Смирнов В.И. Рудные месторождения СССР. Том 3

Подождите немного. Документ загружается.

позиция рассматриваемых месторождений определяется условиями возникно-

вения нефелиновых сиенитов миаскигового ряда, связанных с гранитоидно-

щелочными комплексами.

Процессы альбитизации наиболее интенсивно развиваются в апикаль-

ных участках и контактных зонах массивов. Поэтому альбититы возникают

главным образом в периферических частях, в зонах эндо- и экзоконтакта масси-

вов,

иногда кольцеообразно их обрамляют. Поскольку осадочно-метаморфические

породы, вмещающие щелочные интрузивы, бывают, как правило, изменены

процессами высокотемпературного метасоматоза и превращены в фениты, то

альбитизация нередко развивается и по фенитам. В таких случаях альбитизи-

рованные миаскиты и фениты оказываются пространственно совмещенными

в пределах одного рудного поля, месторождения и даже единой рудной зоны.

Большую роль в локализации процессов альбитизации играют также текто-

нические зоны, нередко проходящие вдоль контактов массивов.

К нефелиновым сиенитам часто приурочены и щелочные пегматиты,

которые также локализуются в областях эндо- и экзоконтакта щелочных интру-

зивов. В этих пегматитах нередко появляется редкометальное оруденение,

связанное с процессами автометасоматоза. Но поскольку в контактовых орео-

лах миаскитовых массивов широко проявлена постмагматическая альбитизация,

то она может накладываться и на эти пегматиты, еще более их изменяя.

Наряду с пегматитами в нефелиновых сиенитах широко проявлены и круп-

нозернистые метасоматические (или возникшие при процессах перекристалли-

зации) образования, которые по своему облику сходны с пегматитами, отличить

их друг от друга не всегда легко.

Постмагматические процессы, связанные с массивами нефелиновых

сиенитов, выражены в интенсивном развитии альбитизации, за которой сле-

дует более локально проявленная карбонатизация. Завершаются эти процессы

появлением поздних низкотемпературных гидротермальных прожилков карбо-

натного, цеолитового и иногда даже кварцевого состава. С каждым из этих

процессов связано различное оруденение: с альбитизацией.— циркониевое

и ниобиевое, с карбонатизацией — ниобиевое, значительно реже редкоземель-

ное,

с поздними гидротермальными образованиями — редкоземельное.

Геохимически альбититовый тип месторождений характеризуется высо-

кой концентрацией ниобия, циркония, в значительно меньшей степени редких

земель цериевой группы, появлением небольших количеств тория и иногда,

в экзоконтактовых ореолах — бериллия в форме барилита (Сил-Лейк, Канада).

Классическим примером рассматриваемых образований являются альби-

титы Урала, связанные с миаскитами ильмено-вишневогорского комплекса.

Этот давно известный комплекс детально закартирован большой группой геоло-

гов под руководством Б. Роненсона. Не останавливаясь на характеристике

геологического строения района и самого щелочного массива (Роненсон, 1966),

укажем только, что образование плутона миаскитов относится к среднему этапу

герцинского тектоно-магматического цикла.

Щелочные массивы располагаются в ядре Сысертско-Ильменогорского

антиклинория. В строении последнего участвуют две толщи: нижняя (вишне-

вогорская), породы которой превращены в биотитовые гнейсы и различные

кристаллические сланцы амфиболитовой фации метаморфизма, и верхняя,

представленная менее метаморфизованными графитовыми микрокварцитами

с прослоями гравелитов, амфиболитов и мраморов. Породы вишневогор-

ской толщи, возраст которых считается архейским, мигматизированы под

влиянием внедрения герцинских биотитовых гранитов, сопровождаемых

И Закаа 791

321

полями пегматитов. Они прорываются более молодой (260—270 млн. лет) интру-

зией щелочных пород миаскитового состава. Завершается магматизм появле-

нием небольших тел эгириновых кварцевых сиенитов.

Миаскитовый массив представлен группой сближенных выходов щелочных

пород, протягивающихся в субмеридиональном направлении на расстояние

30 км. Крупнейший из этих выходов — Центральный массив площадью 25 X

X 4 км — залегает конформно с вмещающими породами в ядре узкой анти-

клинали, опрокинутой к востоку и нарушенной надвигом. Шарнир складки

погружается к северу под углом примерно 15°, благодаря чему эрозионным

срезом вскрыты участки массива различной глубины, и сам массив можно про-

следить от его апикальной зоны (на севере) до корневых частей (на юге), при

этом разница в глубинах составляет примерно 7 км. Минимальная глубина

формирования верхней части массива, по данным Б. Роненсона, не менее 4,5 км.

