Смирнов В.И. Рудные месторождения СССР. Том 3

Подождите немного. Документ загружается.

Участок месторождения сложен верхнемеловыми эффузивами, которы

перекрыты вулканогенными образованиями палеоцен-эоценового возраста

прорваны экструзивными телами липаритов и андезитов. Разрез верхнемеловых

эффузивов начинается горизонтом андезитовых порфиритов и их туфолав,

перекрытых лапиллиевыми и псефитовыми туфами липаритовых порфиров,

содержащих обломки осадочных пород; выше залегают игнимбриты липари-

товых порфиров с маломощными линзовидными прослоями псефитовых туфов

того же состава. Туфы располагаются почти горизонтально. На верхнемеловых

эффузивах залегают кислые вулканогенные образования, представленные

игнимбритами и туфами липаритов палеоцен-эоценового возраста, относя-

щимися к липаритовому и игнимбрит-гранитному вулкано-плутоническому

комплексам.

Верхнемеловые эффузивы прорваны экструзивными телами, некками

и дайками дат-палеоценовых андезитов и палеоцен-эоценовых липаритов,

переходящих в покровные образования. В результате широко проявленных

гидротермальных изменений липариты превращены в серицит-кварцевые

метасоматиты. На эти породы наложены более поздние гидротермальные про-

цессы, которые привели к образованию рудоносного штокверка, расположен-

ного в 300—500 м от экструзива. Структура месторождения определяется

двумя системами сбросо-сдвиговых нарушений субширотного и близмеридио-

нального направлений, которые возникли еще до палеогена, вызвали внедре-

ние экструзивных тел и даек липаритов палеоцен-эоценового возраста и обра-

зование рудоносного штокверка на пересечении отмеченных разрывных нару-

шений (рис. 143).

Рудный штокверк изометричной формы находится среди игнимбритов

липаритов позднемелового возраста. В пределах штокверка выделяются зоны

кварц-адуляр-флюорит-бертрандитового состава протяженностью сотни метров

при мощности первые десятки метров, а также многочисленные непротяженные

жилы и прожилки того же состава. Единичные адуляр-флюорит-кварцевые

прожилки с бертрандитом встречаются за пределами штокверка, в липаритах

субвулканического типа палеоцен-эоценового возраста. Наиболее протяженное

разрывное нарушение северо-западного направления вмещает последовательно

дайку диоритовых порфиров и зону флюорит-берриллиевой минерализации.

В составе руд преобладают кварц и адуляр, в незначительных количе-

ствах присутствуют флюорит, бертрандит, кальцит, серицит, цеолиты (стиль-

бит),

гипергенные — лимонит, окислы марганца, каолинит, галлуазит.

На месторождении выделяет два типа руд: 1) бертрандит-адуляр-флюорит-

кварцевый; 2) флюорит-кварцевый с бертрандитом.

Для руд обоих типов отмечаются гребенчатые, метаколлоидные, тонко-

пластинчатые текстуры, друзовые колломорфные и сферолитовые микротек-

стуры кварца.

Главный бериллиевый минерал бертрандит, ассоциирующий с адуляром,

кварцем II и флюоритом I, представлен мелкими кристаллами таблитчатой,

реже удлиненно-призматической формы размером 0,01—0,05 мм, очень редко

до 0,2—0,5 мм; обычно находится в виде единичных кристалликов или микро-

скопических прожилков длиной до 1,5—2 мм. Иногда скопления бертрандита

окружают выделения флюорита или образуют цепочки кристаллов вдоль

пластинчатых выделений кварца, флюорита и адуляра, развивающихся по каль-

циту.

Бертрандит-флюорит-адуляр-кварцевая минеральная ассоциация образо-

валась во вторую стадию минерализации. Ей предшествовало образование

391

варца и пластинчатого кальцита первой стадии минерализации. Минералы

второй стадии замещают кальцит с образованием пластинчатых псевдо-

морфоз кварца, флюорита, адуляра, что определяет пластинчато-ячеистую

текстуру руд.

В третью стадию минерализации сформировалась ассоциация, предста-

вленная флюоритом второй генерации, поздним кварцем и цеолитами. Верти-

Рис.

