Смирнов В.И. Рудные месторождения СССР. Том 3

Подождите немного. Документ загружается.

личной степени метасоматически измененными гранитами и осадочно-эффузив-

ными образованиями (рис. 129).

Месторождение располагается в центральной части тектонической зоны,

простирающейся субпараллельно линии погружения щита. Разнообразные

верхнепротерозойские интрузивные и эффузивные породы в пределах зоны

претерпели динамометаморфические и метасоматические изменения, вырази-

вшиеся в разгнейсовании, рассланцевании и катаклазе вплоть до образования

Рис

Л129.

Схематическая геологическая карта района полевопшат-гентгельвиновогр место-

рождения. По В.

Лабузному

и Р.

Слыш.

1 — вторичные кварциты; 2 — грейзены (сланцы); з — метасоматиты редкометальные; 4—9 — «граниты»:

4 — с голубым кварцем, 5 — гнейсовидные, 6 — крупнозернистые, 7 — среднезернистые с лиловым кварцем,

8 — мелко-среднезернистые сиенитоподобные, 9 — мелкозернистые порфировидные; ю — меланократовые

«сиениты»; 11

—.

«сиениты» биотитовые, амфиболовые; 12 — тектонические нарушения j

слюдитов, катаклазитов, милонитов, а также гранитоподобных пород. Абсолют-

ный возраст пород 1250—1600 млн. лет.

Значительное развитие главных и оперяющих нарушений сбросо-сдвиго-

вого характера определило благоприятные условия для легкой проницаемости

гидротермальных растворов, вызвавших метасоматические изменения пород

и образование в них бериллиевой минерализации.

Участки концентраций рудной минерализации приурочены, как правило,

к зонам тектонических нарушений, осложненным серией оперяющих их тре-

щин в гнейсовидных порфировидных гранитоподобных породах (абсолютный

возраст 1250—1350 млн. лет), которые, учитывая их состав и происхождение,

могут быть определены как кварц-микроклин-пертитовая метасоматическая

порода. Эта порода различной зернистости с преобладанием средне-, часто

неравномернозернистой порфировидной разности буровато-серовато-розового

до мясо-красного цвета, который создается большим количеством порфиро-

бласт микроклин-пертита. Гнейсовидность обусловлена линзовидно-парал-

лельным расположением мелколейстовых скоплений биотита и мелкозернистых

сахаровидных скоплений кварца.

Структура породы от бластогранитной до бластоцементной и порфиробла-

стической с гранобластовой, лепидогранобластовой и гетеробластовой структурой

351

основной массы. Основные породообразующие минералы — микроклин-пертит

и кварц — присутствуют в переменных количествах; преобладает микро-

клин-пертит. Альбит и решетчатый микроклин наблюдаются в незначительных

количествах (от 1—3 до 5—9%); биотита 2—5%, мусковит и хлорит — единич-

ные листочки; присутствуют циртолит, флюорит, касситерит, реже гентгельвин,

сфалерит, молибденит, пирит, магнетит. В микроклин-пертитах многочислен-

ные трещины выполнены преимущественно мелкозернистым, редко сливным

кварцем, альбитом, решетчатым микроклином, биотитом. В интенсивно альби-

тизированных разностях пертитовые вростки разрастаются, образуя сегрега-

ционные и пятнистые пертиты и обрамления чисто альбитового состава по пери-

ферии зерен.

Особо выделяются «граниты» с характерным голубым кварцем, которые

обычно вмещают метасоматиты с бериллиевой минерализацией и представляют

собой околожильные образования. Переходы между ними и «гранитами» посте-

пенные, гнейсовидная текстура замещается массивной, появляются выделения

кварца овоидной формы размером 2—8 мм. Под микроскопом обнаруживается,

что это скопления ксеноморфных зерен кварца.

Метасоматиты с бериллиевой минерализацией представляют собой породы

переменного слюдисто-кварц-полевошпатового состава с вариациями количе-

ства породообразующих минералов от первых процентов до 50—60%, а для

микроклин-пертита — до 90—95%.

Месторождение располагается в крупном блоке, сложенном гнейсовид-

ными «гранитами», зажатом между двумя крупными разломами северо-восточ-

ного субширотного простирания и рассеченным многочисленными трещинами.