С севера и северо-запада Центральный массив дугообразно огибается пластовым

седловидным телом миаскитов, приуроченным к замку антиклинали. В эндо-

контактовых зонах массивов проходят кососекущие дизъюнктивные нарушения

типа краевых надвигов и сбросо-сдвигов.

Основная масса пород, слагающих массив (более 95%), представлена

миаскитами с плоскопараллельной ориентировкой листочков слюды. Подчи-

ненное значение имеют породы эндоконтактовой фации: меланократовые миа-

скиты, биотитовые плагиосиениты, амфиболовые, биотитовые, двуслюдяные

и корундовые сиениты. Жильная фация щелочных пород представлена миаски-

товыми и сиенитовыми пегматитами, реже миаскит-аплитами и тингуаитами.

Породы вишневогорской свиты вокруг массива миаскитов интенсивно фенити-

зированы. Ширина ореола экзоконтактовых изменений значительно больше

в корневой области интрузии (южная часть массива) и меньше вдоль западного,

восточного и северного контактов. Состав фенитов приближается к щелочным

сиенитам. Наиболее интенсивно фенитизируются биотитовые гнейсы, менее —

амфиболиты и кианит-гранатовые сланцы, которые остаются почти неизменен-

ными. Поскольку вишневогорская свита насыщена гранитными пегматитами,

связанными с более ранней интрузией биотитовых гранитов, то в случае, когда

эти пегматиты попадают в зону экзоконтакта миаскитового массива, они также

подвергаются фенитизации.

Постмагматические процессы, связанные с формированием миаскитов,

проявились весьма интенсивно как в пределах массива, так и в экзоконтакт-

ном его ореоле. Они протекали в несколько последовательных стадий, разделен-

ных во времени тектоническими движениями. Наиболее развиты альбитизация

и карбонатизация. Поздние стадии представлены прожилками выполнения.

Альбитизация миаскитов распространена повсеместно, но резко усили-

вается вблизи экранирующих контактов северной части массива и вдоль крае-

вых разломов, где все породы превращены в альбититы. Процессы карбонати-

зации также развиваются в самом массиве, но наиболее интенсивно проявлены

в зонах брекчий и милонитов, тяготеющих непосредственно к контактовым

поверхностям массива и краевым разломам. Брекчии миаскитов и фенитов,

часто интенсивно альбитизированных, нередко цементируются биотит-кальци-

товой или амфибол-кальцитовой породой. Эти альбититы и цементирующие их

иногда кальцитовые породы и представляют собой рудную массу, содержащую

циркон-пирохлоровую (альбититы) и пирохлоровую (карбонатные породы)

минерализацию (Еськова и др., 1964). Стадия карбонатизации завершается

образованием биотит-кальцитовых и кальцитовых прожилков (мощностью

1—10 см), нередко крустификационной структуры, состав которых зависит от

322

Рис. 119. Схематическая геологическая карта одного из участков Вишневогорского место-

рождения. По Н. Климову и Б. Роненсону.

1 — гнейсы биотитовые, гранат-биотитовые, кианит-гранатовые, амфиболиты, кварциты;

2J—

серпентиниты;

—

фенитизированные гранитные пегматиты;

4 —

пироксеновые фениты;

5 —

эндоконтактовые биотитовые

и двуслюдяные сиениты;

6 —

миаскиты;

7 —

рудные зоны;

8 —

разрывные нарушения

11*

состава пород, в которых они залегают. В этих прожилках наряду с кальцитом,

биотитом, амфиболом, флюоритом появляются акцессорные минералы титана

(ильменит, сфен, рутил, анатаз, брукит), редких земель (ортит, чевкинит,

бастнезит), циркония (катаплеит), бария (барит, барилит — только в фенитах),

а также сульфиды (сфалерит, пирит, молибденит и др.) и многочисленные цео-

литы. Наиболее поздними являются цеолитовые (в миаскитах) и арфведсонит-

кварцевые (с флюоритом, кальцитом, чевкинитом, бритолитом, сульфидами)

прожилки.