143. Схема геологического строения кварц-адуляр-бертрандитового месторождения*

i — дайки диоритовых порфиров; 2 — экструзивные тела, некки и дайки липаритов и их кластолав; з —

зоны адуляр-флюорит-кварцевой минерализации с бертрандитом; 4 — метасоматиты серицит-хлорит-квар-

цевые с лимонитом и серицит-кварцевые с прожилками и гнездами флюорита; 5 — окварцевание; в — се-

рицитизация; 7 — пиритизация; 8 — кристаллокластические псаммитовые туфы липаритов; 9 — витро-

кластические туфы липаритов, обсидианы; 10 — игнимбриты липаритовых порфиров; и — псаммитовые

витрокристаллокластические туфы липаритовых порфиров; 12 — лапиллиевые витрокристаллокластиче-

ские туфы липаритовых порфиров; 13 — андезитовые порфириты и их туфолавы; 14 — липариты сферолито-

вые и флюидальные; 15 — кластолавы липаритов; 16 — разрывные нарушения

392

кальная зональность на доступном для изучения интервале распространенв

оруденения на глубину около 250 м не наблюдается.

Бериллий распределен в рудах крайне неравномерно, содержание его

изменяется от сотых до 0,6%, преобладают сотые доли процента. Флюорита

содержится 10—30%, в среднем 3—5%. Часто содержания бериллия и флюо-

рита коррелируются. Постоянно отмечается присутствие лития (0,01—0,5%),

свинца (до 0,1%), цинка (до 0,06%), молибдена и ниобия (до 0,01%), иттрия

{до 0,03%) и элементов иттриевой группы (0,1%).

Месторождение генетически связано с породами липарит-гранитной вул-

кано-плутонической ассоциации палеоцен-эоценового возраста, сформирован-

ной в условиях субвулканической фации глубинности и при низких темпера-

турах. Глубина образования оруденения, учитывая мощность вулканогенных

пород, перекрывающих рудовмещающие игнимбриты липаритовых порфиров, со-

ставляет 0,6—0,7 км. Температура формирования по данным гомогенизации

200—150° С. Низкотемпературный характер минерализации определяется так-

же присутствием адуляра — типоморфного минерала субвулканической фации

глубинности, а также широким развитием друзовой, крустификационной,

колломорфной текстур руд.

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ

Бертрандит-фенакитовые месторождения — новый тип бериллиевого сырья. — «Геология

месторождений редких элементов», 1965, вып. 27. 164 с. Авт.: А. И. Гинзбург, Н. П. Забо-

лотная, И. И. Куприянова и др.

Беус Л. А. Геохимия бериллия и генетические типы бериллиевых месторождений.

М., Изд-во АН СССР, 1960. 329 с.

Генетические особенности флюорит-фенакит-бертрандитового оруденения. — «Раз-

ведка и охрана недр», 1969, № 1, с. 3—10. Авт.: А. И. Гинзбург, Н. П. Заболотная,

М. И. Новикова, В. И. Гальченко.

Говоров И. Н. Редкометальные грейзены в карбонатных породах. — В кн.: Геохимия,

минералогия и генетические типы месторождений редких элементов. Т. 3. М., «Наука»,

1966,

с. 156—184.

Заболотная Я. Я., Новикова М. Я., Шацкая В. Т. Поисковые критерии пневматолито-

гидротермальных месторождений бериллия. «Геология месторождений редких элементов»,

1961,

вып. 14, с. 97—105.

Заболотная Я. Я., Новикова М. Я., Шацкая В. Т. Вольфрам-молибден-олово-берил-

лиевые месторождения и условия их образования. — «Геология месторождений редких

элементов», 1962, вып. 18. 96 с.

Заболотная Я. Я., Новикова М. Я., Мауришнин Е. С. Бериллиевая минерализация

зон окварцевания в молодых эффузивах. — «Разведка и охрана недр», 1972, № 1, с. 3—9.

Об особенностях проявления грейзенизации в породах различного состава. — «Геоло-

гия рудных месторождений», 1966, № 5, с. 12—30. Авт.: И. И. Куприянова, Н. П. Заболот-

ная,

М. И. Новикова, В. Т. Шацкая.

Рундквист Д. В. Грейзеновые месторождения (онтогенез и филогенез). М., «Недра»,

1971.

313 с.

