Смирнов В.И. Рудные месторождения СССР. Том 3

Подождите немного. Документ загружается.

Размеры рудных тел, их морфология и распределение в массиве опре-

деляются принимаемыми бортовыми содержаниями. При низких бортовых со-

держаниях почти вся восточная часть массива становится рудой. При повыше-

нии бортовых содержаний месторождение преобразуется в серию пологих зале-

жей, линз и «струй», локализующихся в восточной части массива, в области

наибольшей его неоднородности. Фактически рудные тела охватывают сохра-

нившиеся от эрозии участки купольных гранитов и непосредственно находя-

Рис. 115. Распределение микролита (а), колумбита (б) и пятиокиси тантала (в) в массиве

топаз-литиоиитовых амазонитовых гранитов. По В. Матиасу.

1 — отсутствие минерала (содержание

тантала

ниже порога чувствительности анализа);

2—7

—«содержание

минерала (тантала): 2

—

весьма низкое, 3

—

низкое, 4

—

среднее, 5 — повышенное, 6

—

высокое, 7

—

мак-

симальное; 8

—

аллювий

щиеся под ними крупнозернистые прикупольные граниты. Конфигурация руд-

ных тел в целом совпадает с контурами максимального развития в гранитах

топаза. Среднее отношение пятиокисей Та и Nb в рудных телах изменяется от

0,8 : 1 до 1 : 1. В контурах рудных тел коэффициент вариации содержаний

тантала опускается до 11%, в целом по массиву он составляет 67,7%.

РЕДКОМЕТАЛЬНЫЕ КРИОЛИТ-ЛИТИОНИТОВЫЕ СУБЩЕЛОЧНЫЕ

И ЩЕЛОЧНЫЕ ГРАНИТОИДЫ С ТАНТАЛО-НИОБИЕВОЙ МИНЕРАЛИЗАЦИЕЙ

Важным типом ниобиевых месторождений являются колумбитоносные граниты

плато Джое в Северной Нигерии. В различных регионах СССР, в частности

в Сибири и Казахстане, выявлены массивы гранитоидов подобного типа со спе-

цифической тантало-ниобиевой минерализацией, которые одни исследователи

(Альбитизированные и грейзенизированные..., 1962; Кудрин и др., 1965; Беус,

1968;

Минеев, 1968) рассматривают как типичные метасоматические образова-

ния, в то время как другие (Кузьменко, Акелин, 1965; Редкометальные грани-

тоиды Монголии, 1971) считают магматическими породами. А. Беус и др.

(Альбитизированные и грейзенизированные..., 1962) выделили их в особый

тип рибекит-альбитовых апогранитов.

311

Главнейшие особенности таких месторождений заключаются в следующем.

Субщелочные и щелочные гранитоиды с редкометальной минерализа-

цией возникают, как правило, в областях автономной активизации консолиди-

рованных складчатых структур.

Они представлены трещинными интрузивами небольшого размера (от

0,2—0,3 до

5—20

км

), локализующимися в местах сопряжения нескольких

региональных тектонических зон. Обычно это поздние дополнительные интру-

зивные фазы, завершающие развитие сложных дифференцированных магмати-

ческих комплексов. Ранние фазы этих комплексов в одних случаях предста-

влены биотитовыми и двуслюдяными гранитами, в других — гранитами и про-

рывающими их нефелиновыми сиенитами.

По первоначальному составу породы, несущие редкометальное оруде-

нение, были, по-видимому, близки к аляскитовым, существенно микроклино-

вым породам — граносиенитам, кварцевым сиенитам, а в некоторых случаях

ж к щелочным гранитам. Основным дискуссионным вопросом является природа

в них калиевого полевого шпата: представляется ли он первичномагматическим

или частично образовался метасоматическим путем по ранее находившемуся на

его месте плагиоклазу гранитов. Микроклин в свою очередь всегда в той

или иной степени замещен альбитом. При интенсивном развитии этого процесса

порода приближается к альбититу. Нередко развито также позднее оквар-

цевание.

