Смирнов В.И. Рудные месторождения СССР. Том 3

Подождите немного. Документ загружается.

РЕДКОМЕТАЛЬНЫЕ (ЛИТИЙ-ФТОРИСТЫЕ) ГРАНИТЫ

И СВЯЗАННЫЕ С НИМИ ГРЕЙЗЕНЫ

Литиевая минерализация постоянно встречается в виде литийсодержащих

слюд в штоках или куполах танталоносных гранитов, обогащенных альбитом

и топазом («апограниты», по А. Беусу; литий-фтористые граниты, по В. Кова-

ленко и М. Кузьмину, 1971 г.), а также фиксируется в их экзоконтактах. Ха-

рактеристика месторождений этой группы дана при описании тантало-ниобие-

вых и бериллиевых месторождений. В тех случаях, когда эти граниты проры-

вают карбонатные породы, в зоне экзоконтакта возникают специфические

флюоритовые метасоматиты (апокарбонатные грейзены), содержащие литиевый

Маргарит (эфесит) и литийсодержащий мусковит. При переработке подобных

слюдисто-флюоритовых руд и получении флотационных флюоритовых концен-

тратов попутно извлекаются слюды, обогащенные редкими щелочами, в пер-

вую очередь литием.

МИНЕРАЛИЗОВАННЫЕ ВОДЫ

Вследствие легкой растворимости большинства солей лития в воде и малой его

сорбционной способности происходит накопление лития в рассолах озер и вы-

сыхающих водных бассейнов, минеральных источниках, нефтяных и термаль-

ных водах областей молодого вулканизма. Несмотря на низкие его содержания,

литий может быть успешно извлечен из этих вод. Литий в минерализованных

водах постоянно ассоциирует с элементами, характеризующимися высоким

коэффициентом водной миграции — бором, стронцием, рубидием, фтором,

а в нефтяных водах также бромом и иодом. Выделяются по крайней мере два

типа минерализованных вод, обогащенных литием, из которых в мировой прак-

тике для извлечения лития используется в настоящее время только первый тип.

Минерализованные воды (рассолы, рапа) соле-

но с н ы х отложений. Наибольшая концентрация лития наблюдается

в длительно развивающихся обширных солеродных континентальных бассей-

нах, в которых испарилось огромное количество воды и где их питание осущест-

вляется за счет подземных вод, содержащих повышенное количество лития.

По мере выпадения солей концентрация лития в рассолах увеличивается, дости-

гая иногда в рассолах Клейтон-Велли (хр. Силвер-Пик, штат Невада, США)

0,04%, а в районе Салара Атакама (Чили) 0,2%. В рапе высохшего оз. Серлс

(штат Калифорния, США) содержится 90 г/т лития и 4000 г/т бора. Это озеро

площадью 90 км

выполнено на глубину до 300 м выкристаллизовавшимися

солями. На глубине пористость соленосной толщи

25—45%,

при этом поры запол-

нены рапой, насыщенной NaCl, Na

и KC1, которая выкачивается из сква-

жин; из нее фосфатом кальция осаждается литий в форме двойного фосфата со-

става Li

NaP0

, содержащий

19—21%

0. К этому типу высокоминерализо-

ванных водоемов в СССР относятся многие озера КазССР (Бойко, 1966). В по-

следнее время высокие концентрации лития установлены в рассолах Мертвого

моря.

Минеральные подземные воды. Большие содержания

лития выявлены в существенно натриевых и натриево-кальциевых хлоридных,

хлоридно-гидрокарбонатных и гидрокарбонатных подземных водах высокой

минерализации. По данным С. Крайнева (1971), повышенные концентрации

катионогенных элементов (литий и др.) могут иметь место только в водах с низ-

кими (3—5) или, наоборот, с высокими (9—12) значениями рН. В этой связи

все минерализованные литийсодержащие воды можно разделить на две группы.

