги и ветви сложены суще-

ственно альбитовыми или микроклин-альбитовыми пегматитами.

При значительной изменчивости минерального состава и структурно-тек-

стурных особенностей пегматитов по простиранию и падению жильных тел

большинство последних характеризуется зональным строением. Выделяются

пять зон, мощность которых может широко варьировать, вплоть до пол-

ного их исчезновения. Согласно Г. Луговскому и др. (Новое в..., 1976),

от висячего бока тел к лежачему прослеживаются следующие зоны (сверху

вниз):

Маломощная эндоконтактовая оторочка кварц-мусковитового или кварц-

мусковит-ал ьбитового состава. В одних участках преобладает кварц-мускови-

товый грейзен, в других — агрегат клевеландита или среднепластинчатого

альбита.

Зона, сложенная блоками петалита и микроклина, часто нацело

замещёнными тонкозернистым фарфоровидным кварц-полевошпатовым агрега-

том, представленным тесными взаимопрорастаниями альбита, позднего мик-

роклина и кварца; реже встречается кварц-сподуменовый агрегат по петалиту.

В обоих случаях контуры первоначальных петалитовых блоков сохраняются;

в кварц-сподуменовом агрегате наблюдается поперечная ориентировка пла-

стинчатых кристаллов сподумена по отношению к удлинению блоков петалита.

В той же зоне в ассоциации с петалитом и кварцем местами появляются выделе-

ния эвкриптита величиной до 20 см. От свиты I к свите III интенсивность из-

менения петалита уменьшается. В жиле 3 преобладает неизмененный или слабо-

измененный петалит. Мощность блоковой зоны в жиле 1 изменяется от 4,5 до

0,5 м, отдельные блоки микроклина и петалита имеют длину до 1 м.

Осевая зона, сложенная агрегатом среднепластинчатого альбита с гнез-

довыми выделениями и вростками кварца и скоплениями листочков желтовато-

или ярко-зеленого либо розовато-сиреневого рубидиевого мусковита; встре-

чаются также блоки микроклина, уцелевшие от замещения альбитом, и обособ-

ления, сложенные фарфоровидным агрегатом. Иногда в присводовых, более

мощных участках жилы 1 среди среднепластинчатого альбита появляются квар-

цевые ядра в форме плоских линз толщиной до 1—2 м и длиной в несколько

десятков метров. Под такими линзами кварца в жиле 1 локализуются скопления

тонко- или мелкочешуйчатого розового рубидиевого мусковита, с которым ассо-

циирует густая вкрапленность воджинита.

В апикальных участках жилы, где она имеет максимальную мощность и

наиболее пологое залегание, под кварцевыми ядрами наблюдаются гнезда ле-

пидолита и кварца в ассоциации с голубоватым топазом, цезиевым бериллом

302

и ярко-голубым апатитом; подобные гнездовые выделения обычно окаймляются

клевеландитом.

Нередко осевая зона бывает проявлена слабо или почти совсем выпадает.

Нижняя зона, представленная блоковым пегматитом, состоящим из

калиевого полевого шпата и кварца, а также измененного петалита, нацело за-

мещенного фарфоровидным (жила 1) или кварц-сподуменовым (жилы 2 и 3) агре-

гатом; местами блоки измененного петалита преобладают, но чаще главную

роль играет кварц-калишпатовый пегматит. Эта зона отличается меньшей

выдержанностью, чем верхняя.

Вдоль лежачего бока прослеживается непрерывная зона мелкопластин-

чатого альбита, в котором наблюдаются мелкие гнезда кварц-мусковитового,

мусковитового, иногда кварцевого, микроклинового или кварц-сподуменового

состава, в большинстве представляющие собой реликтовые образования.