Темноцветные минералы в рудоносных породах представлены биотитом,

иногда протолитионитом; весьма характерен щелочной амфибол серии рибе-

кит — железистый арфведсонит (Новое в ..., 1976). Локально, в участках ин-

тенсивного развития альбитизации, появляются эгирин, редко астрофиллит.

На поздних этапах процесса возникают литиевые слюды — циннвальдит, по-

лилитионит и тайниолит.

Месторождения комплексные, тантало-ниобиевые. Оруденение предста-

влено мельчайшей вкрапленностью пирохлора и колумбита, в меньшей мере

фергусонита, значительно реже появляются приорит или самарскит. Основные

рудные минералы — колумбит или пирохлор; по преобладанию одного из

них выделяют два ведущих типа месторождений. Для всех месторождений

этого типа характерно отношение Та : Nb, близкое в среднем к 1 : 10.

Вкрапленность тантало-ниобатов распределена чаще всего равномерно на

большой площади и с глубиной затухает не так быстро, как в танталоносных

топаз-литионитовых гранитах; нередко оруденение прослеживается на глу-

бину, измеряемую сотнями метров, так что запасы ниобия и тантала стано-

вятся весьма значительными.

В связи с отсутствием естественных геологических границ оконтуривание

рудных тел проводится по экономически вычисляемому бортовому содержанию.

В зависимости от принимаемых кондиций средние содержания могут сильно

варьировать (например, от 0,018 до 0,04% Та

), соответственно будут изме-

няться и запасы.

6. Геохимически месторождения характеризуются высокой концентрацией

фтора, циркония, редких земель как цериевой, так и иттриевой подгрупп,

титана, отчасти тория, при несколько повышенной концентрации урана, лития,

олова, свинца, цинка и молибдена. Наиболее характерный акцессорный минерал

(помимо колумбита и пирохлора, отчасти фергусонита) — циркон, предста-

вленный обычно метамиктными разновидностями (малакон, циртолит); в не-

которых массивах появляется эльпидит. Встречаются также ильменит, пиро-

фанит, сфен, ксенотим, гагаринит, монацит, бастнезит, синхизит, реже сили-

312

каты редких земель (гадолинит, таленит, иттриалит), ферриторит, ураноториа-

нит, касситерит и сульфиды.

По богатству фтором эти месторождения не уступают топаз-литионито-

вым гранитам; они содержат много флюорита (в том числе иттрофлюорита),

а вместо топаза в них появляется криолит, по которому развивается

многочисленная гамма более поздних фторидов. Кроме криолита и томсено-

лита в этих породах широко развит гагаринит, занимающий место флюо-

церита.

8. Наряду с вкрапленным оруденением широко развиты и кварц-полево-

шпатовые прожилки, содержащие акцессорную тантал о-ниобиевую, цирконие-

вую и редкоземельную минерализацию; иногда появляются прожилки и с крио-

литом. Прожилки распределены неравномерно, в отдельных участках число

их возрастает и они приобретают характер штокверка.

9. Намечается характерная геохимическая зональность в распределении

различных минеральных ассоциаций по мере перехода от центральных частей

массива к приконтактовым и апикальным. Это проявляется в усилении про-

цесса альбитизации гранитов, смене в них арфведсонита-рибекита на эгирин,

повышении концентрации фтора^и закономерном увеличении содержания ред-

ких земель иттриевой группы "по сравнению с редкими землями цериевой

группы (Минеев, 1968). Одновременно увеличивается содержание Та

и изме-

няется отношение Та : Nb от 1 : 12—1 : 10 в глубоких частях массива до

: 3—

1 : 5 в прикровельных участках. В трещинных интрузивах зональность четко

выражена по мере перехода от лежачего бока к висячему.

10.