Слюдисто-флюорит-берилловые месторождения — важный тип бериллиевого сырья. —

«Геология месторождений редких элементов», 1967, вып. 33. 187 с. Авт.: Н. П. Заболотная,

И. И. Куприянова, М. И. Новикова и др.

Щеглов А. Д. Металлогения областей автономной активизации. Л., «Недра», 1968.

180 с.

Щеглов А. Д. Металлогения срединных массивов. Л., «Недра», 1971. 136 с.

Щерба Г. Я. Формирование редкометальных месторождений Центрального Казах-

стана. Алма-Ата, Изд-во АН КазССР, 1960, с. 3—71, 232—357.

Щерба Г. Я. Грейзеновые месторождения. — В кн.: Генезис эндогенных рудных место-

рождений. М., «Недра», 1968, с. 378—440.

МЕСТОРОЖДЕНИЯ ЛИТИЯ

ОБЩИЕ СВЕДЕНИЯ

Основными сырьевыми источниками лития являются гранитные пегматиты»

содержащие литиевые минералы — сподумен, иногда петалит, лепидолит,

реже амблигонит и эвкриптит, а также рассолы озер (рапа) и подземные воды.

Совместно с рубидием и цезием литий может извлекаться и в небольшом коли-

честве извлекался из литиевых слюд, попутно добываемых из массивов танта-

лоносных литий-фтористых гранитов и связанных с ними различных грейзенов.

Примерно 75—80% всей мировой добычи лития приходится на гранитные

пегматиты и 20—25% — на минерализованные воды — рассолы.

ГРАНИТНЫЕ ПЕГМАТИТЫ

Ведущий класс промышленных месторождений лития представлен редкоме-

т&льными пегматитами, выделенными А. Ферсманом в особый натро-литие-

вый тип.

Месторождения литиевых пегматитов характеризуется следующими осо-

бенностями.

Месторождения литиевых пегматитов образуются на протяжении всей

геологической истории — от нижнего протерозоя до кайнозоя.

По геологическому положению пегматитовые поля с литиевой минера,

лизацией могут быть разделены на две группы (Гинзбург, 1952; Россовский-

Шостацкий, 1971; Архангельская, Гинзбург, 1976):

а) поля, располагающиеся в типичных складчатых областях — фанеро-

зойских эвгеосинклиналях. Размещение их контролируется прежде всего

положением и морфологией гранизных интрузивов, с которыми они обычно

пространственно связаны;

б) поля, приуроченные к узким шовным прогибам на древних щитах,

платформах и срединных массивах — протогеосинклиналям, геосинклиналь-

ным трогам, грабен-синклиналям, проходящим часто по краям наиболее древ-

них жестких массивов, вдоль границ разновозрастных древних структур,

которые могут неоднократно активизироваться в более позднее время. Разме-

щение подобных полей контролируется крупными дизъюнктивными нару-

шениями, ограничивающими эти структуры. Связь пегматитовых полей с гра-

нитными интрузивами не явная и выражается в том, что как граниты, так

и пегматиты локализуются в пределах одних и тех же тектонических структур.

Пегматиты первой группы представлены чаще всего жильными телами с раз-

дувами или линзами и характеризуются четко выраженной концентрической

зональностью с размещением литиевой минерализации в осевых частях тел.

Пегматиты второй группы обычно линейно вытянуты, протягиваются на многие

сотни метров и километры, характеризуются равномерным распределением

литиевого оруденения.

Породы, вмещающие литиевые пегматиты, всегда метаморфизованы;

степень их метаморфизма соответствует кордиерит-амфиболитовом фации ре-

394

тонального термодинамометаморфизма, по Г. Винклеру, и фации роговс

обманковых роговиков контактного метаморфизма. Эти породы обычно пред-

ставлены андалузитовыми, кордиеритовыми, антофиллитовыми и амфиболовыми

сланцами, мраморами, орто- и параамфиболитами. Степень их метаморфизма

свидетельствует о формировании их в условиях глубин порядка

3,5—8

км.

Месторождения залегают на некотором удалении (до 2 км) от гранит-

ных массивов, которые могут считаться для них материнскими. В ряде райо-

нов однозначно установить связь этих пегматитов с гранитами не удается.