От свиты I к свите III происходит закономерное изменение некоторых

деталей строения тел. Так, в жилах нижних свит отчетливо повышается роль

зоны мелкопластинчатого альбита и понижается роль блоковых зон, менее

интенсивно развиты среднепластинчатый альбит и сопровождающие его мине-

ралы осевой зоны, реже встречаются кварцевые «ядра» с тяготеющими к ним

гнездами рубидиевого мусковита или лепидолита. По простиранию отмечаются

некоторые различия в строении тел: более мощные жилы восточного блока пол-

нее дифференцированы и отличаются большей изменчивостью внутреннего строе-

ния и состава по сравнению с телами западной части месторождения.

Блоковый микроклин и слюды обогащены рубидием: в микроклине окиси

рубидия содержится 3,8% (окиси цезия — 0,38%), в мусковите — 3,4%. Мус-

ковиты резко обогащены также таллием. Пегматиты характеризуются (при вы-

соких содержаниях пятиокиси тантала и большой величине отношения Та к Nb)

присутствием сложной и разнообразной гаммы существенно танталовых минера-

лов:

колумбит-танталита и манганотанталита (35—65% Та

и 0,8—3%

Sn0

воджинита (57—80% Та

и 6—17% Sn0

), иксиолита и микролита.

Касситерит из этих тел содержит от 1,8 до 3,3% Та

Обеднены танталом блоковые зоны пегматитов, обогащены осевая зона,

а также эндоконтактные оторочки лежачего и иногда висячего бока. Сред-

нее значение отношения Та : Nb по свите I составляет 3,5; в свите II оно сни-

жается до 2,0—2,5, в свите III — до 1,5. В участках пегматитов с Ta/Nb-отно-

шением порядка 4—6 и выше развит преимущественно воджинит. Среднее со-

держание тантала несколько понижается от свиты I к свите II и особенно к сви-

те III. Параллельно с уменьшением содержания тантала и отношения пяти-

окисей Та и Nb отмечается повышение содержания лития, что обусловлено

уменьшением интенсивности изменения петалита. Нижние свиты представлены

уже существенно литиевыми (петалитовыми) рудами, в которых тантал является

попутным компонентом.

РЕДКОМЕТАЛЬНЫЕ ТАНТАЛОНОСНЫЕ ГРАНИТЫ («АПОГРАНИТЫ»)

Впервые в Советском Союзе более 15 лет назад были открыты своеобразные мас-

сивы, штоки и купола альбит-микроклиновых (часто амазонитовых) гранитов,

обогащенные в апикальных частях топазом, литиевыми слюдами и тантало-

ниобатами (Беус, Ситнин, 1960).

В последние годы советскими геологами обнаружены подобные граниты

в МНР (Редкометальные гранитоиды Монголии, 1971), где с ними ассоциируют

дайки специфических жильных пород типа кварцевых кератофиров, обогащен-

ных литием и фтором, в основной массе которых сохранились нераскристаллизо-

303

ванные стекловатые участки — своего рода субвулканические аналоги топаз

литионитовых гранитов, названные онгонитами (В. Коваленко, Н. Коваленко,

1976).

Редкометальные граниты этого типа открыты помимо Советского Союза

также во Франции (массивы Монтебра и Эшасьер, Центральное плато Франции)

и в ряде других стран. Особенно интересны недавно открытые богатые танталом

и оловом массивы, отличающиеся относительно пониженным содержанием

лития и фтора (Новый тип танталоносных..., 1975).

Рассматриваемая группа месторождений характеризуется следующими спе-

цифическими особенностями (Альбитизированные и грейзенизированные...,

1962;

Беус, Залашкова, 1965; Амазонитизация гранитов..., 1967; Геологиче-

ские особенности..., 1967; Беус, 1968; Геохимические поиски..., 1968; Минерало-

го-геохимические..., 1969; Редкометальные гранитоиды Монголии, 1971; Ко-

валь,

1975).

Танталоносные граниты имеют преимущественно молодой возраст (от

каледонского до мезозойского) и встречаются в областях завершенной склад-

чатости, в пределах складчатых поясов полициклического развития. Особенно

характерно расположение их в зонах сопряжения палеозойских или каледон-

ских консолидированных глыб и более молодых складчатых зон. Приурочены

они к послескладчатым тектоническим нарушениям и располагаются обычно

в местах сопряжения нескольких разломов.