Вмещающие породы вблизи массивов арфведсонит-рибекитовых гра-

нитов обычно интенсивно изменены. В тех случаях, когда они представлены

контактовыми роговиками, вокруг некоторых массивов возникает полоса

рибекит-эгирин-биотит-полевошпатовых метасоматитов; к последним приуро-

чены максимальные концентрации всех редкометальных минералов. Характерно*

также появление в этой зоне астрофиллита, бафертисита и берил лиевых мине-

ралов (фенакита, гельвина, бертрандита). В тех случаях, когда такие массивы

залегают в известняках, вокруг них наблюдается мощный ореол флюоритизации

с бериллиевым оруденением.

Ниже приводится краткое описание одного из массивов данного типа

(Кудрин и др., 1965).

Район месторождения представляет собой зону сочленения древнего

(верхнепротерозойского) поднятия с областью развития каледонид, активизи-

рованную в герцинское время. Глубокометаморфизованные породы докембрия —

графитовые мраморы и кристаллические сланцы, метаморфизм которых соот-

ветствует амфиболитовой фации,

—

располагаются в виде выступа среди палео-

зойских пород, представленных осадочно-метаморфическими толщами кем-

брия — девона, и многочисленных каледонских интрузивных пород. Состав

последних закономерно изменяется во времени от основных разностей до гра-

нодиоритов и гранитов. В совокупности интрузивные породы слагают до 70—

80%

всей площади района»

В герцинское время вдоль глубинного разлома, проходящего в субширот-

ном направлении на стыке протерозойских мраморов и каледонских грано-

диоритов, внедрялись граниты наиболее молодого интрузивного комплекса.

Формирование его, по данным В. Кудрина, протекало в три фазы: в первую

фазу возникли лейкократовые биотитовые граниты, образующие сравнительна

крупные плутоны площадью в десятки и первые сотни квадратных километров,

во вторую — небольшие интрузивы щелочных и нефелиновых сиенитов

31^

площадью от 1 до 60 км

и, наконец, в третью — мелкие штоки щелочных

и субщелочных гранитов площадью 1—2 км

Непосредственно в районе месторождения залегает массив нефелиновых

сиенитов площадью 5—6 км

, по периферии которого располагаются несколько

более мелких штокообразных тел субщелочных диопсидовых кварцевых сиени-

тов.

Одно из этих тел приурочено к узлу сопряжения регионального субширот-

яого разлома и оперяющего его северо-западного нарушения. Площадь мас-

Рис. 116. Схема геологического строения массива криолит-литионитовых и рибекитовых

гранитов. По В. Кудрину, П. Крайнюкову и др.

I — криолит-литионитовые колумбитоносные граниты; 2 — рибекитовые пирохлороносные граниты;

3 — биотитовые и протолитионитовые разности колумбитоносных гранитов; 4 — аляскитовые граниты;

5 — субщелочные нироксеновые сиениты и кварцевые сиениты; 6 — порфировидные лейкократовые граниты,

биотит-амфиболовые граниты, гранодиориты; 7 — габбро-диориты; 8 — графитовые мраморы; 9 — флюо-

ритовые тела и участки флюоритизацки; 10 — зоны тектонических нарушений и альбитизации; 11 — глы-

бовый делювий гранитов

сива 1,5 км

, он характеризуется клиновидной формой выхода и выделяется

в рельефе в виде острого пика. Морфология массива определяется ориентиров-

кой контролирующих его разломов (рис. 116). Северный, восточный и в отдель-

ных участках юго-западный контакты массива тектонические. Юго-западный

контакт имеет извилистые очертания с многочисленными мелкими выступами во

вмещающие породы. Последние почти на всей площади района представлены

кристаллическими известняками. Массив сильно изменен метасоматическими

процессами. Неизмененные кварцевые сиениты наблюдаются лишь на северо-

западном фланге, в мелких апофизах и у восточного контакта. Они состоят

из микроклин-пертита, небольшого количества альбит-олигоклаза, кварца

314

и диопсида. Структура пород крупно- и среднезернистая. В отдельных участках

породы окварцованы и содержат до 30% кварца.

