Смирнов В.И. Рудные месторождения СССР. Том 3

Подождите немного. Документ загружается.

мена II (2—5%), берилла II, колумбит-танталита II и касситерита Ifv.B этом

позднем сподуменсодержащем кварц-альбитовом агрегате можно наблюдать

фрагменты крупных кристаллов более раннего сподумена I и реликты кварца

блоковых зон. Участки развития аплитоподобного кварц-альбитового агрегата

содержат значительно меньше окиси лития, нежели микроклин-кварц-споду-

меновый пегматит. Поэтому широкое развитие поздней альбитизации снижает

содержание окиси лития в рудных телах. В то же время вокруг таких тел

в амфиболитах широко развит гольмквистит, что свидетельствует о выносе

лития во вмещающие породы.

Пегматитовые тела линзо- и трубообразной формы, залегающие в массив-

ных ортоамфиболитах, располагаются в гипсометрически наиболее высоких

участках месторождения и отличаются иным внутренним строением. Они

характеризуются концентрической зональностью, появлением в осевой части

мелко- и крупноблокового кварц-сподуменового агрегата и наличием крупных

гнезд поллуцита, амблигонита, лепидолита, кристаллов зеленого, розового

и полихромного турмалина, а также танталита.

В пределах рудного поля наблюдается неясно выраженная вертикальная

зональность. В апикальных участках появляется цезиевое оруденение и нака-

пливаются минералы, наиболее обогащенные фтором (лепидолит, амблигонит).

Далее на глубину пегматиты не изменяют свой состав и содержаний окиси ли-

тия.

На больших глубинах постоянно увеличивается роль мелкозернистого

кварц-альбитового агрегата, в связи с чем несколько понижается содержание

окиси лития. Самые глубокие участки месторождения представлены пегмати-

тами кварц-альбитового состава, хотя некоторые из них и содержат еще про-

мышленное количество сподумена.

Месторождение рассмотренного типа может служить примером литиевых

месторождений, тесно связанных с региональными тектоническими зонами;

оно характеризуется сравнительно равномерным распределением литиевого

оруденения (коэффициент вариации порядка 70%) и значительной выдержан-

ностью всей жильной зоны по простиранию и падению, несмотря на сложность

форм и строения отдельных рудных тел.

Сподуменовые пегматиты в толще переслаивания амфиболитов,

амфиболовых и слюдистых сланцев в пределах

древней складчатой области в краевой части платформы

Месторождение этого типа локализуется в пределах узкого протяженного гра-

бена — геосинклинального трога, в краевой части платформы. Поле пегмати-

тов располагается в непосредственной близости от регионального разлома,

отделяющего среднепротерозойские породы грабена от более древних нижне-

протерозойских и архейских гнейсов. Разлом прослеживается в виде широкой

зоны милонитизации и имеет крутое падение внутрь грабена. Вмещающие

породы среднего протерозоя представлены тремя свитами, различающимися

по составу, строению, степени метаморфизма и мощности. Пегматиты локализу-

ются в пределах средней свиты, состоящей из переслаивающихся биотитовых,

мусковитовых, амфибол-биотитовых сланцев и плагиогнейсов с пачками и лин-

зами амфиболитов, амфиболовых сланцев и телами метадиабазов (рис. 147).

Подстилающая продуктивную свиту толща пород сложена двуслюдяными,

мусковитовыми, андалузит-биотитовыми сланцами и плагиогнейсами, метамор-

физованными в условиях амфиболитовой фации. Породы, непосредственно

401

Рис .> 147 .^Схематическое геологическое строение поля редкометальных пегматитов в толще

переслаивания амфиболитов, амфиболовых и слюдистых сланцев (составлена по материалам

И. Полетаева и др.).

1—3—средний протерозой: 1—верхняя свита—филитовидные углисто-биотитовые, амфиболовые и песчани-

стые сланцы, 2 — средняя свита — переслаивание биотитовых, андалузит-мусковитовых, амфибол-биотито-

вых сланцев и плагиогнейсов с линзами амфиболитов, амфиболовых сланцев и телами метадиабазов, а —

нижняя свита — серицитовые, серицит-хлоритовые, андалузит-биотитовые сланцы; 4 — архей-биотито-

вые, биотит-амфиболовые гнейсы, гранито-гнейсы, мигматиты; 5 — дайки долеритов и диабазов; 6 — средне-

протерозойские гранодиориты, биотитовые граниты; 7 — пегматиты; 8 — зоны дробления и нарушения

вмещающие пегматиты, характеризуются несколько меньшей степенью мета-

морфизма, соответствующей верхам амфиболитовой фации. «Верхняя» свита,

представленная углистыми филлитами с пластами известняков и карбонатных

сланцев, по степени метаморфизма принадлежит к зеленое л анцевой фации.