Вмещающими породами этих гранитов являются чаще всего песчано-

сланцевые толщи, иногда метаморфизованные до фации зеленых сланцев, реже

слабо скарнированные известняки. Большинство массивов формировалось, по-

видимому, на глубинах от

1,0—1,5

до 2,5—3 км.

Редкометальные граниты представляют собой поздние, заключительные

фазы дифференцированных магматических комплексов гранитного ряда. Это

малых, размеров (от нескольких десятых долей до нескольких квадратных ки-

лометров) трещинные интрузивы, обычно изометричной и округлой в плане

формы, иногда куполовидные выступы более крупных интрузивных тел. Их

кровля часто бывает осложнена гребневидными выступами и апофизами.

В строении массивов наблюдается вертикальная зональность, которая из-

учена по данным глубоких структурных скважин, пройденных на некоторых

массивах до глубины 550—1200 м (Гинзбург, Фельдман, 1972). По мере продви-

жения от глубоких горизонтов гранитов к апикальным участкам происходят

следующие изменения:

1) увеличивается количество альбита в гранитах;

2) изменяется состав слюд; в них увеличивается содержание лития и фтора,

литиевый биотит, или протолитионит, присутствующий на глубоких горизон-

тах, сменяется циннвальдитом, а последний в свою очередь криофиллитом

и затем лепидолитом;

3) в апикальных частях массивов появляется топаз, количество которого

в некоторых массивах достигает на отдельных участках 20%;

4) увеличивается степень упорядоченности калиевых полевых шпатов,

а также возрастает содержание в них рубидия. В некоторых массивах калиевый

полевой шпат приобретает зеленую окраску, и тогда апикальные части мас-

сива представлены амазонит-альбитовыми фациями гранитов;

5) в апикальных частях изменяется структура гранита вследствие раз-

вития явлений перекристаллизации — появления порфиробластов «горошко-

видного» кварца, а также изменения форм выделений альбита (развития агрегата

мелких табличек лейстовидного альбита). Одновременно возрастает пористость

гранитов;

304

6) изменяется состав акцессорных минералов — исчезают ильменит

и монацит, циркон сменяется малаконом, фергусонит или эвксенит — колумби-

том, появляются флюоцерит, касситерит, сфалерит; апатит в некоторых мас-

сивах сменяется амблигонитом. В тантало-ниобатах по мере приближения

к кровле массивов увеличивается содержание тантала по сравнению с ниобием,

т. е. закономерно возрастает отношение пятиокисей Та и Nb (от 1 : 2—1 : 5 и

менее на глубине до 1 : 1 или 1,5 : 1 у кровли массива);

7) появляются многочисленные кварц-полевошпатовые (амазонитовые) про-

жилки и жилы.

Основными рудными минералами в гранитах являются колумбит-танталит,

пирохлор-микролит, стрюверит. Различные месторождения отличаются друг

от друга по соотношению этих трех минералов, содержащих разное количество

тантала. Так, выделяются колумбит-микролитовые, микролит-танталитовые

и колумбит-стрюверитовые граниты. Попутные компоненты всегда предста-

влены касситеритом и литиевыми слюдами типа криофиллита (железистый лепи-

долит) — лепидолита. За счет появления танталовых минералов содержание

Та

в апикальных частях гранитов возрастает до 0,011—0,020%; иногда

непосредственно под кровлей вмещающих пород оно доходит до 0,03% и более,

но быстро падает с глубиной.

6. Оруденение не имеет геологических границ и оконтуривается по приня-

тым в соответствии с экономическими расчетами бортовым содержаниям. В за-

висимости от последних находятся и запасы этих месторождений. Они могут

быть очень крупными, измеряться десятками тысяч тонн при низких бортовых

содержаниях и менее значительными — при повышении последних. Оруденение

часто локализуется в гребневидных выступах и апофизах, участках перегибов

кровли массива, местах более пологого контакта висячего бока интрузива и зо-

нах наиболее неоднородного строения массива.

Танталовые месторождения характеризуются, как правило, высоким

содержанием в гранитах фтора и лития.