Преобладающая часть пород массива имеет облик лейкократовых гранитов.

Они состоят из кварца (20—-35%), альбита (30—40%) и микроклина (25—40%),

но в различных участках массива в них появляются арфведсонит-рибекит

и литиево-железистые слюды, состав которых изменяется от литиевого биотита,

протолитионита до циннвальдита и железистого полилитионита. В небольшом

количестве развивается бесцветный эгирин, замещающий арфведсонит-рибекит.

Типоморфными минералами, местами приобретающими значение породообра-

зующих, являются фториды (содержание их достигает 10%) — флюорит, крио-

лит, томсенолит, гагаринит. В распределении темноцветных минералов наблю-

дается четкая закономерность — по периферии массива развивается арфведсо-

нит-рибекит, дальше от контактов он исчезает и появляется биотит, содержа-

щий 0,8—0,9% окиси лития.

В центральной части массива, наиболее гипсометрически приподнятой,

развиты циннвальдит и железистый полилитионит, в которых содержание

окиси лития увеличивается до 2—5%. Структура этой породы весьма напоми-

нает структуру вышеописанных топаз-литионитовых танталоносных амазонито-

вых гранитов: на фоне среднезернистого полевошпатового агрегата выделяются

порфиробласты кварца с концентрическими вростками мелкотаблитчатого аль-

бита. В массиве наряду с равномерно распределенной альбитизацией появ-

ляются и узкие крутопадающие зоны анхимономинеральных альбититов, про-

слеживающиеся вкрест вытянутости массива на десятки метров. В отдельных

случаях эти зоны протягиваются через весь массив. Кроме того, в массиве

развиты многочисленные кварц-микроклиновые и поздние кварцевые жилы

мощностью до 1 м и длиной 20—30 м.

Акцессорные минералы исключительно разнообразны. Наряду с магнети-

том здесь встречен иоцит (вюстит), широко развиты минералы циркония (цир-

кон, малакон), тантала и ниобия (фергусонит, пирохлор, колумбит, самарскит),

редких земель (ксенотим, монацит, гагаринит, иттрофлюорит, бастнезит),

тория (торит, ферриторит), титана (ильменит, ильменорутил, рутил), олова

(касситерит). С поздними гидротермальными процессами связано образование

сидерита, позднего криолита, гематита, сульфидов (молибденит, пирит, сфале-

рит , х а л ькопирит).

Основные рудные минералы представлены колумбитом двух генераций

и пирохлором. Фергусонит распространен незначительно, встречается совместно

с ранним цирконом и микроклином. Пирохлор тесно ассоциирует с альбитом

и появляется главным образом среди арфведсонит-рибекитовых разностей пород.

Пирохлор содержит (в вес. %): Та

5—6, Nb

48—53,

12, U

7,7

и Th0

3. Он образует мелкую вкрапленность размером от 0,1 до 2—3 мм.

На более поздней стадии процесса, когда рибекит замещается литиевыми слю-

дами, пирохлор подвергается колумбитизации вплоть до образования полных

псевдоморфоз колумбита по пирохлору. Колумбит I встречается постоянно

в ассоциации с криофиллитом в виде хорошо образованных пластинчатых

и толстотаблитчатых кристаллов размером от 0,3 до 5 мм; содержит 2,5% Та

Колумбит II встречается в парагенезисе с наиболее поздними литиевыми слю-

дами, ферриторитом, малаконом и касситеритом. Образует самостоятельные

выделения, интенсивно замещает пирохлор и образует колумбит I; содержит

6,5-7,5% Та

В среднем отношение Та : Nb на месторождении порядка 10 : 1. Попут-

ными компонентами могут служить малакон, содержащий 3—4% редких

315

земель, с отношением Hf0

: Zr0

= 1 : 4—1:50 (в среднем по месторождению

1 : 27), возможно также криолит и литиевые слюды. Распределение основных

и попутных компонентов на месторождении весьма равномерное — коэффи-

циент вариации по ниобию и танталу 16—34%, по цирконию 51%.