411

Кислые хлоридные натриевые и натриево-калыщевые воды, содержащие

до гг-10"

% лития, насыщенные сероводородом, метаном и азотом. Встречаются

воды в пластах трещиноватых пород, находящихся в условиях водообмена в пре-

делах глубоких закрытых горизонтов платформ и краевых прогибов платформ,

часто вблизи солеродных бассейнов. Некоторые исследователи рассматривают

их как метаморфизованную остаточную рапу солеродных бассейнов. В СССР

к подобного рода подземным водам относятся рассолы, выявленные в пределах

краевого прогиба Сибирской платформы (Бойко, 1966).

Щелочные гидрокарбонатные натриевые («содовые») или хлоридные гид-

рокарбонатные натриевые, характерные для многих районов развития моло-

дого магматизма и насыщенные обычно углекислотой, иногда сероводородом

и метаном. К ним относятся многие нефтяные воды и воды грязевых сопок.

Воды содержат тг-10"

, реже п-10~

% лития и обогащены бором, стронцием,

бромом. В СССР к ним относятся, например, многие минеральные источники

и нефтяные воды Кавказа.

В отдельную группу необходимо, по-видимому, выделять термальные воды

современных вулканических областей.

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ

Архангельская В. В., Гинзбург А. Л. О геотектонической позиции поясов редкометальных

пегматитов. — «Докл. АН СССР», 1976, № 2, с. 423—425.

Бойко Т. Ф. Редкие элементы в солях, соленосных отложениях и подземных водах. —

В кн.: Геохимия, минералогия и генетические типы месторождений редких элементов. Т. 3.

М., «Наука», 1966, с. 704—716, 779—799.

Гинзбург А. И. О некоторых особенностях сподуменовых месторождений. — «Разведка

недр», 1950, № 1, с. 5—13.

Гинзбург А. И. О некоторых группах гранитных пегматитов, образовавшихся в раз-

личных геологических условиях, и их оценка. — «Разведка недр», 1952, № 2, с. 6—16.

Гинзбург А. Я. Минералого-геохимическая характеристика натро-литиевых пегмати-

тов.

М., Изд-во АН СССР, 1955, с. 12—56. (Труды Минерал, музея АН СССР, вып. 7).

Гинзбург А. Я. Сподумен и процессы его изменения. М., Изд-во АН СССР, 1959,

с. 19—52. (Труды Минерал, музея АН СССР, вып. 9).

Гинзбург А. Я., Волженкова А. Я., Полкунов В. Ф. О некоторых особенностях пегма-

титов, залегающих в карбонатных породах. —- «Геология рудных месторождений», 1961,

№ 1, с. 52—60.

Гинзбург А. Я., Родионов Г. Г. О глубинах образования гранитных пегматитов. —

«Геология рудных месторождений», 1960, № 1, с. 46—54.

Гордиенко В. В. Минералогия, геохимия и генезис сподуменовых пегматитов. М.,

«Недра», 1970. 235 с.

Крайнов С, Р. Влияние кислотно-щелочных условий подземных вод на концентрацию

и миграцию в них редких элементов. — «Геохимия», 1971, № 11, с. 1332—1341.

Назарова А, С, Родионов Г. Г., Тимофеев Я. Я. Механизм образования пегматитов. —

«Геология месторождений редких элементов», 1960, вып. 7, с. 75—89.

Редкомешальные гранитоиды Монголии. М., «Наука», 1971. 236 с. Авт.: В. И. Кова-

ленко, М. И. Кузьмин, Л. П. Зоненшайн и др.

Россовский Л". Я., Шостацкий Л. Я. О типах поясов редкометальных пегматитов. —

«Геология рудных месторождений», 1971, № 1, с. 88—92.

Солодов Я. А. Внутреннее строение и геохимия редкометальных гранитных пегматитов.

М., Изд-во АН СССР, 1962. 233 с.