Система сближенных кулисообразных трещин образует линейные субширотные

зоны северо-западного падения, которые явились рудовмещающими структу-

рами для развития рудных зон с бериллиевым оруденением (рис. 130, 131).

Рудоносные зоны наследуют линейные тектонические структуры древнего (до-

метасоматического) заложения, что проявляется в виде реликтовых гнейсова-

тых текстур метасоматических образований.

Дорудные нарушения в большей мере имели характер трещин разрыва,

кулисообразно расположенных в пределах разлома. Наряду с ними развиты

дорудные и внутрирудные трещины скола. На общем фоне линейного простира-

ния рудовмещающих структур по простиранию и падению наблюдаются пере-

гибы, играющие важную роль в формировании рудных тел. В процессе

тектонических движений здесь максимально развивались зоны трещиноватости

и брекчирования пород, разветвление трещин. В таких местах образовались

наиболее мощные и крупные рудные тела и сопровождающие их околорудные

ореолы.

Рудные метасоматические образования контролируются относительно зам-

кнутыми структурами, на отдельных участках образующими более проницаемые

сводовые или линзообразные отслоения. Гентгельвинсодержащие метасоматиты

развиты в большинстве случаев в «скрытых», зарубцованных тектонических

нарушениях, в пределах широкого ореола метасоматически измененных пород

на фоне относительно спокойной тектонической обстановки.

Часто на продолжении по восстанию или падению рудных тел на коротком

расстоянии после их выклинивания не наблюдается следов тектонических

нарушений. Более проницаемые многочисленные зоны за пределами метасомати-

чески измененных пород обычно не содержат редкометального оруденения.

Рудоносные зоны имеют: протяженность от нескольких сотен метров до

первых километров, по падению прослеживаются до первых сотен метров при

352

Рис. 130. Геологический план центральной части месторождения. По С. Яковенко.

1—5 — метасоматиты: 1 — альбит-полевошпатовые, 2 — кварц-сидерофилитовые, з — слюдисто-полево-

шпатовые, 4 — полевошпатовые, 5 — кварц-полевошпатовые; 6—8 — «граниты»: б — с голубым кварцем,

7 — гнейсовидные, 8 — мелкозернистые; 9 — проекции рудных тел на дневную поверхность

Рис. 131. Геологический разрез ме-

сторождения. По П. Билъченко и

С, Металиди.

1 — гештельвин-полевошпатовые метасо-

матиты; 2 — кварц-полевошпатовые мета-

соматиты; з—5 — «граниты»: з — с голу-

бым кварцем, 4 — гнейсовидные, б —

мелкозернистые; 6 — границы рудной

зоны

l /

/С

%ffi

12 Заказ 791

мощности несколько десятков метров. Для них характерно пологое склонение

на юго-запад под углами

5—10°

и крутое падение.

Выделяются рудные зоны, выходящие на поверхность, и скрытые, залега-

ющие на глубинах от 20 до 300 м. Каждая рудная зона сложена отдельными

сближенными кулисо- и цепочкообразно расположенными телами метасомати-

тов.

В зоне установлено от 3 до 30 тел, характер расположения которых часто

обеспечивает непрерывность оруденения на протяжении всей зоны. Рудные тела

часто имеют в сечении грушевидную форму. Для верхних горизонтов рудных

тел характерны раздувы, тупое выклинивание, усложнение морфологии; ниж-

ние части обычно более выдержанной, жилоподобной формы с постепенным

выклиниванием, отличаются сравнительно бедным оруденением.

Рудные метасоматиты подразделяются на следующие типы:

1) метасоматиты кварц-полевошпатового состава;

2) метасоматиты полевошпатового состава (альбит-калишпатового, редко

ка лишпат-а льбитового);

3) метасоматиты кварц-слюдисто-полевошпатовые, слюдисто-кварц-полево-

шпатовые, редко слюдисто-полевошпатовые;

4) метасоматиты — грейзены от слюдисто-кварцевых до кварц-полевошпат-

слюдяных.

Все эти разновидности метасоматических образований содержат гентгель-

вин — основной бериллиевый минерал, редко единичные зерна фенакита.

Различают также интенсивно оруденелые метасоматиты: от кварц-гентгель-

вин-полевошпатового (существенно альбитового) до кварц-полевошпат-гент-

гельвинового состава; кварц-гентгельвиновые и гентгельвин-кварцевые, обра-

зующие мелкие жильные тела.