В зоне экзоконтакта вмещающие массив кристаллические известняки

•сильно изменены и в отдельных участках нацело флюоритизированы, замещены

темно-фиолетовым, почти черным флюоритом, пронизанным многочисленными

прожилками фенакита с образованием характерной сетчатой структуры. Эти

зкзоконтактовые зоны отличаются высоким содержанием бериллия и могут

служить примером связи флюорит-фенакитовых месторождений с редкометаль-

ными субщелочными гранитоидами (см. раздел «Месторождения бериллия»).

ПОЛЕВОШПАТОВЫЕ ПРИРАЗЛОМНЫЕ МЕТАСОМАТИТЫ

В различных регионах Советского Союза выявлены существенно полевошпато-

вые и кварц-полевошпатовые метасоматические породы гранито- или сиенито-

подобного облика, несущие комплексное редкометальное оруденение (Апельцин

и др., 1967; Особенности методики ..., 1972; Гинзбург и др., 1973). По со-

ставу и минералого-геохимическим особенностям эти породы весьма напоми-

нают охарактеризованные выше криолит-литионитовые щелочные гранитоиды,

однако геологическая обстановка их нахождения весьма специфическая, а глав-

ное — они не обнаруживают пространственной и генетической связи с какими-

либо интрузивными комплексами.

Месторождения данного типа локализуются в зонах региональных разло-

мов длительного развития в пределах фундамента платформ, реже в областях

завершенной складчатости. Рудные метасоматиты формируются, как правило,

позже заложения таких зон, в связи с последующей активизацией. Ранние

этапы активизации выражены в локальном прогрессивном метаморфизме пород,

попавших в зону активизации. В участках развития наиболее глубокомета-

морфизованных пород иногда появляются селективные выплавки анатектоид-

ных гранитов. Протяженность таких региональных зон активизации может

достигать 50—200 км при ширине до 10 км. В некоторых регионах к этим

зонам приурочены также пояса даек гранитов, аплит-пегматитов, диоритовых

порфиритов и диабазов.

Месторождения, представленные полевошпатовыми метасоматитами, чаще

всего связаны с верхнепротерозойской активизацией архейских или нижне-

лротерозойских толщ, реже они являются продуктами герцинской активи-

зации докембрийского фундамента. Метасоматические процессы развиваются

вдоль зон активизации и накладываются на прогрессивно метаморфизованные

породы, но проявляются крайне неравномерно, локализуясь только в отдель-

ных их участках, в благоприятных структурных условиях (узлы сопряжения

тектонических нарушений, флексуроподобные перегибы, периклинальные за-

мыкания складок). Кроме того, на характер конечных продуктов метасоматоза

существенным образом влияет и состав пород субстрата. Наиболее интенсивно

перерабатываются кислые алюмосиликатные породы, гнейсы, кристаллические

сланцы, дайки гранитов и пегматитов. В конечном итоге наблюдается тенденция

к нивелированию первичного состава субстрата и образованию на его месте

однородных существенно полевошпатовых или кварц-полевошпатовых пород,

состав которых близок к щелочным гранитам и сиенитам.

В зонах развития этих гранито- и сиенитоподобных пород нередко сохра-

няются реликтовые теневые текстуры неполностью замещенных пород суб-

516

страта. Кроме того, возникающие темноцветные компоненты (биотит, рибекит-

арфведсонит, эгирин) сохраняют ориентировку минералов субстрата, вслед-

ствие чего образующиеся метасоматиты часто приобретают гнейсовид-

ность.