Литиевые месторождения представлены совокупностью пегматитовых

тел,

образующих либо отдельное пегматитовое поле, либо же, что бывает

значительно чаще, часть крупного поля, сложенного преимущественно безруд-

ными пегматитами. В последнем случае в пределах поля наблюдается определен-

ная горизонтальная зональность.

6. Минеральный состав всех важнейших литиевых пегматитов близок.

Породообразующие минералы: кварц, альбит, микроклин, сподумен или пе-

талит.

По соотношению основных породообразующих минералов среди литиевых

пегматитов могут быть выделены микроклин-сподумен-альбитовые и микро-

клин-петалит-альбитовые. Последние также обычно содержат сподумен, раз-

вивающийся совместно с кварцем по петалиту. В зависимости от развития

процессов альбитизации количество альбита в микроклин-сподумен-альбито-

вых пегматитах изменяется от 25 до 35%, а микроклина — от 10 до 25%, в связи

с чем их называют интенсивно альбитизированными микроклин-сподумено-

выми (Гинзбург, 1955), альбит-сподуменовыми (Солодов, 1962, 1965, 1971)

или просто сподуменовыми пегматитами. Содержание сподумена в таких место-

рождениях обычно

18—23%.

Если учесть, что содержание окиси лития в спо-

думене 6—7,5%, то в таких пегматитах содержится

1—1,5%

0. Попутными

компонентами в них являются колумбит-танталит, берилл, касситерит, ^иногда

в отдельных локальных участках появляется поллуцит.

Микроклин-петалит-альбитовые пегматиты, в отличие от микроклин-

сподумен-альбитовых, представлены обычно пологопадающими телами и ха-

рактеризуются большим разнообразием минерального состава. В них в боль-

ших количествах концентрируются тантал, цезий, рубидий, в связи с чем

они привлекают к себе внимание в первую очередь как танталовые и цезиевые

месторождения (см. разделы «Месторождения тантала и ниобия», «Месторожде-

ния цезия»), литиевые минералы — петалит, сподумен, лепидолит, монтебра-

зит, эвкриптит как менее ценные большей частью извлекаются попутно при

разработке их на тантал.

Вокруг литиевых пегматитов, особенно при залегании их в основных

породах и биотитовых сланцах, развиваются мощные ореолы редких щелочей —

лития, рубидия и цезия, входящих в состав биотита и роговой обманки (голь-

мквистит).

Наиболее важны в практическом отношении выделяющиеся своими за-

пасами и содержаниями лития сподуменовые пегматиты, приуроченные к регио-

нальным тектоническим зонам. Они представлены серией разветвляющихся,

выдержанных по простиранию и падению пластообразных тел, протягива-

ющихся нередко на несколько километров. Отдельные крупные линзо- или

штокообразные пегматиты характеризуются появлением иногда гигантских

кристаллов сподумена (в СССР — до 7—8 м длины; в США в хр. Блэк-Хиллс

были обнаружены кристаллы до 15 м в длину). Такие месторождения являются

хорошими объектами для получения штуфных рудоразборных концентратов

395

При рассмотрении литиевых пегматитовых месторождений следует учи-

тывать, что сподумен легко изменяется при развитии поздних гидротермаль-

ных процессов, переходя в различные альбит-слюдистые (циматолит) или

слюдистые агрегаты, что вызывает резкое понижение содержания в нем окиси

лития. В условиях развития кор выветривания сподумен точно так же пере-

ходит в глинистые минералы, что отрицательно отражается на качестве ли-

тиевых руд (Гинзбург, 1950, 1955, 1959).

Сподуменовые пегматиты в андалузитовых сланцах

в пределах герцинской складчатой области

Весьма своеобразны штоки сподуменовых пегматитов, детально закартиро-

ванные В. Эвентовым, располагающиеся среди сланцевых толщ девона —

карбона, прорванных крупным батолитом герцинских гранитов. Пегматиты

находятся на крыле синклинальной складки в зоне экзоконтакта гранитного

интрузива, на расстоянии 0,5 км от него. Вмещающие породы — кварц-слю-

дистые андалузитовые сланцы, сильно гофрированные; простирание их суб-

широтное, падение крутое. В отдельных участках наблюдается волнистая

изогнутость в их простирании. К этим участкам изогнутости и приурочены

небольшие тела пегматитов, залегающие согласно с вмещающими породами.