Фтор фиксируется обычно в топазе, лепидолите, микролите, реже флюо-

рите,

амблигоните. Только в единственном пока известном массиве не наблю-

дается столь резко повышенных содержаний фтора и лития (Новый тип...,

1975).

Танталоносные граниты всегда содержат также повышенные количества

олова (в виде акцессорного касситерита) и располагаются в оловорудных про-

винциях, причем сами эти граниты принадлежат к типичным оловоносным

интрузивам.

8. Вмещающие породы вокруг массивов редкометальных гранитов и сопро-

вождающих такие массивы кварц-полевошпатовых (часто амазонитовых) жил

превращены в экзоконтактовые грейзены, обогащенные литием, рубидием

и иногда бериллием (Геохимические поиски..., 1968).

9. Массивы редкометальных гранитов располагаются в пределах рудных

полей с оловянно-вольфрамовой минерализацией. Над ними и вокруг них лока-

лизуются жилы касситерит-кварцевой формации, так что в подобных рудных

полях прослеживается четко выраженная геохимическая зональность — в гра-

нитах концентрируются тантал, в меньшей степени олово, литий, над массивами

и вокруг них

—

вольфрам, бериллий, олово, а в еще большем от них удалении

—

олово, свинец, цинк.

Ниже приводится описание одного из типичных танталоносных гранитных

массивов (Геологические особенности..., 1967). Он располагается в мезозойской

складчатой области, в пределах обширного синклинального прогиба, характе-

ризующегося развитием мощных (5—7 км) толщ нижней и средней юры

305

(аргиллитов, алевролитов, песчаников, реже конгломератов). В пределах этого*

прогиба выделяются две широкие синклинальные складки, разделенные от-

носительно узкой антиклиналью северо-восточного простирания. Эти складки

в свою очередь осложнены мелкой складчатостью более высокого порядка, раз-

биты многочисленными дизъюнктивными нарушениями и прорваны гранитои-

дами послесреднеюрского многофазного интрузивного комплекса.

Первая фаза комплекса, возраст которой по данным калий-аргонового

метода датируется в 150—155 млн. лет, представлена массивами биотитовых и

роговообманковых гранодиоритов и плагиогранитов. Эти породы прорываются

порфировидными биотитовыми гранитами второй фазы, слагающими самостоя-

тельные крупные интрузивы, возраст которых 135—142 млн. лет. С порфировид-

ными гранитами связываются жильные и штокверковые месторождения воль-

фрамит-кварцевой формации.

Заключительная, третья фаза интрузивного комплекса представлена не-

большими массивами танталоносных амазонитовых гранитов, возраст которых

определен по циннвальдиту 135 ± 5 млн. лет, а по амазониту 130 ± 5 млн. лет

(рубидий-стронциевый метод). Массивы располагаются в узлах пересечения или

сопряжения нескольких зон дизъюнктивных нарушений.

Размеры основного танталоносного массива 1,0 X 1,3 км. Он приурочен

к участку пересечения субмеридионального глубинного разлома, маркирован-

ного серией догранитных даек гранофировых порфиров и диоритовых порфи-

ритов, — субширотной зоной, трассированной эруптивными брекчиями с гра-

нитным цементом. Такое положение массива определило субмеридиональную

его вытянутость и некоторые особенности морфологии контактов.

Массив представляет собой апикальную часть дискордантного асимметрич-

ного штокообразного интрузива трещинного типа, эродированного примерно

на 100—150 м. Крутые южный (/60—75°) и восточный (260—80°) контакты,

весьма неровные и ступенчатые, секущие слоистость вмещающих пород, кон-

тролируются догранитными ослабленными зонами: южный контакт — субши-

ротной зоной дробления, восточный — меридионально вытянутой зоной кварц-

вольфрамитового штокверка (рис. ИЗ). Отдельные кварц-вольфрамитовые

прожилки этого штокверка четко пересекаются гранитным массивом, что несом-

ненно свидетельствует об их более раннем образовании; они связаны, по-види-

мому, с гранитами второй интрузивной фазы. Западный контакт массива более

пологий (углы наклона от 20° до 55—60°), согласный или кососекущий. Север-

ный контакт полого (под углами 20—30°) погружается на северо-северо-запад,

так что массив в целом, учитывая его склонение на север, представляет собой

гребневидный выступ кровли более крупного интрузива.