Солодов Я. Л. О генезисе сподумена в гранитных пегматитах. — В кн.: Новые данные

по геологии, геохимии и генезису пегматитов. М., «Наука», 1965, с. 305—319.

Солодов Я. А, Научные основы перспективной оценки редкометальных пегматитов.

М., «Наука», 1971. 290 с.

МЕСТОРОЖДЕНИЯ ЦЕЗИЯ

Мировая промышленность цезия базируется в основном на высококачественных

поллуцитовых рудах пегматитовых месторождения. Содержание окиси цезия

в самом минерале поллуците (Cs, Na)[AlSi

]-raH

0 варьирует в пределах

30—36%,

в штуфных рудоразборных концентратах оно не ниже 20%. Второ-

степенным источником получения цезия являются лепидолиты пегматитов, со-

держащие 1—2% Cs

0. В небольшом количестве цезий извлекается также

попутно при переработке некоторых сподуменовых и берилловых концентратов

из тех же месторождений, а также из различных слюдяных концентратов,

содержащих литий. В последнее время высокие концентрации цезия (до 6—

10%

0) выявлены в биотитах из экзоконтактовых зон пегматитов, обогащен-

ных цезием. Эти экзоконтактовые слюдитовые оторочки и зоны содержат на

массу биотитовой породы от 0,1 до 1—3% Cs

0 и также могут служить источни-

ком получения цезия (Гинзбург и др., 1972).

Все промышленные концентрации цезия фактически представлены только

одним типом месторождений — редкометальными пегматитами и сопровожда-

ющими их в некоторых случаях слюдитовыми зонами. Богатые поллуцитом пег-

матиты встречаются относительно редко. К ним относятся: самое крупное

в мире месторождение Берник-Лейк (Монтгари) в Канаде (Фельдман, Гинзбург,

1971),

месторождение Бикита в Родезии, Карибиб в Намибии. Запасы поллу-

цита в этих трех наиболее крупных месторождениях мира составляют 500 тыс. т

(Коган и др., 1971).

В связи с намечающимся широким использованием цезия, учитывая ред-

кость нахождения крупных месторождений поллуцитовых руд, делаются по-

пытки выявить новые сырьевые источники цезия. Повышенные концентрации

его установлены помимо пегматитов также в следующих типах месторожде-

ний, из которых цезий может извлекаться попутно с другими полезными

компонентами или которые могут служить потенциальными источниками

цезия.

Танталоносные литий-фтористые граниты и связанные с ними экзокон-

тактовые грейзены. Цезий в небольшом количестве (0,02—0,03% Gs

0) входит

в состав литиевых слюд, извлекаемых попутно с минералами тантала, а также

в состав слюд типичных грейзенов, в том числе апокарбонатных.

Грейзеновые месторождения апогипербазитового типа (бериллиенос-

ные слюдиты). Цезий входит в состав литийсодержащих флогопитовых слюди-

тов (0,04% Cs

0), содержащих берилл. При переработке этих слюдитов

с целью получения из них берилла попутно получаются флотационные флого-

питовые концентраты, из которых может быть извлечен цезий.

Полевошпатовые метасоматиты, обогащенные астрофиллитом. Цезий

входит в состав минералов группы астрофиллита (1—10% Cs

0), появляющихся

в зонах щелочного метасоматоза в массивах щелочных гранитов и сиенитов,

в зонах фенитизации вокруг этих массивов (Ставров, Портнов, 1965), а также

в пегматитах щелочных гранитов.

Вулканические водосодержащие стекла, состав которых близок к липа-

ритам, фельзитам и трахидацитам. Они содержат от 0,1 до 0,4% Cs

0 (Шатков,

413

Гущин, 1969) и до

10—13%

0; относятся к группе перлитов — пехштейнов.