Среди этих тел выделяются два параллельно расположенных штока, из которых

первый несколько вытянут и имеет форму, близкую к овальной. Контакты

штоков пегматитов резкие, волнистые, несмотря на их извилистые контуры

они всюду остаются согласными, конформными со сланцеватостью (рис. 144).

Падение штоков крутое.

Внутреннее строение штоков сложное. Вдоль контакта только в отдель-

ных участках прослеживается небольшая оторочка аплитовидного пегматита

мощностью от нескольких десятков сантиметров до 1 м. Основная масса тел

(60—70%) сложена кварц-альбит-сподуменовым пегматитом, содержащим ги-

гантские удлиненные кристаллы сподумена. Средний размер их 1—1,5 м в длину

при ширине пластинок 0,2—0,4 м. В отдельных участках длина кристаллов

достигает 7 м. Большинство кристаллов вытянуто в одном направлении, при-

мерно перпендикулярно длинной оси овального выхода штока. В другом штоке,

имеющем более неправильную изометричную форму, наблюдается та же единая

вытянутость кристаллов сподумена, но наряду с этим отмечается и тенденция

к ориентировке отдельных удлиненных кристаллов перпендикулярно контак-

там тел.

Кристаллы сподумена располагаются в кварце, при этом среди крупно-

кристаллического кварц-сподуменового агрегата встречаются блоки чистого

кварца размером 2 X 2 м и более, а также блоки микроклин-пертита вели-

чиной до 10 X 2,5 м. В штоке, не содержащем блоков микроклина, появляются

крупные выделения амблигонита. Кварц-сподуменовая зона альбитизирована,

причем наряду со среднетаблитчатым альбитом присутствует клевеландит,

иногда с реликтами микроклина.

В отдельных участках альбитизация развивается весьма интенсивно:

возникают гнезда клевеландита, среди которого встречаются выделения белого-

щелочного берилла, трифилина и колумбита. Сподумен вблизи таких гнезд

обычно изменен и превращен в шелковистый альбит-слюдистый агрегат —

циматолит. В других участках среди альбитиэированного кварц-сподумено-

вого агрегата появляются различных размеров неправильные по форме гнезда

396

кварц-слюдистого агрегата (грейзена) с чешуйками зеленого мусковита раз-

мером до 1 см и крупными кристаллами бипирамидального касситерита.

В центральной части пегматитового тела располагается зона мелкозерни-.

стого кварц-альбитового агрегата, содержащего мельчайшие выделения спо-

думена II (размером до 3 мм), амблигонита II, колумбит-танталита. Этот мелко-

зернистый агрегат, состоящий на 90—95% из сахаровидного альбита и кварца,

имеет резкие контакты с крупнозернистым пегматитом, пронизывает его,

Рис. 144. Внутреннее строение штока сподуменовых пегматитов.

1 — кварц-слюдистые сланцы; 2 — аплитовидная оторочка; з — микроклин; 4 — сподумен; 5 — кварц;

6 — участки интенсивно альбитиэированного пегматита; 7 — грейзен с касситеритом; 8 — крупнозернистый

кварц-клевеландитовый агрегат с колумбитом и бериллом; 9 — альбитизированный кварц-сподуме! оный

пегматит

цементирует, корродирует и замещает фрагменты кварц-сподуменового пегма-

тита. Гигантские кристаллы сподумена I оказываются разобщенными на

отдельные части, которые нередко смещены одна по отношению к дру-

гой и целиком заключены в сахаровидном агрегате альбита, кварца и спо-

думена II.

397

Сподуменовые пегматиты среди амфиболитов

в пределах древних складчатых областей

в краевой части платформы

В качестве примера подобных месторождений можно привести поле сподуме-

новых пегматитов, приуроченное

верхнепротерозойскому комплексу мета-

морфических пород

краевой части платформы. Месторождение представлено

серией пегматитовых

тел,

которые залегают среди амфиболитов, зажатых

в виде узкой полосы между двумя регио-

нальными разломами северо-западного

простирания

(рис. 145).

Этими разломами

весь район месторождения разделяется

на

три

структурных блока: западный,

сложенный нижнепротерозойскими гней-

сами

милонитами, центральный пред-

ставленный амфиболовыми сланцами

амфиболитами нижних частей разреза

верхнего протерозоя,

восточный, сло-

женный пачками кристаллических изве-

стняков, тонкопереслаивающихся хлорито-

углистых

биотитовых сланцев, конгло-

мератов и гравелитов верхнего протерозоя.