Рис.

120. Схематический геологический

разрез через главные рудные зоны Виш-

невогорского месторождения. Условные

обозначения см. на рис. 119

Само месторождение располагается в северной части Вишневогорского

массива, на участке между северо-западным контактом Центрального массива

и юго-западной ветвью седловидного тела миаскитов (Западный массив). На

этой площади (рис. 119) встречаются два различных типа рудных образова-

ний — щелочные, а также «ощелоченные» гранитные пегматиты и зоны альбити-

зированных, частично карбонатизированных миаскитов и фенитов. Главную

роль играют .зоны альбититов и кальцит-альбитовых пород — на их долю

приходится 95% всех запасов ниобия.

Зоны альбититов и кальцит-альбитовых пород локализуются в пределах

пологопададющих (^25—30°) тектонических нарушений, проходящих обычно

по контакту миаскитов и окружающих их фенитов (рис. 120). В пределах место-

рождения выделяются две наиболее крупные зоны, протягивающиеся на рас-

стояние до 2 км, из которых одна проходит вдоль западного контакта Централь-

ного массива миаскитов, а вторая приурочена к восточному контакту седло-

видного массива миаскитов; обе зоны полого падают на запад. Каждая из этих

зон представлена одним или несколькими сближенными плитообразными руд-

ными телами. В отдельных участках они выклиниваются, но на их продолже-

нии появляются параллельные слепые тела. На глубину зоны таких сближенных

тел прослеживаются по падению на сотни метров.

Сами рудные тела сложены сильно альбитизированными и частично карбо- .

натизированными миаскитами или фенитами, в отдельных участках превращены

в анхимономинеральные тонкозернистые альбититы, содержащие мелкую

вкрапленность пирохлора и циркона. Контакты альбититов с миаскитами боль-

шей частью четкие. В зависимости от того, по каким породам развиваются аль-

бититы и к каким структурам они приурочены, рудные тела (зоны) имеют

несколько различное внутреннее строение. В большинстве случаев альбититы

и альбитизированные породы раздроблены, сцементированы и пронизаны каль-

цитовым, биотит-кальцитовым или пироксен-кальцитовым материалом. В сред-

нем силикатно-карбонатные породы составляют 20—25% от объема рудных тел.

Основной рудный минерал — пирохлор образует вкрапленность размером

от ОД до 2 мм. На его долю приходится примерно 85—90% всей заключенной

324

в рудах пятиокиси ниобия, остальное ее количество рассеяно в ферсмите,

ильменорутиле (12% Nb

), сфене (2,1%), ильмените (1,2%), цирконе (0,16%),

пироксене (0,14%), биотите (0,07%). Отношение Та : Nb в пирохлоре варьирует

от 1 : 100 до 1 : 250. Распределен пирохлор весьма равномерно, коэффициент

вариации для различных тел изменяется от 23 до 55%.

На поздних гидротермальных стадиях пирохлор нередко замещается ферс-

митом, а последний — колумбитом. Пирохлор в альбититовых участках тесно

ассоциирует с цирконом. В среднем отношение в рудах циркона и пирохлора

варьирует от 1 : 1 до 2,5 : 1. Пирохлор выделяется несколько позже циркона

и часто нарастает на его гранях. Помимо циркона, пирохлор в альбититах

ассоциирует с биотитом, ильменитом, ильменорутилом, эшинитом, ортитом,

чевкинитом. В кальцитовых рудах пирохлор несколько крупнее и тесно

ассоциирует с биотитом, апатитом, ильменитом или сфеном. В отдельных

участках, при развитии вдоль тектонических зон линейной коры выветривания,

рудные тела сильно дезинтегрированы и представлены желто-бурой рыхлой

массой, рассыпающейся в руках («рухляки»). Содержание полезных компо-

нентов в таких дезинтегрированных рудах существенно не меняется.

СТРАТИФИЦИРОВАННЫЕ МАССИВЫ

АГПАИТОВЫХ НЕФЕЛИНОВЫХ СИЕНИТОВ

К весьма специфическим тантало-ниобиевым месторождениям, не имеющим

в мире прямых аналогов, относится Ловозерский расслоенный массив агпаито-

вых нефелиновых сиенитов (Буссен, Сахаров, 1967; Власов и др., 1959; Геохи-

мия Ловозерского..., 1966; и др.). В пределах этого стратифицированного

массива встречаются отдельные слои, содержащие повышенные количества

акцессорного лопарита — основного рудного минерала массива. Ловозерское

месторождение принадлежит к магматической группе рудных месторождений.