По данным микрозондирования цезий равномерно распределен в стекле и вхо-

дит в его состав. Экспериментально Н. Петровой показано, что при обработке

стекол хлористым цезием при температуре 250° С и давлении 40 кгс/см

в их

состав может входить до 13—16'% Cs

0 (Вопросы генезиса..., 1973). При рае-

кристаллизации стекол цезий из них выносится. Наиболее обогащены цезием

вулканические стекла в пределах региональных тектонических зон, при этом

наблюдается прямая корреляция между содержанием в стеклах цезия и воды.

Поскольку в пределах этих зон цезием обогащены и граниты фундамента де-

прессий, выполненных цезийсодержащими вулканическими покровами, при-

ходится считать, что цезий эпигенетичен по отношению к стеклам и связан

с процессами их гидротермального изменения. Разработана простая технологи-

ческая схема извлечения цезия из стекол с использованием попутно получае-

мого стекла для хозяйственных целей (Вопросы генезиса..., 1973; Матиас,

Борисова, 1976).

Минерализованные воды, в частности термальные воды молодых вулка-

нических областей, так же как пластовые воды краевых прогибов платформ,

иногда обогащены цезием (Арсанова, 1974; Крайнов, 1970). Содержание цезия

в термальных водах достигает максимально 16 мг/л (Чили).

МЕСТОРОЖДЕНИЯ РЕДКОМЕТАЛЬНЫХ

ПОЛЛУЦИТСОДЕРЖАЩИХ ПЕГМАТИТОВ

Все поллуцитовые месторождения мира характеризуются весьма сходными

геологическими условиями нахождения и особенностями минерального состава.

Специфические черты этих месторождений сводятся к следующим.

Поллуцит встречается в пегматитах всех возрастов, но наиболее круп-

ные по запасам месторождения нижне-среднепротерозойские.

Самые крупные и промышленно-важные поллуцитсодержащие пегма-

титы размещаются в пределах геосинклинальных трогов (протогеосинклина-

лей) на древних щитах и локализуются среди массивов измененных основных

пород, степень метаморфизма которых соответствует кордиерит-амфиболитовой

фации, по Г. Винклеру.

Поллуцит появляется только в пегматитах, обогащенных литием, при

этом он выделяется на поздней стадии пегматитового процесса, ассоциируя

обычно с весьма характерным парагенезисом минералов, включающим лепидо-

лит, цветной (рубеллит, верделит, ахроит) и полихромный турмалин, амблиго-

нит, воробьевит, микролит и танталит, иногда петалит и эвкриптит. Специфи-

ческая особенность этой ассоциации — насыщенность ее летучими — фтором

и бором (Гинзбург, 1955; Гинзбург, Ставров, 1969).

Поллуцитсодержащие пегматиты располагаются только в отдельных

участках пегматитовых полей, наиболее интенсивно минерализованных. Поллу-

цит в них распределен обычно крайне неравномерно. Наиболее благоприятными

условиями для его локализации являются:

а) участки с пологим, почти горизонтальным залеганием, особенно если

появляются своеобразные антиклинальные перегибы. Таковы, например, усло-

вия концентрации поллуцита на месторождении Берник-Лейк (Канада). Наи-

более крупные месторождения поллуцита представлены пологопадающими

телами;

б) участки флексурообразных изгибов пегматитовых тел по простиранию

или падению, а также места слияния нескольких тел, где мощность пегматитов

414

резко возрастает и возникают линзовидные раздувы — своеобразные рудные

столбы (Садовский и др., 1970);

в) наиболее апикальные участки крутопадающих пегматитовых инъекций.

Таким образом, наиболее высокие концентрации цезия тяготеют к тем

участкам пегматитовых инъекций, где создаются условия для максимальной

аккумуляции летучих.

Крупные скопления поллуцита и сопровождающих его минералов

часто локализуются в центральных частях концентрически-зональных тел.

6. В телах, обогащенных полл^цитом, и сопутствующие ему минералы

(лепидолит, берилл, турмалин, микролит) значительно обогащены цезием.