Метаморфическая толща образует моноклинальную структуру северо-западного

простирания с юго-западным падением пород под углами 45—60°.

В южной части поле пегматитов ограничивается выходом крупного грани-

тоидного плутона, краевая часть которого сложена гранодиоритами, тонали-

тами и кварцевыми диоритами. В экзоконтакте массива находятся дайки

гранитов, пересекаемые редкометальными пегматитами. Все эти гранитоиды

представляют I фазу сложного магматического комплекса. Граниты II фазы,

с которыми связывают пегматиты, в пределах поля не обнаружены; возможно

наличие слепого массива таких гранитов в северо-западной части площади.

Пегматитовое поле линейно вытянуто и прослежено на несколько километ-

ров (см. рис. 147). Простирание тел совпадает с направлением регионального

разлома и сопряженных с ним нарушений. Наиболее крупное из них предста-

влено зоной дробления, протягивающейся через все поле и разделяющей его

на два блока — восточный и западный. В западном блоке находятся одиноч-

ные тела плитообразной и четковидной формы, а также жильные зоны, пред-

ставленные серией сближенных тел. Выделить отдельные выдержанные пегма-

титовые тела в пределах жильных зон практически невозможно.

Различают два типа жильных зон:

1) скопления сближенных четковидных, линзо- и плитообразных тел,

часто соединяющихся или, наоборот, разветвляющихся по простиранию и паде-

нию.

При выклинивании тел образуются характерные структуры «конского

хвоста». Эти тела и серии залегают согласно или косо секут слоистость вмеща-

ющих пород. Пегматиты этого типа обычно располагаются в слюдистых, реже

амфиболовых сланцах; 2) серии сближенных коротких поперечных тел типа

лестничных жил в массивных ортоамфиболитах.

Вмещающие породы в экзоконтакте пегматитовых тел и иногда вдоль зон

нарушений интенсивно изменены. Широко развиты, особенно в амфиболовых

породах, процессы биотитизации, гольмквиститизации, турмалинизации. Мощ-

ность зон изменения 12—15 м, при этом полосы амфиболовых пород, разделя-

ющие сближенные пегматитовые тела, часто бывают нацело превращены

в биотитовые слюдиты, отличающиеся высоким содержанием цезия, входящего

в состав биотита.

Пегматиты поля характеризуются в основном микроклин-сподумен-альби-

товым составом. В восточном блоке в них возрастает содержание альбита.

В этих участках иногда появляются тела микроклин-альбитового и существенно

альбитового состава, в которых сподумен имеет подчиненное значение, но за-

метно повышается содержание танталовых минералов и встречается поллуцит.

Неспокойная тектоническая обстановка, обусловленная близостью круп-

ного регионального разлома и неоднократными подвижками по оперяющим

нарушениям в процессе формирования самих пегматитов, привела к возникно-

вению специфических структурно-текстурных разностей пегматитов и к край-

нему непостоянству их внутреннего строения. Широко распространены мелко-

зернистые аплитовидные агрегаты кварц-микроклин-сподумен-альбитового со-

става, сочетающиеся с крупнокристаллическими разностями и типичными

структурами замещения.

Наиболее высокие концентрации лития связаны с пегматитами микроклин-

сподумен-альбитового состава западного блока. Среди них выделяются тела

403

различного внутреннего строения: 1) мелкозернистые пегматиты массивной

текстуры; 2) пегматиты полосчатой текстуры, обусловленной чередованием

мелкозернистых, средне- или крупнозернистых разностей; 3) пегматиты средне-

и крупнокристаллические.