Рудные зоны и тела отличаются зональным строением,. Периферические

части их сложены породами околорудной зоны изменения — «гранитами»

с голубым кварцем мощностью

5—30

м. На флангах рудных зон, в полосе ши-

риной 30—50 м, располагаются жилоподобные тела кварц-полевошпатовых

метасоматитов мощностью

0,3—3

м, кварцевые жилы и прожилки, а также зоны

в различной степени измененных гнейсовидных гранитоподобных пород.

Внутренние части рудных зон образованы различными рудоносными мета-

соматитами. В верхних частях рудных тел и рудоносных зон располагаются

преимущественно полевошпатовые метасоматиты обычно с богатым гентгельви-

новым оруденением. Слюдистые метасоматиты преимущественно развиты в ниж-

них частях рудных тел и в наиболее опущенных частях рудных зон.

Повышенные содержания редких, рассеянных, щелочных элементов и фтора

в метасоматитах подчеркивают редкометальную специализацию пород зоны.

Увеличение содержаний бериллия и других редких элементов прямо зависит

от степени метасоматического изменения и достигает максимальных концентра-

ций в собственно метасоматических образованиях кварц-полевошпат-слюди-

стого и полевошпатового состава.

Таким образом, описываемый тип месторождений характеризуется следу-

ющими основными генетическими особенностями.

В рудном метасоматическом процессе преобладает микроклинизация,

менее развиты альбитизация, окварцевание и грейзенизация.

По мере развития метасоматического изменения происходит сужение

фронта метасоматоза, и продукты поздних стадий метасоматоза имеют более

локальное нахождение.

Увеличение содержаний бериллия и других редких элементов находится

в прямой зависимости от степени метасоматического изменения и достигает

354

максимальных концентраций в собственно метасоматических образованиях

кварц-полевошпат-слюдистого и полевошпатового состава.

Образование рудных метасоматитов во времени протекает по схеме

зональности Д. Коржинского. Вынос кремнезема и увеличение роли щелочей

приводит к образованию полевошпатовых метасоматитов и выделению гент-

гельвина первой генерации. Полевошпатовые метасоматиты содержат около

половины окиси бериллия. Затем происходит резкий вынос натрия, некоторое

увеличение роли кремнезема, повышение роли калия (образование слюд —

сидерофиллита, мусковита), сопровождающееся выделением гентгельвина вто-

рой генерации. Заканчивается процесс увеличением роли кремнезема и натрия,

что приводит к образованию кварц-гентгельвиновых жил и выделению гентгель-

вина третьей генерации.

Основная масса окиси бериллия связана с гентгельвином, в меньшей

степени с фенакитом. Гентгельвин — более ранний минерал по сравнению

с фенакитом.

6. Повышенные содержания окиси бериллия в рудах при хорошей их

обогатнмости выдвигает этот тип месторождений как имеющий практическое

значение.

Для этих месторождений характерна ассоциация Be, К, Na, S, Zn,

TR и U ж отсутствие зависимости между проявлением бериллиевой минерали-

зации н концентрацией фтора.

Низкое содержание флюорита в рудах этих месторождений свидетельствует

о возможном переносе бериллия в виде щелочных комплексов, не содержащих

фтора — Na, К, (ВеОН) и в значительно меньшей степени в форме фторберил-

латов типа K

BeF

, Na

BeF

8. Месторождения полевошпатовых метасоматитов формируются на началь-

ных стадиях в условиях высокотемпературного, а на поздних — низкотемпера-

турного гидротермального процессов. По данным гомогенизации газовожидких

включений, температура образования руд 500—280° С.

9. При общем разобщении максимумов концентрации бериллия и урана

наблюдается непосредственная ассоциация бериллиевых минералов с торие-

выми н урановыми, при некотором опережении в выделении гентгельвина по

отношению к урановым минералам.

Амфибол-альбит-бертрандит-лейкофановый тип месторождений

Одно из таких месторождений располагается в зоне активизации, приурочен-

ной к окраине платформы. В структурном плане это горст, ограниченный сбро-

сами, с амплитудами от 200—300 до 2000—3000 м. Фундамент сложен эффу-

зивно-метасоматической толщей протерозойских биотитовых гнейсов, амфиболи-

тов,

эффузивов кислого и среднего состава, слюдистых сланцев, кварцитов.