Ловозерский массив располагается в пределах древнего Балтийского

кристаллического щита и прорывает гнейсы, мигматиты, гранито-гнейсы,

амфиболиты и кристаллические сланцы докембрийского фундамента, а также

эффузивно-осадочные породы нижнего палеозоя (ловозерской свиты). В зоне

экзоконтакта массива и в ксенолитах вмещающие породы фенитизированы.

Абсолютный возраст, согласно последним определениям, сделанным по биотиту

и нефелину калий-аргоновым методом, составляет 400 млн. лет, т. е. массив

имеет каледонский возраст

Форма массива в плане изометричная, близкая к округлой. На основании

проведенных сейсмо-гравиметрических исследований (Г. Шаблинский) устано-

влено, что на глубину 1,5—2 км массив представляет собой пластообразное

тело,

а ниже, до глубины 6—8 км и далее — более узкое трубообразное, диа-

метром примерно 20 км. Таким образом, в целом он имеет воронко- или грибо-

образную форму (рис. 121) с выпуклой, по-видимому, поверхностью кровли.

Наиболее широкая часть массива приурочена (в вертикальном разрезе) к зоне

контакта пород докембрия и осадочно-эффузивных толщ ловозерской свиты.

Массив изучен, с учетом разницы в превышениях современного рельефа и по

данным структурного бурения, на глубину более 2 км.

Плутон щелочных пород относится к многофазным интрузивам централь-

ного типа. В процессе его становления различаются несколько последовательных

В течение длительного времени Ловозерский массив, так же как Хибинский, счи-

тался герцинским, и на основании нескольких не вполне достоверных определений ему при-

писывался возраст 270—300 млн. лет.

325

фаз внедрения щелочной магмы, которым соответствуют интрузивные

комплексы различного состава:

I фаза — комплекс пегматоидных пойкилитовых и порфировидных нефели-

новых и гидросодалитовых сиенитов, составляющий примерно

9% всего объема изученной части массива.

II фаза — стратифицированный лопаритоносный комплекс пород ряда луяв-

риты — фойяиты — уртиты. Составляет примерно 73% объема

массива.

Рис.

121. Схема внутренней структуры

Ловозерского плутона. По И. Буссеп и

А.

Сахарову.

1 — эвдиалитовые луявриты (III фаза); 2 —

стратифицированный комплекс луявритов —

уртитов — ювитов — фойяитов (II фаза); з

—

пойкилитовые и порфировидные нефелиновые

и содалитовые сиениты (I фаза); 4 — осадочно-

вулканогенные породы ловозерской свиты;

5 — породы архейского фундамента.

III фаза — комплекс эвдиалитовых луявритов, который расчленяется на две

субфазы — собственно эвдиалитовых луявритов и мурманитовых,

ловозеритовых, л ампрофиллитовых порфировидных луявритов.

И. Буссен и А. Сахаров (1967) выделяют вторую субфазу мурма-

нит-ловозеритовых порфировидных луявритов в самостоятельную

фазу.

IV фаза — комплекс разнообразных по составу лампрофировых даек, прорыва-

ющих массив, представленных мончикитами, фурчитами, тингуаи-

тами и щелочными базальтами.

Комплексы пород, относимых к последовательным интрузивным фазам

(I,

II, III), образуют как бы вложенные одно в другое гигантские воронкоподоб-

ные тела (рис. 122), контакты которых радиально наклонены к центру массива

под пологими углами. Контактовая поверхность всех комплексов и всего мас-

сива в целом с глубиной (по геофизическим данным) становится отвесной.

Лопаритоносный комплекс (II фаза) состоит из многочисленных хорошо

выдержанных, сравнительно маломощных ритмически чередующихся гори-

зонтов — слоев, полого наклоненных (^8—16°) к центру массива. У контактов

залегание пород становится круче (^20—60°), но уже на небольшом расстоя-

нии от контакта (не более 150—200 м) слои выполаживаются (см. рис. 122).