Гипсометрически выше этого выступа располагается серия оловорудных

кварц-амазонитовых и кварц-топазовых жил, пространственно и генетически

связанных с рассматриваемым массивом амазонитовых гранитов. Оловорудные

жилы группируются в две зоны, одна из которых имеет субширотное, а дру-

гая — субмеридиональное простирание. Жилы протягиваются на расстояние

от 30—40 до 500 м, имея мощность от 0,1 до 1 м. Субмеридиональные жилы

падают круто на запад, в сторону массива, субширотные — полого на север.

Жилы состоят из кварца, пластинчатого топаза (пикнита), амазонита, аль-

бита, флюорита, касситерита, вольфрамита и сульфидов. В зальбандах обычен

циннвальдит. Своими «корнями» эти жилы уходят в гранитный массив, где ста-

новятся безрудными и постепенно выклиниваются. Таким образом, наблю-

дается определенная зональность — сам массив рудоносный и содержит тан-

таловую минерализацию, в то время как над ним (и частично вокруг него) рас-

306

полагаются жилы с оловянной и в меньшей степени вольфрам-оловянной ми-

нерализацией.

Внутреннее строение массива отражает его неоднородность как магмати-

ческого тела, усложненную вследствие автометасоматических процессов — аль-

битизации и грейзенизации. По данным структурной скважины глубиной 558 м

и многочисленных разведочных скважин удалось проследить изменение со-

Рис. 113. Схема геологического строения танталового месторождения, связанного с масси-

вом тоиаз-лятионитовых амазонитовых гранитов. По И. Тимофееву и др.

1 — песчаники; 2 — алевролиты и аргиллиты; з — крупнозернистые амазонитовые граниты прикуполь-

ной фации; 4 — среднезернпстые амазонитовые граниты купольной фации; 5 — дайки диорит-порфиритов

и сферолито-гранофировых порфиров; б — зона дробления; 7 — вольфрамит-кварцевый штокверк; 8 —

кварц-амазонитовые жилы; 9 — топаз-кварцевые оловорудные жилы; 10 — экзоконтактовые топаз-цин-

нвальдитовые грейзены

става пород и строения массива в вертикальном разрезе. Снизу вверх выде-

ляются граниты следующих фаций (зон): глубоких горизонтов, прикупольной

части массива и купольной (апикальной) зоны. Почти по всему разрезу,

307

особенно в верхней части массива, в гранитах встречаются ксенолиты различных

пород, имеющие разнообразные размеры, форму и ориентировку.

Граниты глубоких горизонтов (ниже отметки 500 м от ре-

конструированной кровли массива) представлены однородными среднезерни-

стыми кварц-альбит-микроклиновыми породами массивной текстуры, с весьма

бледной амазонитовой окраской микроклин-пертита, с шахматным альбитом

и циннвальдитом. В качестве акцессорных минералов встречаются флюорит,

циркон, в небольшом количестве колумбит, касситерит и сульфиды.

Граниты прикупольной фации отличаются от пород глу-

боких горизонтов появлением наряду со среднезернистыми и крупнозернистых

разностей. Однородная текстура в них сменяется такситовой и атакситовой

с крайне неравномерным (пятнистым, полосчатым) распределением альбита

и отчасти кварца. Микроклин ярко окрашен в зеленый цвет и представлен

более крупными выделениями, кварц образует порфиробласты — более круп-

ные короткопризматические кристаллы с табличками альбита. Пластинки аль-

бита часто обособляются, образуя анхимономинеральные скопления.