Мелкозернистые пегматиты имеют гипидиоморфнозернистую структуру

и состоят из микроклина (15—20%), сподумена (15—25%), кварца (20—25%)

и альбита (30—35%); характерные второстепенные минералы: мусковит, чер-

ный турмалин, берилл, гранат, апатит, монтебразит, колумбит-танталит,

касситерит. Текстура их массивная, иногда наблюдается слабо выраженная

полосчатость, обусловленная появлением цепочек порфиробластов микроклина

размером 1—3 см. В эндоконтактах этих тел развиты узкие кварц-мускови-

товые оторочки.

Для данного поля весьма характерны пегматиты полосчатой текстуры,

в которых полосы мелкозернистого агрегата протягиваются параллельно кон-

тактам и чередуются с полосами средне- и крупнокристаллического пегматита

директивной структуры. Даже в небольших полосках шириной 2—3 см кри-

сталлы сподумена и микроклина ориентированы примерно перпендикулярно

направлению полосчатости. Нередко эти идиоморфные кристаллы вдаются

в мелкозернистый агрегат. Состав полос пегматита директивной структуры

следующий (в %): микроклин 25—35, кварц 20—25, сподумен 20—30, альбит

15—20,

мусковит

1,5—4,

турмалин, апатит, монтебразит, берилл, касситерит,

иногда гранат.

Расположение полос разной структуры неодинаковое. В некоторых телах

мелкозернистый пегматит вытягивается вдоль зальбандов, а осевые зоны сло-

жены мелко- или среднекристаллическим кварц-сподумен-микроклиновым пег-

матитом, содержащим подчиненное количество альбита. Иногда мелкозерни-

стый пегматит слагает осевые зоны, а ближе к контактам располагаются средне-

кристаллические разности. Более широко распространены тела, в которых

наблюдается частое чередование полос мелкозернистого и среднекристалличе-

ского сложения. Ширина полос изменяется от нескольких сантиметров до 0,5—

0,6 м. В отдельных случаях полосы среднекристаллического пегматита распо-

лагаются диагонально или перпендикулярно по отношению к контактам, обра-

зуя характерную сетчатую текстуру.

Некоторые тела западного и большинство жил восточного блока сложены

средне- или крупнокристаллическим кварц-сподумен-микроклиновым неравно-

мерно альбитизированным пегматитом. Строение тел неоднородное. Вдоль

зальбандов развиты кварц-мусковитовые оторочки и зоны существенно альби-

тового состава. Средне- и крупнокристаллический пегматит директивной струк-

туры, в основном слагающий тела, включает участки и гнезда мелкокристал-

лических разностей. Проявление альбитизации придает отдельным участкам

этих пегматитов участково-полосчатый, пятнистый или ячеистый облик. Невы-

держан и их минеральный состав. Кварц-сподумен-микроклиновые пегматиты

с небольшим содержанием альбита сменяются микроклин-альбитовыми или

кварц-альбитовыми, в которых сподумен имеет подчиненное значение (до 10%).

В пегматитах восточного блока возрастает количество микроклина, альбита,

появляются поллуцит, цветные турмалины (индиголит, верделит), рубидиевый

мусковит, изредка лепидолит, увеличивается содержание тантало-ниобиевых

минералов. Последние, как и поллуцит, особенно характерны в телах, приуро-

ченных к амфиболовым породам в юго-восточной части поля.

Литий в основном фиксируется в сподумене (90%). Частично он связан

с монтебразитом-амблигонитом, лепидолитом, турмалином, мусковитом. Споду-

404

мен в пегматитах представлен несколькими генерациями. В мелкозернистых

разностях он образует весьма небольшие (1—5 мм) прозрачные короткопризма-

тические кристаллы, содержащие 7—7,5% Ы

0. В средне- и крупнокристалли-

ческих пегматитах характерны непрозрачные призматические кристаллы раз-

мером от 2—3 до 25—30 см белого, светло-серого или желтовато-белого цвета,

содержащие обычно 6—7% Li

0. В участках интенсивной альбитизации неко-

торые кристаллы сподумена замещены агрегатом альбита и мусковита (цимато-

лит).

Около зон нарушений по сподумену развивается онкозин.

Несмотря на изменение текстурных особенностей пегматитов, их состава,

содержание сподумена, особенно в западном блоке поля, относительно равно-

мерное. Коэффициент вариации не превышает 70% .