Эти образования слагают крупную антиклинальную структуру, прорванную

многочисленными интрузиями основного и кислого состава. Породы разбиты

тектоническими нарушениями, в том числе глубинными разломами, прослежи-

вающимися на десятки километров и сопровождающимися системой оперяющих

трещин различного направления. Неоднократная разрядка напряжений глу-

бинных разломов привела к образованию ослабленных зон на более жестких

участках. Эти ослабленные зоны выполнялись многочисленными дайками

аплитов, диабазов, габбро-диабазов. Мощность даек изменяется от первых

метров до 200—300 м, протяженность варьирует от нескольких десятков метров

до 6—7 км. Вдоль глубинных разломов развивался интенсивный метасоматоз,

12*

355

преобразовавший осадочно-метаморфические и интрузивные породы фунда-

мента в метасоматиты субщелочного ряда.

Месторождение приурочено к узлу пересечения тектонических зон северо-

восточного и северо-западного простирания. В северо-восточной зоне залегает

мощная крутопадающая диабазовая дайка протяженностью 7 км при мощности

250 м. Диабазовая дайка расположена среди метасоматических гранитоподоб-

ных пород (рис. 132). Системой поперечных северо-западных разломов дайка

разбита на ряд отдельных блоков

с небольшим смещением контак-

тов.

Разломы сопровождаются

оперяющими трещинами различ-

ного направления. Редкоземельно-

бериллиевое оруденение контро-

лируется пологопадающими сдви-

говыми нарушениями, диагональ-

ными по отношению к простиранию

дайки. Вдоль этих трещин породы

брекчированы и милонитизиро-

ваны. Наиболее нарушенные уча-

стки подвергались сплошному

метасоматическому замещению

с образованиями пород перемен-

ного кварц-амфибол-альбитового

состава. Пострудная тектоника

проявилась в подновлении доруд-

ных трещин и образовании взбро-

со-сдвига, по которому рудные

тела взброшены на несколько де-

сятков метров.

Вмещающие рудные тела

оливиновые диабазы амфиболи-

тизированы и альбитизированы.

Неизмененные разности сложены

идиоморфными лейстами плагио-

клаза (№ 68—85) и ксеноморф-

ными зернами оливина и авгита;

из акцессорных присутствуют цир-

кон, сфен, апатит. При амфиболи-

тизации и альбитизации диабазов

происходит деанартизация плагио-

клаза, хлоритизация роговой

обманки и замещение ее актино-

литом.

Рудные тела, возникшие по

пологим трещинам, представлены

трещинно-жильными метасомати-

тами кварц-амфибол-альбитового, а л ьбит-амфибо литового, амфибол-биоти-

тового, кварц-альбит-биотитового состава. Они развиты в диабазовой дайке

и за ее пределами быстро выклиниваются. «Цитологически более благоприятны

для концентрации бериллия диабазы, отличающиеся повышенным содержанием

кальция.

Рис. 132. Схема геологического строения амфи-

бол-ал ьбит-лейкофанового месторождения. По

В.

Горбунову.

а — план месторождения, б — разрез по линии А—Б,

в — разрез по линии А—В.

1 — делювиальные отложения; 2 — оливиновые диа-

базы,

габбро-диабазы; з — среднезернистые биотит-

амфиболовые микроклиновые, метасоматически изменен-

ные граниты; 4 — тектонические нарушения; 5 — руд-

ные тела

356

Выделяются два основных типа руд:

1) метасоматиты кварц-альбит-биотитовые;

2) метасоматиты кварц-амфибол-альбитовые.

Основной бериллиевый минерал — лейкофан, представлен таблитчатыми

кристаллами и ксеноморфными зернами размером до ОД мм, реже 0,5—1 мм,

которые находятся в тесном срастании с альбитом, амфиболом и биотитом, что

наряду с мелкой и тонкой зернистостью руд обусловливает их трудную обогати-

мость. Менее распространены бертрандит и фенакит, представленные коротко-

призматическими кристаллами и ксеноморфными зернами размером 0,1 —

0,5 мм. В значительных количествах присутствует бастнезит, ассоциирующий

с ортитом, сфеном, кальцитом и полевыми шпатами.