Среди пород этого комплекса встречаются эруптивные брекчии, в которых

обломки представлены вмещающими массив породами — гнейсами и кристал-

лическими сланцами архея и протерозоя, а также осадочно-вулканогенными

и вулканогенными породами ловозерской свиты. Иногда встречаются двойные

брекчии («брекчированные брекчии»); в них обломки пород ловозерской свиты

заключены в пойкилитовых нефелиновых сиенитах I фазы, которые сами брек-

чированы и располагаются среди пород лопаритоносного комплекса. Последний

четко прорывается и частично перекрывается эвдиалитовыми луявритами III

фазы. Иногда гигантские ксенолиты расслоенных пород лопаритоносного ком-

плекса (размером до 1 км) находятся среди эвдиалитовых луявритов.

В состав лопаритоносного комплекса входят следующие породы:

1) луявриты лейкократовые и меланократовые; 2) фойяиты массивные

и трахитоидные, связанные взаимными переходами; 3) уртиты, в том числе

полевошпатовые уртиты, ювиты, луяврит-ювиты; 4) ийолиты, ийолит-уртиты

и малиньиты.

326

Основными породообразующими минералами (табл. 16) во всех этих поро-

дах являются: щелочные полевые шпаты (микроклин-пертит и альбит), фельд-

шпатоиды (нефелин, реже содалит и образующиеся по ним канкринит, натролит,

анальцим), темноцветные компоненты (эгирин, щелочной амфибол, биотит, реже

лампрофиллит). Акцессорные минералы представлены апатитом, сфеном,

эвдиалитом, лопаритом. Суммарное содержание всех акцессорных минера-

лов до 10%.

Рис.

122. Обобщенный вертикальный разрез лопаритоносного стратифицированного ком-

плекса. По Я. Фейгину.

1 — эвдиалитовые луявриты; 2—з — стратифицированный комплекс: 2 — породы верхних зон ритмов

(с преобладанием лейкократовых разностей), з — породы нижних зон ритмов (с преобладанием меланокра-

товых разностей); 4 — пойкилитовые и порфировидные нефелиновые и содалитовые сиениты; 5 — пегма-

тоидные фойяиты; 6 — фениты; 7 — гнейсы, архей; 8 — пластовые залежи щелочных пегматитов

Таблица 16

МИНЕРАЛЬНЫЙ СбСТАВ ГЛАВНЫХ ТИПОВ ПОРОД ЛОВОЗЕРСКОГО МАССИВА (в %)

Породообразующие минералы

Порода

Породообразующие минералы

Порода

Полевые

шпаты

Нефелин,

содалит

и продукты

их изменения

Темноцвет-

ные

минералы

Порода

Полевые

шпаты

Нефелин,

содалит

и продукты

их изменения

Темноцвет-

ные

минералы

Фойяит

10 вит

Уртит

Луяврит

Ийолит

Малиньит

В лопаритоносном комплексе преобладают наиболее меланократовые

луявриты и самые лейкократовые фойяиты; уртиты, ювиты, ийолиты и малинь-

иты играют подчиненную роль. Все указанные породы располагаются в виде

закономерно чередующихся слоев, при этом до глубины 1650 м насчитывается

203 отдельных слоя, в том числе: луявритовых слоев 99, фойяитовых 63, ювито-

вых 28, уртитовых 11. Общая мощность этого комплекса пород превышает 2 км.

В разрезе комплекса слои различного состава чередуются в закономерной

последовательности, так что устанавливаются определенные крупные струк-

турные единицы

—

ритмы (рис. 123), в которых устойчиво повторяются сочетания

32?

нескольких пачек пород. Каждый ритм подразделяется на верхнюю и ниж-

нюю зоны, причем в составе верхних зон преобладают лейкократовые породы,

а в составе нижних — меланократовые. Всего в пределах изученной части раз-

реза выделяются пять таких ритмов (серий). Каждый из них состоит, в свою

очередь, из ряда пачек, число которых достигает 65. Среди них преобладают

двухслойные (26 пачек) и трехслойные (26 пачек), но встречаются также четы-

рехслойные, пятислойные и в одном случае даже девятислойная. Мощность

Рис.

123. Типы строения рудных горизонтов Ловозерского месторождения и распределения

в них лопарита. По Я. Фейгину.

1 — фойяиты; 2 — уртиты; 3 — ювиты; 4 — лейкократовые

луявриты;

5 — луяврит-ювиты; 6 — малтшьиты

7 — мезо-меланократовые луявриты

отдельных пачек изменяется от 4 до 24 м. Никакой зависимости между мощ-

ностью пачек и количеством в них слоев не установлено.