Процесс образования полевошпатовых метасоматитов длительный и про-

ходит через ряд стадий, повторяющих ход эволюции постмагматических явле-

ний в танталоносных гранитах и субщелочных гранитоидах. Для месторожде-

ний данного типа характерна поперечная зональность: наиболее полно и интен-

сивно метасоматические процессы проявляются в центральной, осевой части

зоны разлома, а в периферических частях зоны сохраняются реликты субстрата

и широко развиты только ранние стадии процесса. Наконец, формируется

и внешний ореол изменения вокруг собственно метасоматических тел, в преде-

лах которого часто наблюдаются прожилки с бериллиевым оруденением.

Геохимически приразломные полевошпатовые метасоматиты характери-

зуются в первую очередь значительной ролью фтора, который фиксируется

в слюдах, флюорите, флюоцерите, криолите, гагарините, нейборите, много-

численных фторидах, развивающихся по криолиту и гагариниту. В отдельных

участках содержание криолита достигает 10%, и он может являться ценным

попутным компонентом (Архангельская и др., 1976). Типичны также высокие

концентрации ниобия, тантала, циркония, редких земель, иногда бериллия.

Содержания пятиокиси ниобия в месторождениях этой группы варьируют от

0,15 до 0,6% при отношении Та и Nb порядка 1 : 10—1 : 12.

Рудные тела отличаются также несколько повышенными содержаниями

лития, тория, урана, цинка, свинца, молибдена и иногда олова.

Морфологически месторождения представляют собой неправильной формы

вытянутые залежи, не имеющие четких геологических контуров. Рудные тела

выделяются по принимаемому бортовому содержанию. В пределах рудных тел

наблюдается тонкая вкрапленность рудных минералов, реже оруденениё носит

прожилково-вкрапленный характер. Главный рудный минерал пирохлор

характеризуется рядом специфических особенностей. Это преимущественно

танталсодержащий пирохлор, обогащенный редкими землями и свинцом (близ-

кий к мариньякиту), нередко плюмбопирохлор. Значительные масштабы руд-

ных полей и тел, распространение оруденения на большую глубину, появление

богатых руд — все это заставляет считать данную группу месторождений ниобия

и тантала весьма перспективной.

Ниже приводится краткая характеристика одного из месторождений этой

генетической группы (Архангельская, 1968, 1974; Архангельская и др., 1976).

Месторождение располагается в зоне активизации, отделяющей архейские

образования древней платформы от конформных ее краю более молодых склад-

чатых структур, и приурочено к пологому тектоническому нарушению —

одному из серии нарушений, составляющих эту зону разломов. Активизация

рудовмещающей подвижной зоны происходила неоднократно (в нижнем и верх-

нем протерозое, верхнем палеозое, кайнозое). Время формирования метасомати-

ческих тел геологически устанавливается как постнижнепротерозойское; по

данным определения абсолютного возраста калий-аргоновым методом оно

составляет 1600—1800 млн. лет.

Нижнепротерозойская толща сложена биотитовыми гнейсами, разнообраз-

ными кристаллическими сланцами (биотитовыми, двуслюдяными, биотит-гра-

нат-амфибол овыми, ставролит-кианитовыми и др.), кварцитами и в небольшом

количестве дайками гранит-аплитов, диорит-порфиритов и др. Метасоматиче-

ские образования развились по тектоническому нарушению, которое рассекает

317

южное крыло крупной широтной синклинальной складки и ее восточное пери-

клинальное замыкание.

Месторождение представлено метасоматическими породами, образующими

плитообразное, вытянутое на многие километры в широтном направлении тело

мощностью 500—600 м, полого падающее на север. В пределах всего этого

тела отмечается вкрапленность тантало-ниобатов, однако содержания их отно-

сительно невысокие. Значительно большие их концентрации наблюдаются

Рис. 117. Схема геологического строения части рудного поля тантало-ниобиевого месторо-

ждения, связанного с субщелочными полевошпатовыми метасоматитами. По В. Архангельской.