Сподуменовые пегматиты в габбро-анортозитах,

приуроченные к узкому геосинклинальному трогу

в кристаллическом фундаменте древнего щита

Примером месторождений подобного рода может служить поле сподуменовых

пегматитов, приуроченное к узкому (шириной от 1 до 10 км) нижнепротерозой-

скому геосинклиналыюму трогу среди архейских гнейсо-гранитов. Этот трог

заложился на месте тектонического шва в фундаменте и выполнен вулкано-

генно-осадочными породами, метаморфизованными в условиях ставролит-

кианитовой субфации метаморфизма и превращенными в биотитовые, гранат-

биотитовые, ставролит-кианит-гранат-биотитовые и амфибол-биотитовые гнейсы.

Породы простираются в северо-западном направлении, смяты в крутые линей-

ные складки и прорваны различными по составу нижнепротерозойскими интру-

зивными породами. Наиболее ранние из них представлены трещинными телами

габбро-анортозитов протяженностью до 5 км, внедренными вдоль разлома,

по которому архейские гнейсо-граниты граничат с метаморфическими породами

нижнепротерозойской толщи. Рассматриваемое поле сподуменовых пегматитов

приурочено к висячему боку одного из подобных массивов габбро-анортозитов

и не выходит за его пределы.

Интрузивы, с которыми можно связывать месторождение, располагаются

в пределах той же полосы нижнепротерозойских пород в 10 км от площади

развития сподуменовых пегматитов. Это небольшие (3 X 1,5 км

) тела турма-

лин-мусковитовых гранитов с многочисленными апофизами, переходящими

в пегматиты. Абсолютный их возраст, определенный калий-аргоновым мето-

дом, 2400 млн. лет, возраст редкометальных пегматитов, согласно данным руби-

дий-стронциевого метода (по слюдам и микроклину), 2300—2200 млн. лет (Гор-

диенко, 1970).

Вмещающие породы представлены измененными основными породами,

первичный состав которых варьирует от габбро до анортозитов. Они амфиболи-

зированы и в отдельных участках превращены в габбро-амфиболиты и амфибо-

литы. Габбро-анортозиты имеют ту же северо-западную линейную ориенти-

ровку, что и гнейсы нижнего протерозоя.

Рудное поле линейно вытянуто согласно с простиранием массива основных

пород и протягивается на несколько километров, имея ширину 200—600 м

(рис.

148). Пегматиты выполняют систему сколовых трещин, субпараллельных

господствующему направлению структур, но секущих по падению полосча-

тость габбро-анортозитов. Пегматитовые тела группируются в две параллель-

ные зоны, отстоящие друг от друга на 100—200 м. Каждая зона состоит из

405

серии сближенных тел, которые в отдельных участках сливаются вместе, а в дру-

гих разветвляются. На северо-западном фланге перед выклиниванием тел

происходит их расщепление на отдельные ветви с образованием структуры типа

«конского хвоста». Падение всех тел юго-западное, под углом порядка 50°.

Пострудная тектоника проявилась в образовании крутых (70—85°) поперечных

трещин разрыва, выполненных дайками диабазов, а также серии сбросов.

По простиранию пегматитовые тела образуют в центральной части место-

рождения незначительный флексуроподобный изгиб, в пределах которого мощ-

ности пегматитовых тел наибольшие.

Щ ^Зоны пегматитовых тел прослежены бурением на глубину. Рудные тела

в целом выдержаны по падению; намечается только тенденция к сближению

и слиянию параллельных ветвей при сохранении их мощности. Заметное умень-

шение мощностей происходит лишь на глубоких горизонтах.

Форма тел плитообразная, резкие раздувы и пережимы отсутствуют.

Отдельные тела протягиваются без перерыва на значительное расстояние,

изменяя свою мощность от 1—2 до 20 м. Наиболее характерная морфологиче-

ская особенность пегматитов — их ветвление, особенно на флангах, появление

серии сближенных тел, в отдельных участках сливающихся вместе с образова-

нием при этом мощных тел. Контакты с габбро-анортозитами резкие.

Габбро-анортозиты вблизи пегматитов рассланцованы и изменены. Ореол

изменения достигает вокруг пегматитов 1,5—5 м. В пределах этого ореола на-

блюдается деанортитизация плагиоклазов, широкое распространение гольм-

квистита, цоизита и эпидота. Непосредственно вблизи экзоконтакта интенсивно

развиваются биотитизация и турмалинизация, при этом часто возникает ото-

рочка биотит-турмалиновых пород мощностью 2—5 см. Содержание окиси

лития в зонах экзоконтакта обычно достигает нескольких десятых долей про-

цента. На северо-восточном контакте массива габбро-анортозитов с олигокла-

406

Рис.