МЕСТОРОЖДЕНИЯ ФОРМАЦИИ БЕРИЛЛИЙСОДЕРЖАЩИХ СКАРНОВ

Бериллийсодержащие скарны известны давно и хорошо освещены в литературе

(Беус, 1960). Бериллиеносные скарновые залежи нередко являются довольно

крупными по размерам, но бериллий в них рассеян в виде мельчайшей вкраплен-

ности хризоберилла, извлечение которого весьма затруднено и не приводит

пока к получению кондиционных концентратов при экономически выгодном

извлечении. Особенно неблагоприятным фактором является присутствие в со-

ставе скарнов больших количеств везувиана — минерала, в котором значитель-

ная часть бериллия рассеивается в качестве изморфной примеси. Эти месторо-

ждения, хотя и содержащие иногда значительные запасы руды, на современном

уровне методов обогащения не являются промышленными.

Типичным примером бериллиеносных магнетитовых скарнов является

известное месторождение Железная Гора (штат Нью-Мексико, США) и ряд

месторождений и рудопроявлений Советского Союза, одно из которых характе-

ризуется ниже.

Бериллиеносные магнетит-флюорит-хризоберилловые

скарновые месторождения

Рудные тела месторождения связаны со скарновыми залежами, приурочен-

ными к контактовой зоне крупного каледонского гранитоидного массива,

расположенного в осевой части антиклинали. Массив является трещинным интру-

зивом и сечет антиклиналь вкрест простирания, будучи приуроченным к дли-

тельно развивавшемуся разлому, поперечному к складчатым структурам. Мас-

сив имеет зональное строение, породы изменяются от центра к периферии

от крупнозернистых порфировидных разностей через среднезернистые в про-

межуточной зоне к мелкозернистым гранитам, местами неравномернозерни-

стым гранитам, включающим мелкие шлировые обособления пегматитов. Гра-

ниты массива лейкократовые, ультракислые, аляскитового облика, содержат

акцессорные минералы: магнетит, циркон, флюорит, а также шеелит, ильмено-

рутил, рутил, гранат, торит, монацит, топаз, фергусонит, флюоцерит, пирит*

апатит, браннерит, ксенотим, колумбит, турмалин. Из автометасоматических

изменений отмечаются альбитизация и грейзенизация. В альбитизированных

гранитах содержатся 0,01—0,07% Nb и до 0,001—0,004% Та; грейзенизирован-

ные граниты отличаются повышенным содержанием фтора, бериллия и лития.

В удалении от гранитного массива известны многочисленные месторо-

ждения и рудопроявления бериллия, лития, фтора, молибдена, вольфрама,

357

бора, мышьяка, полиметаллов, серебра и других элементов. В расположении

минерализации различного типа по отношению к гранитному массиву наме-

чается зональность от центра к периферии: 1) приконтактовые редкометальные

пегматиты, 2) экзоконтактовые редкометальные скарны, 3) сульфидные (пирро-

тиновые) прожилки, 4) мышьяковые (арсенопиритовые) рудопроявления,

5) полиметаллические (свинцово-цинковые) рудопроявления.

Площадь месторождения бериллиеносных магнетитовых скарнов сложена

осадочными породами, представленными отложениями, обогащенными извест-

няковыми и мергелистыми прослоями. Породы образуют изоклинальную син-

клинальную складку широтного направления, которая совпадает с прогибом

кровли массива; падение обоих крыльев к югу. Прогиб осложнен поперечными

и продольными тектоническими нарушениями, которые расчленяют толщу на

блоки, в разной степени приподнятые или опущенные. В результате контакт

гранитов с осадочными породами приобрел сложную конфигурацию — участки

пологого падения чередуются с участками крутых тектонических контактов»

Оруденение не выходит за пределы зоны контактового метаморфизма, в кото-

рой значительная часть осадочных пород превращена в толщу полосчатых тем-

но-бурых до черного цвета биотитовых и светло-зеленых диопсидовых рогови-

ков — с прослоями метаморфизованных известняков мощностью 8—10 см,

чередующихся с роговиками мощностью 1—2 см.

К вмещающим бериллиевое оруденение породам следует также отнести

диопсид-гранатовые и везувиан-гранатовые скарны. Осадочно-метаморфические

породы и скарны пересекаются дайками альбитизированных аплитов и гранит-

аплитов.

Выделяют три главные разности скарнов: диопсид-гранатовые, везувиан-

гранатовые с аксинитом и флюорит-гранат-везувиановые. Последняя разность

отличается повышенным содержанием ВеО, достигающим 0,1—0,2%.