Граниты купольной фации представлены среднезернистыми

амазонитовыми разностями однородной массивной текстуры, обусловленной

равномерным распределением менее яркого голубовато-зеленого амазонита,

мелкокристаллического кварца, лейстовидного альбита, литиево-железистых

слюд и топаза. Порфиробласты кварца в них встречаются спорадически. Средне-

зернистые граниты купольной фации локализуются непосредственно в апикаль-

ной части интрузивного тела в виде пологой асимметричной линзы. В резуль-

тате эрозии они сохранились лишь на участке, примыкающем к северному кон-

такту массива, и в восточной части его выхода, там, где располагался в настоя-

щее время эродированный гребень массива.

Среднезернистые граниты купольной фации пересекаются вертикальными

жилообразными телами аплитовидных амазонитовых гранитов, имеющими не-

ровные угловатые контакты и нередко образующими интрузивные брекчии,

в которых аплитовидные граниты слагают цемент, а обломки представлены

в различной степени альбитизированными среднезернистыми гранитами ку-

польной фации. Граниты этой фации, так же как и пронизывающие их аплито-

видные амазонитовые породы, прорваны крупнозернистыми амазонитовыми

гранитами нижележащей прикупольной зоны (рис. 114). Последние вскры-

ваются в апикальной части массива в виде жил и штокообразных тел. Контакты

между двумя этими типами гранитов всюду резкие.

Крупные фрагменты пород купольной зоны нередко представляют собой

ксенолиты, заключенные в крупнозернистых амазонитовых гранитах. На совре-

менном уровне эрозионного среза верхняя часть массива носит характер

своеобразной мегабрекчии сложного строения, отражающего двукратное дро-

бление пород апикальной зоны («корки» массива) и их цементацию сперва апли-

товидными гранитами, а затем гранитами прикупольной фации. Таким образом,

граниты купольной фации можно рассматривать как своего рода верхнюю

«корку», образовавшуюся в наиболее узкой гребневидной части массива, кото-

рая была «взломана» и сцементирована гранитным расплавом, находящимся

под этой коркой.

В гранитах всех типов широко распространены ксенолиты, представлен-

ные чаще всего альбитизированными и грейзенизированными* микрогранитами

и микрограносиенитами, отличающимися тонкозернистой структурой и почти

полным отсутствием амазонита. Они, возможно, представляют собой остатки даек,

прорванных массивом, или — вернее — фрагменты коры закалки. В меньшем

308

количестве встречаются ксенолиты интенсивно грейзенизированных вмеща-

ющих пород.

В зоне висячего эндоконтакта массива залегает тело «краевого пегматита»,

или «штокшайдера», мощностью 1—3 м, кварц-амазонитового состава и гиганто-

кристаллической структуры. Аналогичные тела меньшей мощности распола-

гаются вдоль лежачих контактов ксенолитов.

Широкое развитие постмагматических процессов изменило первоначальный

состав и облик пород и частично завуалировало взаимоотношения между ними.

Рис.

114. Схема внутреннего строения верхней части массива топаз-литионитовых амазо-

нитовых гранитов (реставрированный вертикальный разрез). По И. Тимофееву.

—

песчаники, алевролиты и аргиллиты; 2 — аплитовидные амазонитовые граниты; з — среднезернистые

амазонитовые граниты купольной

фации;

—

крупнозернистые амазонитовые граниты прикупольной фации;

5 — бледноокрашенные амазонитовые граниты глубинной фации; 6

—

ксенолиты микрогранитов; 7 — при-

близительное положение современной денудационной поверхности

Однако различия в структуре и физико-механических свойствах исходных

пород определяют неравномерное распределение этих процессов и связанной

с ними танталовой минерализации. Как правило, чем больше первичная неодно-

родность строения того или иного участка массива (которая резко падает с глу-

биной уже при переходе в прикупольную зону), тем более интенсивно и неравно-

мерно развиты в гранитах метасоматические процессы. Они сопровождаются со-

бирательной перекристаллизацией и выражены в образовании порфиробластов

микроклина (амазонита) и кварца, широком развитии тонкотаблитчатого лей-

стовидного альбита, слюд ряда циннвальдит — лепидолит, топаза, флюорита.