148. Схема геологического строения месторож-

дения сподуменовых пегматитов, залегающих в габбро-

анортозитах. По С. Эвенчик.

1 — архейские гнейсо-граниты;

2—6

—

нижнепротерозойские

образования: 2

—

горизонт конгломератов, з

—

габбро-анор-

тозиты, 4 — амфиболиты, 5

—

тальк-хлоритовые сланцы, 6 —

пегматиты; 7

—

дайки диабазов; 8

—

тектонические нарушения

зовыми гнеисо-гранитами архея параллельно полосе сподуменовых пегматитов

проходит тектоническая зона мощностью 50—100 м, в пределах которой основ-

ные породы нацело переработаны, изменены и превращены в кварц-хлоритовые

сланцы, переслаивающиеся с гольмквиститовыми сланцами. За счет появления

в них гольмквистита содержание окиси лития в таких гидротермально изменен-

ных породах в отдельных участках достигает 0,5%; в них также наблюдаются

повышенные содержания цезия.

Рис. 149. Схема внутреннего строения

тела сподуменовых пегматитов.

1 — габбро-анортозиты; 2 — измененные

габбро-анортозиты с биотитом и гольмкви-

ститом; з — биотитовая оторочка; 4 — мел-

козернистый кварц-альбитовый пегматит;

5 — среднезернистый кварц-альбитовый пег-

матит; 6 — кристаллы сподумена; 7 — блоки

микроклина; 8 — сахаровидный альбит

Внутреннее строение пегматитов отличается значительным постоянством

и отсутствием четко выраженной концентрической зональности. В то же время

в них намечается некоторая тенденция к зональности (рис. 149).

Пегматит во всех зонах содержит альбит, мусковит, водяно-прозрачный

берилл, манганапатит, спессартин, минералы групп колумбит-танталита,

трифилин-литиофилита и многочисленные продукты изменения последних.

Во всех пегматитовых телах развит мелкозернистый кварц-альбитовый 'агрегат,

содержащий мельчайшие кристаллы сподумена II (поздний сподуменсодержа-

щий «аплит»), который пронизывает все тела, проникает по границам между

зернами и блоками ранних минералов, образует в них прожилки. Особенно

интенсивно он развивается по периферии тел, там, где аплитовидная и средне-

зернистая зона сменяются сподуменовым пегматитом директивной структуры.

Основная масса рудных тел месторождения сложена сподуменовым пегма-

титом директивной структуры, обрамленным по периферии небольшими сущест-

венно кварц-альбитовыми зонами. На флангах и на глубине, в участках выкли-

нивания тел, мощность зоны сподуменового пегматита уменьшается, иногда

зона вообще исчезает. В этих участках пегматиты почти полностью слагаются

среднезернистым кварц-альбитовым агрегатом, включающим редкие кристаллы

сподумена.

Главный рудный минерал

—-

сподумен двух генераций. Примерно 5—7%

окиси лития от общего его количества, заключенного в пегматитах, связано

с фосфатами лития — трифилином, литиофилитом и амблигонитом, в неболь-

шом количестве с гольмквиститом и мусковитом. Содержание окиси лития в пег-

матитах весьма равномерное, коэффициент вариации не превышает 50—55%.

Высокие содержания лития прослеживаются на всем протяжении тел и только

на самых флангах, в участках выклинивания тел, а также в эндоконтактных

зонах содержание снижается до 0,3—0,5%.

407

Сподуменовые пегматиты

в карбонатных породах

в краевых частях срединных

массивов

Примером месторождений подоб-

ного рода может служить поле

сподуменовых пегматитов, распо-

лагающееся в краевой части древ-

него срединного массива, на стыке

его с областью нижнепалеозой-

ской складчатости. Консолидиро-

ванный срединный массив пред-

ставляет собой крупный синклино-

рий, выполненный протерозой-

скими и синийскими отложениями.

Пегматитовые поля локализуются

в структурах, наложенных на этот

массив, и пересекают под углом

докембрийские складчатые обра-

зования.