Для скарнов характерны повышенные содержания бора, заключенного

в аксините, турмалине, везувиане, и фтора, чем вызвано обилие в скарнах

фторсодержащего везувиана, а также флюорита и бериллия, концентриру-

щегося в везувиане.

По скарнам развиты магнетитсодержащие породы, с которыми и связана

основная масса бериллия.

Выделяется несколько разновидностей таких пород — везувиан-флюорит-

магнетитовая, эпидот-флюорит-магнетитовая, протолитионит-флюорит-магнети-

товая с хризобериллом, флюорит-магнетит-турмалиновая с маргаритом и, кроме

того,

существует большое количество смешанных по составу пород, переход-

ных между всеми перечисленными разновидностями. Магнетит образует рит-

мично повторяющиеся полоски шириной 0,005—0,01 мм, нередко прерываемые

крупными кристаллами граната или везувиана. В участках сгущения полос

обычно увеличивается количество флюорита, который иногда целиком выпол-

няет промежутки между полосками магнетита.

Наиболее распространены и имеют важное значение протолитионит-магне-

титовые породы с хризобериллом. Эти породы нередко содержат также муско-

вит, турмалин, хлорит, сфен, альбит, калиевый полевой шпат.

Хризоберилл образует мелкие (0,05—0,01 мм и меньше), но часто встреча-

ющиеся выделения, обычно имеющие очертания, близкие к идиоморфным;

весьма характерны типичные для хризоберилла тройники; отмечаются ради-

ально-лучистые сростки в ассоциации с магнетитом. Сростки кристаллов и не-

правильных зерен нередко достигают 0,1 мм в поперечнике и 0,2—0,3 мм

в длину.

35S

Берриллиевая минерализация связана также с полевошпатовыми про-

жилками, образующими бедные линейные штокверки, располагающиеся в ле-

жачем боку скарново-магнетитовьгх рудных тел; наибольшее количество их

характерно для роговиков. Прожилки субширотного простирания под острыми

углами пересекают вмещающие породы, мощность их от 0,5 до 5—8 см. В их

составе преобладают калиевый полевой шпат и альбит, значительно развит

протолитионит, образующий оторочки вдоль зальбандов, обычными минера-

лами являются флюорит, эпидот, берилл, турмалин, кварц, топаз, кроме них

встречаются гранат, пирит, аксинит, бавенит, бертрандит, миларит, фенакит,

хризоберилл, скаполит, мусковит, везувиан, браннерит, амезит, Маргарит,

пренит. Наблюдается отчетливая пространственная зональность: по мере удале-

ния от гранитного массива в составе прожилков уменьшается количество поле-

вых шпатов, протолитионита, везувиана, граната, эпидота, аксинита и все

большую роль приобретают кварц, топаз, берилл.

В скарнах наблюдаются гнезда линзовидной формы, сложенные флюори-

том, калиевым полевым шпатом и эгирином, в них отмечаются бавенит, мила-

рит, магнетит, сфен.

МЕСТОРОЖДЕНИЯ КВАРЦ-МОЛИБДЕНИТ-

ВОЛЬФРАМИТ-БЕРИЛЛОВОЙ ФОРМАЦИИ

Месторождения молибденит-вольфрамит-берилловой формации, судя по ряду

признаков, являются одними из наиболее высокотемпературных среди место-

рождений бериллия и образуются главным образом в условиях средних, реже

малых глубин.

В соответствии с этим месторождения данной формации подразделяются

на две подформации: первую — гипабиссальную — малоглубинную (1,5—

2,5 км) среднетемпературную (300—200° С) и вторую — среднеглубинную (2—

3 км) средне-высокотемпературную (400—250° С). Первая подформация вклю-

чает большую группу мелких жильных месторождений и рудопроявлений.

Вторая подформация объединяет группу более значительных месторождений.

Месторождения молибденит-вольфрамит-берилловой формации отличаются

по сравнению с месторождениями других формаций исключительно большой

распространенностью. Они связаны с герцинскими, киммерийскими и альпий-

скими магматическими комплексами и известны почти во всех бериллиеносных

провинциях.