Сподуменовые пегматиты встречаются

только среди толщи амфиболитов цент-

рального блока

тяготеют

тектони-

ческим зонам, органичивающим этот блок.

Западный разлом протягивается прямоли-

нейно,

восточный

районе месторож-

дения дугообразно изогнут.

связи

с этим ширина полосы амфиболовых пород,

зажатой между разломами, изменяется

от десятков метров

на

северо-западном

фланге

до 1,5 км в

месте максимального

изгиба восточного разлома.

Материнские породы образуют мас-

сив биотитовых гранитов площадью

Рис.

145. Схема геологического строения поля

сподуменовых пегматитов, залегающего в амфибо-

литах. По И. Тимофееву.

1 — нижнепротерозойские гнейсы

милониты;

2 —

мас-

сивные ортоамфиболиты;

з —

сланцеватые амфиболиты

и амфиболовые сланцы;

4 —

перемежающиеся пачки

кристаллических известняков, хлорито-углистых

био-

титовых сланцев, конгломератов

гравелитов верхнего

протерозоя;

5 —

сподуменовые пегматиты;

б —

разрыв-

ные нарушения

16 км

, обнажающийся

пределах того

же

центрального структурного блока,

2 км к

юго-востоку

от

месторождения.

От

него отходит крупное поле плаги-

оклаз-микроклиновых пегматитов, сменяющихся далее

северо-западу

спо-

думеновыми. Возраст гранитов

пегматитов верхнепротерозойский —

1700 млн.

лет

(при

разбросе цифр

от 900 до

1800 млн.

лет).

398

Вмещающими породами являются моноклинально залегающие амфибо-

ловые сланцы, амфиболовые кварциты и сланцеватые параамфиболиты. Среди

сланцеватых амфиболитов появляются крупные линзообразные тела массив-

ных ортоамфиболитов и маломощные метаморфизованные дайки порфиро-

бластовых биотитовых ортогнейсов. Моноклинальное залегание метаморфи-

ческих пород осложнено широкими и плавными волнистыми изгибами.

Поле сподуменовых пегматитов вытянуто в северо-западном направлении,

согласно с простиранием вмещающих пород, и протягивается на несколько

километров. Общий интервал по вертикали, на протяжении которого изучено

рудное поле, достигает сотен метров. Сподуменовые пегматиты протягиваются

далее книзу, но до выклинивания на глубину они не прослежены. Рудное поле

представлено большим количеством сближенных субпараллельных ветвящихся

крутопадающих пегматитовых тел, вытянутых в одном направлении и образу-

ющих единую жильную зону. При выклинивании одних тел на их продолжении

появляются другие.

Морфология пегматитовых тел большей частью сложная; форма их зависит

от того, в каких породах они залегают. Среди сланцеватых амфиболитов это

протяженные ветвящиеся тела, на отдельных участках приближающиеся

к плитообразным, но усложненные плавными раздувами и пережимами, а также

многочисленными апофизами. С глубиной наблюдается расщепление тел по па-

дению на отдельные ветви и апофизы, постепенное уменьшение мощностей

этих ветвей, дальнейшее их разветвление и частичное выклинивание. В то же

время появляются новые слепые параллельные кулисообразно расположенные

тела. При соединении ветвей возникают мощные раздувы линзовидной формы

с большим количеством ксенолитов вмещающих пород в виде параллельных

удлиненных полос, ориентированных по простиранию тел.

Для некоторых пегматитов, залегающих в сланцеватых и массивных

амфиболитах, характерны коленообразные изгибы; в таких местах пегматиты

становятся поперечно-секущими, при этом мощность их резко возрастает.

Некоторые пегматиты, расположенные в массивных ортоамфиболитах, имеют

небольшую протяженность, большую мощность и по форме приближаются к лин-

зообразным и крутопадающим трубообразным телам. Располагаются они

обычно вкрест простирания пород.