Район -месторождения сложен

метаморфизованной флишоидной

толщей верхнего протерозоя,

представленной кристаллическими

известняками, кварцитами и пес-

чанистыми известняками. Кри-

сталлические известняки в ядре

антиклинального изгиба подверг-

лись деформации. Мощность их

резко увеличилась по сравнению

с другими породами и горизонтами

тех же известняков в крыльях

складки (рис. 150).

Пликативные структуры раз-

биты многочисленными текто-

ническими нарушениями. К до-

пегматитовому периоду отно-

сится образование субширотных

Рис.

150. Схема геологического строе-

ния месторождения сподуменовых пег-

матитов, залегающего в кристалличе-

ских известняках. По И. Тимофееву.

1 — известняки мелкозернистые в переслаи-

вании с известняками, содержащими примесь

кварца; 2 — песчанистые известняки; 3 —

известняки с пропластками кварцитов; 4 —

мелкозернистые известняки; 5

—

среднезерни-

стые известняки; 6 — пегматиты; 7 — зоны

дробления, рассланцевания и брекчий; 8 —

условный индекс стратиграфических гори-

зонтов

408

и субмеридиональных зон рассланцевания и брекчий

со

смещением по ним склад-

чатых структур и внедрение даек диоритов. Складчатые структуры нарушены

также северо-восточным разломом, особенно значительно проявленным к се-

веро-западу от пегматитового поля. С движениями по этому разлому сопряжено»

дополнительное сжатие сформировавшихся ранее складчатых структур, раз-

витие трещин отслаивания, особенно в блоке, зажатом между двумя субширот-

ными нарушениями — одним проходящим через среднюю часть площади место-

рождения, другим, расположенным южнее, за его пределами.

Вдоль крупных разломов в нижнем палеозое происходило внедрение

гранитных массивов, а субпараллельные нарушения и полости отслаивания

были выполнены пегматитами. С пострудными подвижками связаны явления

будинажа и дробления пегматитовых тел, подновление и развитие новых зон

рассланцевания, внедрение даек диабазовых порфиритов и лампрофиров. Среди

интрузивов выделяются порфировидные биотитовые граниты (I фаза), мелко-

и среднезернистые биотитовые граниты (II фаза), мелко- и среднезернистые

двуслюдяные жильные граниты (III фаза). Пегматиты теснейшим образом свя-

заны с породами II фазы. Граниты, материнские для пегматитов, обнажаются

на площади около 3 км

. В непосредственной близости от массива (0,6—1,2 км)^

развиты безрудные мусковит-плагиоклазовые пегматиты, с удалением на 1,2—

1,5 км появляются сподуменовые пегматиты.

Поле сподуменовых пегматитов представляет собой вытянутую зону асим-

метричного строения, расширяющуюся в южной части и сужающуюся к северу.

Пегматиты образуют серии субпараллельных, нередко кулисообразных тел,

выполняющих полости отслоения. Мощность тел изменяется от нескольких

до десятков метров. По падению эта зона полностью не прослежена, и ее вер-

тикальный параметр, по-видимому, близок к протяженности поля. В южной

части зона образует дугообразный изгиб в соответствии с изгибом вмещающих

пород. В этих участках резко увеличивается насыщенность всей зоны пегмати-

тами, а также их мощность. Нередко трудно выделить отдельное рудное тела

из серии сближенных, часто соединяющихся пегматитов, разделенных незначи-

тельными (0,2—1 м) пропластками вмещающих пород. Коэффициент насыщен-

ности всей зоны пегматитами 0,3—0,4. В участках выклинивания зоны пегма-

титы постепенно уменьшаются в мощности, вплоть до полного исчезновения.

Пегматитовые тела характеризуются плитообразной формой. Иногда они

осложнены раздувами, пережимами, часто разветвляются на большое число

мелких тел. В целом они выдержаны по простиранию и падению. Менее распро-

странены пегматиты сложной формы, для которых типичны раздувы, пере-

жимы, коленообразные изгибы, небольшая протяженность (несколько десятков

метров) и резко меняющаяся мощность. Эти тела не образуют жильных зон

и чаще всего встречаются в ядре антиклинальной складки, где широко развиты

кристаллические известняки, смятые в более сложные складки высшего по-

рядка.