С глубиной значение этих минералов снижается, в слюдах падает содержание

лития и фтора, повышается их железистость. Топаз, широко распространен-

ный в породах купольной фации, в нижних частях прикупольной зоны исчезает,

интенсивность амазонитовой окраски микроклина с глубиной резко падает.

309

Последовательность развития метасоматических процессов в целом увязы-

вается со схемой, предложенной А. Беусом (1968).

Заключительные стадии формирования массива характеризуются образо-

ванием многочисленных разновременных жил кварц-амазонитового и кварц-

микроклинового состава, нередко с циннвальдитовыми оторочками в зальбан-

дах. Эти жилы большей частью группируются в пределах линейно ориентиро-

ванных зон; некоторые из них выходят в зону экзоконтакта, где сопровождаются

ореолами грейзенизации, реже амазонитизации вмещающих пород. Мощность

жил 0.1—0,5 м, реже до 1,0 м. Жилы практически безрудные, лишь в ранних

жилах кварц-амазонитового состава спорадически встречаются колумбит, кас-

ситерит, сфалерит.

В экзоконтактовой зоне массива (исключая западный контакт) вмещающие

алевролиты и песчаники грейзенизированы и местами превращены в тонкозер-

нистые кварц-флюорит-топаз-циннвальдитовые грейзены, содержащие стрюве-

рит, касситерит и берилл. Максимальный по интенсивности и ширине ореол

грейзенизации (до 15—20 м) фиксируется на протяжении 500—600 м вдоль во-

сточного контакта массива, в пределах тектонически ослабленной зоны суб-

меридионального простирания. К этой же зоне приурочена и серия выходящих

из гранитов сближенных кварц-амазонитовых и кварц-клевеландитовых жил.

Вдоль южного и северного контактов грейзенизация развита спорадически,

при этом мощность ореола не превышает 0,1—1,0 м.

Экзоконтактовые грейзены состоят из циннвальдита, реликтовых класти-

ческих зерен осадочных пород, порфиробластов топаза, флюорита и других фто-

ридов. Циннвальдит этих грейзенов содержит до 4,5% Li

0 и 8—9% фтора

(см.

раздел «Месторождения лития»).

Основными концентраторами тантала и ниобия в гранитах являются ми-

нералы групп колумбит — танталита и пирохлор — микролита, в меньшем

количестве тантал содержится в касситерите (1,5—3,8% Та

). Руды тонко-

вкрапленные, размер зерен рудных минералов варьирует от сотых долей до 1—

2 мм. Наряду с мельчайшими включениями в гранитах спорадически наблю-

даются и тончайшие прожилки этих минералов. Отношение пятиокисей Та

и Nb в минералах группы колумбит — танталита варьирует от 1: 11 до 1 : 12,

но в среднем составляет 1 : 4, т. е. в основном развит колумбит. В минералах

группы пирохлор — микролита это отношение изменяется от 1:6 до 4:1,

в среднем составляя 2:1. Вследствие такого различного содержания тантала

в колумбите и микролите и отношение Та : Nb в массиве резко изменяется на

разных участках в зависимости от распределения рудных минералов. С глуби-

ной микролит быстро исчезает, уменьшается и количество колумбита, при этом

в нем падает содержание тантала.

Колумбит и микролит распределены по массиву крайне неравномерно,

закономерности их локализации различны (рис. 115). Колумбит, распреде-

ленный равномернее, чем микролит, концентрируется в центральной части

массива и в меридионально вытянутых полосах. Микролит локализуется пре-

имущественно вблизи восточного контакта. Между содержаниями колумбита

и микролита наблюдается обратная зависимость. Колумбит тесно ассоциирует

с альбитом, пластинками циннвальдита и касситеритом; в участках с интенсив-

ным развитием топаза и лепидолита количество его резко уменьшается. Микро-

лит, наоборот, встречается там, где широко проявлены топаз и лепидолит,

иногда микролит развивается по колумбиту, облекая его пластинки. В не-

большом количестве встречается поздний танталит, замещающий зерна микро-

лита.

310