1 — аллювиальные, ледниковые и озерные отложения; 2 — грашттоподобные щелочные и субщелочные

метасоматические породы; з — метасоматически измененные гнейсы внешних ореолов зон полевошпатовых

метасоматитов; 4 — дайки порфиритов; 5 — биотитовые граниты; 6 — метасоматические кварциты; 7 —

биотитовые гранито-гнейсы; 8 — эписланцевые диафториты; 9—11 — кристаллические сланцы и гнейсы:

9 — мевократовые, 10 — лейкократовые, и — меланократовые; 12

—.

разрывы прослеженные (а), «просве-

чивающие» под чехлом рыхлых отложений (б) и предполагаемые (в)

в восточной части зоны, в области периклинального замыкания синклинальной

структуры (рис. 117, 118). Здесь тело метасоматических пород имеет сложную,

в общем чашеобразную форму. Площадь его несколько квадратных километров,

оно прослежено на глубину, измеряемую сотнями метров. Контакты тела

с вмещающими породами во многих местах тектонические. Крутым сбросо-сдви-

гом с амплитудами перемещения в сотни метров тело разорвано на два блока:

относительно опущенный Западный и приподнятый Восточный (см. рис. 118).

Вокруг тела метасоматитов наблюдается значительный ореол изменения при-

легающих пород.

318

Породы, непосредственно вмещающие оруденение, отличаются рядом

специфических черт: наличием своеобразных текстур (полосчатых, псевдо-

слоистых, псевдогнейсовидных, пятнистых и сетчатых), широким развитием

коррозионных, симплектитовых и других структур замещения, проявлением

характерной зональности, непосредственным переходом их по простиранию

в неполнозамещенные вмещающие породы, наличием внутри рудных тел много-

численных останцов этих пород,

сомнений в том, что рудоносные

породы образовались метасомати-

ческим путем по метаморфической

толще субстрата.

Зональность месторождения

выражается в том, что тыловые

зоны тел метасоматитов (смещен-

ные к их лежачему боку) пред-

ставлены эгириновыми и эгирин-

амфиболовыми породами состава

щелочных граносиенитов, промежу-

Рис.

118. Геологическая схема одного

из участков рудоносной зоны полево-

шпатовых метасоматитов. По В. Архан-

гельской,

1 — жилообразное тело кварц-полевошпато-

вых метасоматитов с пирохлором; 2 — эгирин-

амфиболовые метасоматиты состава щелочных

гранитов и граносиенитов; з — амфнболовые

метасоматиты состава щелочных гранитов;

4 — биотит-амфиболовые и биотитовые мета-

соматиты; 5 — дайки амфиболовых порфири-

тов;

б — очковые гранито-тнейсы; 7 — биотито-

вые и биотит-гранатовые кристаллические

сланцы; 8 — нерасчлененные гнейсы и кри-

сталлические сланцы; 9 — зоны развальцева-

ния и катаклаза; 10

—

разрывы;

—

элементы

залегания псевдогнейсовидности метасомати-

тов (а) и сланцеватости метаморфических по-

род (б)

точные — амфиболовыми метасоматитами состава щелочных гранитов, передо-

вые (периферические) зоны

—

гранитоподобными биотитовыми метасоматитами.

Каждой зоне присущ свой комплекс темноцветных и акцессорных минералов.

В тыловых зонах развиты железистый арфведсонит, эгирин, редкоземельный

свинецсодержащий пирохлор, циркон, алюмофториды — продукты замещения

криолита, гематитизированный ильменит. В промежуточных зонах распростра-

нены рибекит и амфиболы переходного состава от рибекита к железистому

арфведсониту, пирохлор, криолит, ильменит, циркон, ближе к границе пери-

ферической зоны — гагаринит. Для периферических зон типичны железистый

биотит, магнетит, монацит, редкоземельный флюорит, торит, малакон, гагари-

нит, фергусонит, колумбитизированный пирохлор; в узкой полосе вблизи

границы с промежуточной зоной (в самом начале стадии альбитизации) по-

является флюоцерит.