Основная масса пегматитов залегает согласно с вмещающими породами или

под острым углом сечет их слоистость.

Экзоконтактовые изменения карбонатных пород вокруг пегматитов весьма

специфичны и в целом незначительны по сравнению с изменениями, происходя-

щими в случае залегания их в амфиболитах или габбро-анортозитах. Битуминоз-

ные известняки вблизи контактов с пегматитами осветлены и перекристаллизо-

ваны. На самом контакте образуется тонкая (3—10 см) прерывистая оторочка

флюорита, вслед за которой появляется Маргарит в ассоциации с кальцитом

и кварцем, иногда возникает бериллийсодержащий цоизит. Приконтактовые

409*

зоны пегматитов нередко обогащены графитом. В участках пересечения пегма-

титами песчанистых пород или даек диоритовых порфиритов проявляются

весьма интенсивные экзоконтактовые изменения — образуются литийсодержа-

щий биотит, гольмквистит, плагиоклаз замещается цоизитом и эпидотом

(Гинзбург и др., 1961).

Пегматиты характеризуются слабо выраженной зональностью. Во многих

из них в эндоконтакте развита узкая оторочка сподуменсодержащего пегматита

гранитной структуры. К осевой части постепенно увеличивается количество

кристаллов сподумена без значительного возрастания размеров окружающего

его кварц-полевошпатового агрегата. Кристаллы сподумена ориентированы

грубо перпендикулярно зальбандам и придают пегматиту директивную струк-

туру. Иногда в осевых частях мощных тел и особенно в участках коленообраз-

ных изгибов пегматитов сложной формы появляются зоны блоковой структуры.

Некоторые тела имеют асимметричное или симметрично-зональное строе-

ние,

обусловленное развитием зон пегматита мелкозернистой, директивной

и блоковой структуры. Однако чаще преобладает пегматит только одной дирек-

тивной или мелкозернистой структуры. Нередко в пегматитах широко развит

более поздний мелко- или среднезернистый кварц-плагиоклазовый агрегат,

содержащий в большом количестве (10—35%) сподумен II. Кристаллы его

образуют необычный для сподумена агрегат спутанно-шестоватой структуры.

Пегматит этой разновидности образует как бы полосы и прожилки в более ран-

нем сподуменовом пегматите, проходящие параллельно зальбандам, что при-

дает многим телам характерную полосчатость.

Основные структурные разновидности сподуменовых пегматитов несмотря

на сходство минерального состава, различаются по соотношению минералов

и ряду других особенностей. В мелкозернистых зонах преобладает (до 60%)

плагиоклаз № 23, кварц (25%) и сподумен (около 10%). Значительная часть

плагиоклаза этих зон во многих жилах замещена микроклином. Пегматит

директивной структуры сложен плагиоклазом (50%), кварцем (25%), сподуме-

ном (20%) и микроклином (5—10%). Зоны блокового пегматита состоят из

микроклина (35—40%), кварца (50—60%) и сподумена (3—5%). В пегматите

спутанно-шестоватой структуры также преобладает плагиоклаз (до 50%),

однако представлен он альбит-олигоклазом (№ 14—16), характерен кварц

(10—20%),

содержание сподумена обычно высокое — 10—35%.

Характерной особенностью минерального состава пегматитов, залегающих

в карбонатных породах, является образование вместо альбита плагиоклаза,

незначительное проявление альбитизации и широкое развитие метасоматической

микроклинизации. Типичными акцессорными минералами являются: графит,

флюорит, кальцит, гранат, касситерит, циртолит, сульфиды. Характерно незна-

, чительное развитие мусковита и турмалина, отсутствие фосфатов, появление

вместо типичного для сподуменовых пегматитов берилла — гельвина, вместо

обычного колумбит-танталита — микролита и фергюсонита. Пегматиты, рас-

полагающиеся в известняках, отличаются высоким содержанием окиси лития

и весьма выдержанным его распределением. Коэффициент вариации содержа-

ний 44—45%, он снижается до 20—22% при исключении тел, располагающихся

на периферии поля.

Основным концентратором лития в пегматитах является сподумен двух

генераций. Незначительные изменения сподумена проявились в связи с разви-

тием по нему вторичных глинистых минералов. Количество окиси лития, рас-

сеянной в породообразующих минералах, невелико и не превышает 7%.

410