Для всех типов рассматриваемых месторождений характерна пространст-

венная и часто генетическая связь их с куполами гранитных массивов. Место-

рождения локализуются как непосредственно в куполах, так и в апикальных

частях гранитных массивов. К ним принадлежат месторождения Дальнего

Востока, Западной Сибири, месторождения Рудных гор, гранитный массив

Леслей во Франции, Блю-Тир и Лоде-Хил в Австралии, Циновец в ЧССР,

Лост-Ривер в Америке и многие другие. В породах кровли размещены месторо-

ждения Сибири, Аберфойл в Австралии, Пяотан в Китае и др.

Особенности формирования месторождений первой группы

—

пространствен-

ная и генетическая связь с гранитными массивами малых глубин, приуроченных

к сопряженным с крупными разломами тектоническим нарушениям, одноакт-

ные условия образования массивов без явлений дифференциации, бедность

рудоносного очага летучими и минерализаторами — обусловили небольшие

масштабы большинства месторождений.

Рудоносные интрузивы второй группы месторождений формировались

на средних глубинах и имеют сложное строение, обусловленное многофазным

359

внедрением гранитной магмы. Большинство массивов образовалось в три после-

довательные интрузивные фазы. В I фазу формировались диориты и гранодио-

риты, слагающие небольшие массивы. Массивы II фазы сложены среднезерни-

стыми лейкократовыми биотитовыми гранитами. В III фазу образовались лей-

кократовые граниты и гранит-порфиры, приближающиеся по составу к

ля-

скитам. Граниты III фазы образуют небольшие штоки, жилы, пологие залежи.

По составу граниты четко укладываются в ряд аляскит — известковистый

гранит (по Дэли), кристаллизация интрузивов завершается развитием ранне-

щелочной стадии предрудного метасоматоза (альбитизация, калишпатизация).

Рудоносные граниты отличаются повышенным содержанием молибдена, воль-

фрама, олова, бериллия, фтора, причем наиболее высокие содержания часто

характерны для гранитов III фазы.

Рудоносные интрузивы сопровождаются широкими ореолами контактово-

измененных пород, представленных внешней хлорит-биотитовой зоной мощ-

ностью до 1 км и внутренней — роговиковой биотитовой мощностью до 0,2—

0,7 км.

Наиболее богатые и заслуживающие внимания по масштабам оруденения

комплексные месторождения бериллия, вольфрама, олова и молибдена распо-

лагаются в надынтрузивной зоне. Для них характерно развитие серии дорудных

даек и наблюдается как вертикальная, так и горизонтальная зональность.

Вольфрамовая минерализация сменяется с глубиной вольфрам-бериллиевой,

затем вольфрам-бериллиево-молибденовой, еще глубже исчезает вольфрам,

сохраняется бериллий и увеличивается содержание молибдена. На месторо-

ждениях, где оруденение располагается в гранитных массивах, в некоторых

случаях наблюдается увеличение содержания бериллия с глубиной.

Своеобразным индикатором масштабов месторождения бериллия, как отме-

чалось ранее, является фтор.

В крупных комплексных касситерит-молибденит-вольфрамит-берилловых

месторождениях в основных рудах содержится

—10%

топаза и около 1—2%

флюорита, в средних и мелких месторождениях количество этих минералов

не превышает 1—2%.

Учитывая, что рассматриваемые месторождения широко освещены в суще-

ствующей литературе (Заболотная и др., 1961, 1962; Рундквист, 1971; Щерба,

1960,

1968) и частично затронуты в разделах «Месторождения олова» и «Место-

рождения вольфрама», в данном разделе мы ограничимся кратким описанием

одного из наиболее представительных молибденит-вольфрамит-берилловых

месторождений.

Молибденит-вольфрамит-берилловый тип месторождений

Рассматриваемое месторождение приурочено к полосе развития крупных

разломов зоны активизации области палеозойской складчатости, характеризу-

ющейся распространением каледонских и герцинских гранитов. Оно связано

с гранитами позднегерцинского тектоно-магматического цикла. Месторождение

сформировалось в экзо- и эндоконтактовой зоне гранитного массива, сложен-

ного ультракислыми лейкократовыми гранитами и залегающего на глубине

150—200 м под песчано-сланцевой толщей верхнего силура. Массив посторо-

генный, внедрение его происходило в узле пересечения разнонаправленных

нарушений и сопровождалось тектоническими подвижками, в результате кото-

рых были заложены рудоподводящие и рудовмещающие трещины. Граниты

в апикальной части массива интенсивно изменены — альбитизированы, грейзе-

360