Сложная форма пегматитовых тел, наличие коленообразных изгибов

и уступов, появление наряду с согласными плитообразными ветвящимися

телами коротких поперечно-секущих линз свидетельствует о том, что пегмати-

товые расплавы одновременно выполняли две сопряженные системы трещин,

из которых одна проходила вдоль сланцеватости, а вторая, имеющая подчинен-

ное значение, поперек к ней. Пегматиты пересекаются поздними плитообраз-

ными дайками диабазов. Внутреннее строение пегматитовых тел сложное

и отличается частой сменой различных структур. Первичное внутреннее строение

тел в значительной степени замаскировано более поздними процессами пере-

работки крупнокристаллического сподуменового пегматита в аплитоподобный

агрегат, состоящий в основном из сахаровидного альбита (65—80%) и кварца

(в среднем 15%). Кроме того, строение тел осложнено появлением в них боль-

шого количества ксенолитов вмещающих пород, которые нацело замещены

сахаровидным кварц-альбитовым агрегатом (Назарова и др., 1960).

Пегматит вблизи контакта среднезернистый, кварц-олигоклазового состава,

иногда с микроклином, шерлом, бериллом, спессартином и апатитом. На самом

контакте с амфиболовыми породами постоянно наблюдается оторочка конусо-

видных кристаллов черного турмалина (шерла), ориентированных примерно

399

перпендикулярно зальбандам тел. Такая же оторочка появляется вокруг

останцов амфиболитов, причем в тех случаях, когда они нацело переработаны

последующими процессами замещения, эта турмалиновая оторочка сохраняется,

фиксируя контуры «исчезнувших» ксенолитов (рис. 146). Поскольку послед-

ние представлены фрагментами сланцеватых амфиболитов, ориентированными

по простиранию пегматитовых тел, то при наличии большого количества пере-

работанных ксенолитов пегматит приобретает полосчатое строение.

Амфиболиты у самого кон-

такта с пегматитами биотитизиро-

ваны и нередко превращены в био-

титовый слюдит, в котором

листочки биотита сохраняют ори-

ентировку сланцеватости амфибо-

лита. За оторочкой слюдита в ам-

фиболите развиваются гольмкви-

стит и цоизит. Степень изменения

амфиболитов в зонах экзоконтакта

зависит главным образом от интен-

сивности развития в пегматитах

Рис. 146. Схема строения тела споду-

менового пегматита (поперечный раз-

рез).

1 — сланцевый амфиболит; 2 — среднезерни-

стый пегматит; 3 — крупнокристаллический

кварц-сподумен-микроклиновый пегматит; 4 —

полосы и прожилки сахаровидного альбита;

5 — оторочки турмалина; 6 — ксенолиты вме-

щающих амфиболитов

кварц-альбитового замещаюшего комплекса. В случае, когда он проявлен

вблизи зальбанда, контакты пегматитов становятся фестончатыми, нечеткими

(«размытыми») и наблюдается постепенный переход пегматита в турмалин-

биотит-гольмквиститовую породу.

Основная масса рудных тел сложена пегматоидным или мелкоблоковым

кварц-микроклин-сподуменовым пегматитом с размером выделений сподумена

10—20 см. В отдельных участках, обычно ближе к осевой части тел, особенно

в местах их раздувов, наблюдаются крупные обособленные блоки микроклин-

пертита или кварца размером более 1 м; здесь же появляются и неравномерно

распределенные крупные кристаллы сподумена. Эта первичная структура

пегматита повсеместно затушевана более поздними процессами замещения.

Зерна и выделения кварц-микроклин-сподуменового пегматита пронизаны

мелко- и среднезернистым кварц-турмалин-альбитовым агрегатом. Обращает

внимание почти полное отсутствие мусковита в пегматитах, залегающих среди

амфиболитов.

Кварц-мусковитовый комплекс, обычно так широко представленный в пег-

матитах, здесь практически не проявлен, но место мусковита в нем занимает

черный турмалин. В результате по блокам микроклина развивается кварц-

турмалиновый или кварц-турмалин-альбитовый агрегат, с которым ассоции-

руют белый берилл, колумбит-танталит, касситерит, трифилин-литиофилит.

Пегматит гранитной, мелко- и крупноблоковой структуры, замещенный

кварц-турмалин-альбитовым агрегатом, сильно раздроблен, сцементирован

и замещен аплитовидным агрегатом, состоящим из мельчайших, обычно вы-

тянутых в одном направлении лейст сахаровидного альбита, кварца, споду-

400