В верхней пачке каждого ритма (серии) располагается относительно более

мощный (3—10 м) «маркирующий» слой уртитов или ювитов. Верхние части

пачек сложены лейкократовыми разностями пород; в двухслойных пачках —

фойяитами или лейкократовыми луявритами (реже уртит-ювитами), в трех-

слойных пачках — фойяитами и уртит-ювитами. Нижние части всех пачек

представлены слоями мелкозернистых меланократовых эгириновых или (на

глубине) амфиболовых луявритов. Верхние слои сложены массивными поро-

дами, нижние — преимущественно трахитоидными.

Во всех ритмах мощности нижних (более меланократовых) зон превышают

мощности верхних (более лейкократовых). Для того чтобы можно было про-

слеживать все слои, принята определенная номенклатура пачек, фиксирующая

их геологическую позицию в разрезе комплекса. Она включает римскую

цифру— номер ритма (серии), считая сверху вниз, и арабскую цифру— номер

в составе серии (например, II-4

—

четвертая пачка сверху в разрезе II ритма).

Разрез комплекса с повторяющимися многослойными пачками и ритмами

выдерживается по всему массиву, но в то же время мощности отдельных слоев

иногда несколько колеблются, и по простиранию наблюдаются постепенные

изменения состава отдельных слоев: уртит переходит в ювит, луяврит —

328

в трахитоидный фойяит. Отдельные слои уртитов в некоторых участках массива

выпадают из разреза.

Лопарит распределен в пределах разреза стратифицированного комплекса

крайне неравномерно. Обогащение лопаритом фиксируется почти во всех пач-

ках, как правило, в самых нижних их частях, близ границы нижнего слоя тра-

хитоидных луявритов одной пачки и верхнего слоя массивных лейкократовых

фойяитов нижележащей пачки (см. рис. 123).

Стратиграфическое положение пород, обогащенных лопаритом, выдержи-

вается по всему массиву, так что лопаритовые горизонты имеют типично пла-

стовую форму. В то же время далеко не все эти пластовые тела содержат лопа-

рит в таком количестве, чтобы их можно было бы считать рудными. Все породы

в составе каждой пачки содержат акцессорный лопарит, но количество его по-

степенно увеличивается сверху вниз, и максимальная концентрация наблю-

дается в основании каждой пачки, так что лопаритовый горизонт имеет чаще

всего одну (нижнюю) геологическую границу, верхняя же определяется по

данным опробования и по установленному бортовому содержанию. Горнотех-

нические условия отработки лопаритоносных горизонтов верхних ритмов (I

и II) и нижних, глубоко залегающих, разные, в связи с чем для них устанавли-

ваются и разные кондиции. Поэтому в конечном итоге из 65 лопаритовых гори-

зонтов практический интерес представляет только небольшая часть.

Форма рудных тел весьма своеобразная — это маломощные (от 0,4—0,5 м

в верхних ритмах до 1—2 м в нижних) пластовые тела

—

горизонты, которые

протягиваются через весь массив на десятки километров, мало изменяя при этом

свою мощность. Рудные горизонты «обтекают» ксенолиты вмещающих пород

и пойкилитовых нефелиновых сиенитов I фазы без разрыва сплошности. В от-

дельных случаях наблюдаются местные расщепления лопаритоносных горизон-

тов на две ветви. Кроме того, отмечаются плавные волнообразные изгибы гори-

зонтов по простиранию и падению, при этом длина отдельных изгибов ,(«волн»)

от 0,5 до 1,5 км при амплитуде 10—-50 м. К некоторым горизонтам приурочены

пластовые тела щелочных пегматитов.

Все рудные, наиболее обогащенные лопаритом горизонты располагаются

в самых дифференцированных трехслойных пачках умеренной мощности. В са-

мых мощных пачках богатые рудные горизонты отсутствуют. Большинство

лопаритовых горизонтов приурочено к дробно расчлененным слоям нижних

ритмов. С глубиной растет число рудных горизонтов, увеличивается их мощ-

ность, а также повышается содержание в них лопарита.