Весьма характерны для биотитовых метасоматитов редкоземельные флюо-

риты, представленные как иттрофлюоритом (обычно в срастаниях с гагарини-

том),

так и церфлюоритом. Последний был распространен во внешних частях

зоны биотитовых метасоматитов, вблизи контакта с.вмещающими породами, но

в настоящее время представлен взаимопрорастаниями флюоцерита и иттро-

флюорита с типичной структурой распада ^твердого

детвора.

Перечисленные особенности не оставляют

319

Во внешних ореолах метасоматитов развиты гастингсит, биотит, флюорит,

берилл, гадолинит, даналит, торит, малакон, ортит, чевкинит, сфен, апатит,

т. е. в эти ореолы выносятся главным образом кальций, магний, титан, берил-

лий, торий, частично редкие земли цериевой группы. Переходы между различ-

ными зонами, по данным В. Архангельской и А. Гинзбурга, знаменуются

полным замещением одного темноцветного минерала другим в последователь-

ности: биотит -> железистый рибекит ->- промежуточный член ряда рибекит-же-

лезистый арфведсонит -> железистый арфведсонит -> эгирин (Новое в минера-

логических исследованиях, 1976).

Основной рудный минерал — редкоземельный свинецсодержащий пиро-

хлор,

в котором содержится 4—5% Та

, 15—20% TR

и до 2,5—2,7% РЬО,

а отношение Та : Nb = 1 : 13. Пирохлор в виде тонкой вкрапленности равно-

мерно распределен в метасоматитах, но в наибольшем количестве концентри-

руется в тыловой амфибол-эгириновой зоне. В промежуточной амфиболовой зоне

пирохлор имеет более обычный состав (с низким содержанием свинца и редких

земель). Пирохлор тесно ассоциирует с цирконом, криолитом и гагаринитом.

В биотитовых метасоматитах периферических зон он практически нацело колум-

битизирован.

На отдельных участках месторождения среди тонковкрапленных пиро-

хлоровых руд были обнаружены сегрегации зерен пирохлора, приуроченные

к специфическим лейкократовым жило- и гнездообразным обособлениям.

Минеральный состав последних близок к составу пород, среди которых они

залегают, но обеднен темноцветными компонентами. В этих обособлениях

встречаются анхимономинеральные скопления (желваки) пирохлора объемом

до нескольких кубических метров, приуроченные к зальбандам. Гигантские

скопления на 70—98% состоят из зерен пирохлора и фактически представляют

собой готовые пирохлоровые концентраты с содержанием до 2,5—3,5% Та

не нуждающиеся в дополнительном обогащении. Жилообразные кварц-полево-

шпатовые обособления, содержащие анхимономинеральные скопления пиро-

хлора, пространственно тяготеют к вышеупомянутой тектонической зоне,

рассекающей месторождение на два смещенных блока (Анхимономинеральные

скопления...., 1973).

АЛЬБИТИТЫ НЕФЕЛИНОВЫХ СИЕНИТОВ

В связи с постмагматическими процессами, развитыми в массивах нефелиновых

сиенитов, возникает специфический тип цирконий-ниобиевых месторождений,

представленный альбитизированными нефелиновыми сиенитами и отчасти вме-

щающими их толщами, нередко превращенными в анхимономинеральные аль-

битовые породы — альбититы.

Альбититовые месторождения характеризуются следующими специфиче-

скими особенностями.

Альбитизация интенсивно проявлена во всех массивах нефелиновых

сиенитов, но пирохлоровое и циркониевое оруденение в промышленных масшта-

бах развивается преимущественно в породах миаскитового ряда. Таковыми

являются нефелиновые сиениты, комагматичные с гранитоидами (гранитоидно-

щелочные комплексы). В нефелиновых сиенитах других щелочных формаций,

в частности широко распространенной габброидно-щелочной, вследствие высо-

кого содержания титана и повышенной агпаитности ниобий чаще всего рассеи-

вается в титансодержащих минералах (лопарит и др.)? а цирконий входит

в состав обширной группы цирконосиликатов. В этой связи геологическая

320