Главные минералы лопаритовых горизонтов: нефелин (35—52%), кали-

натровый полевой шпат (13—33%), эгирин (12—19%), щелочной амфибол,

содалит, цеолиты (8—15%), виллиомит, апатит (иногда до 4—7%), эвдиалит,

лопарит, рамзаит, мурманит-ломоносовит, биотит, сфен, магнетит. На глубоких

горизонтах нижних ритмов появляются ильменит, пирохлор, сульфиды (пирит,

пирротин, сфалерит), уменьшается количество эгирина за счет возрастания

содержания амфиболов, что явно свидетельствует об изменении окислительного

потенциала. Появление в большом количестве закисного железа приводит

к связыванию с ним титана в форме ильменита, вследствие чего наблюдается

тенденция к замене лопарита пирохлором.

Лопарит образует вкрапленные зерна размером примерно 5 мм. В некото-

рых горизонтах при интенсивном развитии цеолитизации он несколько изме-

няется, гидратируется и переходит в металопарит. Иногда до 10% всего лопа-

рита в верхних участках месторождения представлено металопаритом. В связи

с относительно крупной вкрапленностью лопарита руды хорошо обогащаются,

329

во концентрат характеризуется низким содержанием пятиокиси тантала при

тантало-ниобиевом отношении 1 : 13—1 : 14.

Подавляющее большинство исследователей Ловозерского массива при-

ходят к выводу о его магматическом генезисе, однако по вопросу о механизме

расслоения и образования столь выдержанных рудных горизонтов не сущест-

вует единой точки зрения. В настоящее время большинство авторов склонны

связывать формирование комплекса и его оруденения с особенностями диффе-

ренциации агпаитовой щелочной магмы в условиях богатства ее летучими

компонентами, в частности фтором.

КАРБОНАТИТЫ

С карбонатитовой группой месторождений связаны наиболее крупные и высо-

кие концентрации ниобия в земной коре.

Главнейшие особенности карбонатитовых месторождений сводятся к сле-

дующему (Геологическое строение..., 1962; Каледонский комплекс..., 1965;

Гинзбург, Эпштейн, 1968; Жабин, 1971; Капустин, 1971; Геология, минерали-

зация..., 1972; Пожарицкая, Самойлов, 1972; Фролов, 1975).

Они встречаются в жестких, консолидированных участках земной коры

и связаны с глубинными разломами на древних щитах и платформах, проход-

ящими чаще всего по их краю, на стыках платформ и складчатого обрамления,

а также в типичных рифтовых зонах. Образование этих месторождений проис-

ходит только после окончательной стабилизации платформ, поэтому возраст

их сравнительно молодой: обычно кайнозойский, мезозойский или палеозой-

ский, но не древнее 1800 млн. лет (Кононова, 1976).

Карбонатиты возникают на конечных стадиях становления ультраоснов-

ных-щелочных магматических комплексов, включающих серию ранних силикат-

ных пород — гипербазитов, щелочных гипербазитов, ийолит-мельтейгитовых

и мелилитовых пород, нефелиновых и щелочных сиенитов. Весь этот набор

петрографических разностей пород или часть его обычно входит в состав

единых массивов центрального типа с весьма сложным концентрически-

зональным внутренним строением. Карбонатиты слагают либо «ядра» таких

массивов, либо появляются по их периферии в виде кольцевых даек или

линз.

Массивы ультраосновных-щелочных пород и связанных с ними карбо-

натитов приурочены к особому типу тектонических структур, возникающих

в участках пересечения или сопряжения глубинных разломов. Это весьма дли-

тельно развивавшиеся, неоднократно приоткрывавшиеся вертикальные труб-

чатые каналы, уходящие на глубину десятков километров. Такие трубки могут

располагаться линейно, вдоль глубинных разломов, либо группироваться

в локальные «рои». Многие массивы представляют собой как бы вставленные

одно в другое цилиндрические или конические трубчатые тела, сложенные раз-

личными силикатными породами и карбонатитами. В более редких случаях

массивы линейно вытянуты согласно простиранию тектонических зон. Посколь-

ку вдоль последних нередко проявляются процессы щелочного метасоматоза,

приводящие к преобразованию древних гнейсов в зоны приразломных полево-

шпатовых метасоматитов (микроклинитов, альбититов), то карбонатиты могут

быть наложены на них (Украина).

Карбонатитовые месторождения характеризуются большой вертикаль-

ной протяженностью при отсутствии заметных изменений в оруденении на глу-

бину по крайней мере 1—1,5 км.

330