При развитии в пегматитах поздней альбитизации поллуцит изменяется,

в нем повышается содержание натрия и воды, увеличивается количество аналь-

цимовой составляющей вплоть до перехода его в цезиевый анальцим, цезий при

этом из поллуцита выносится.

8. Цезиевая минерализация постоянно сопровождается танталовой. Все

поллуцитсодержащие тела и участки характеризуются высоким содержанием

тантала и резким превалированием тантала над ниобием.

9. При залегании поллуцитсодержащих пегматитов в амфиболитах в зонах

экзоконтакта фиксируются высокие (до нескольких процентов) концентрации

цезия, связанные с развитием по амфиболам вмещающих пород цезийсодержа-

щего биотита. В отдельных случаях вмещающие породы бывают более обога-

щены цезием, чем сами пегматиты, где наблюдаются только реликты поллуцита.

Эти экзоконтактовые оторочки вокруг пегматитов мощностью 1 м и более могут

представлять собой руду на цезий. По-видимому, в определенных условиях

(богатство остаточного расплава бором и фтором, крайне неспокойная тектони-

ческая обстановка формирования) возможен вынос цезия и на более раннем

этапе формирования пегматитов. В таких случаях повышенные содержания

цезия могут появляться не столько вокруг пегматитов, сколько в зонах повышен-

ной проницаемости, трещиноватости, отходящих от пегматитов (Овчинников

и др., 1976). В отдельных случаях амфиболиты вдоль таких зон вблизи пегма-

титов превращены в цезиеносные биотитовые слюдиты, постоянно содержащие

флюорит и турмалин. Содержание в таких зонах окиси цезия может превы-

шать 1 %.

Все поллуцитовые пегматиты размещаются либо в пределах фанерозой-

ских эвгеосинклиналей, либо в протерозойских геосинклинальных трогах

на древних щитах. Соответственно с этим ниже приводится характеристика

двух месторождений, располагающихся в различной геологической обстановке.

Поллуцитовые пегматиты

в пределах герцинской складчатой области

Пегматитовое поле располагается в типичной эвгеосинклинальной области

и приурочено к узкому прогибу кровли в гранитном массиве верхнепалеозой-

ского возраста, прорывающем флишоидную песчано-сланцевую толщу Д

— С

Сам массив ориентирован в северо-западном направлении согласно с общей

структурой района. Крупнозернистые порфировидные биотитовые граниты

в участках прогиба кровли массива изобилуют останцами вмещающих пород,

а также многочисленными мелкими ксенолитами, превращенными в типичные

гибридные породы. Эти останцы протягиваются в виде узких параллельных

и кулисообразно расположенных полос и к ним приурочена основная масса

415

пегматитов. В участках широкого развития мелких ксенолитов гибридных пород

граниты по составу приближаются к банатитам.

Пегматитовое поле слагается дайками двуслюдяных гранитов, гранит-

пегматитов, аплит-пегматитов, жилами пегматитов различных типов, начиная

от безрудных, слабо альбитизированных микроклиновых и кончая сподумен-

лепидолитовыми и петалит-сподумен-лепидолитовыми пегматитами с поллуци-

том. Жильные дериваты выполняют несколько разновозрастных систем трещин,

но господствующее развитие имеет

одна из них; к ней приурочены все

рудные тела. Трещины этой системы

изменяют свое простирание от северо-

западного на северо-восточное. Вы-

+ полняющие их пегматиты падают на

юго-запад и юго-восток под углами

20—70°, чаще всего 30—50°. На от-

дельных участках пегматитовые тела

приобретают субширотное простира-

^ ние, т. е. возникают флексурообраз-

ные изгибы, обусловленные соответ-

ствующим изменением простирания

останцов вмещающих пород. Таким

образом, структура пегматитового

+ поля оказывается отчасти унаследо-

ванной от структуры вмещающей

+ осадочно-метаморфической толщи.

Рис. 151. Раздув пегматита в месте на-

хождения ксенолита сланцев в пегматитах.

1 — пегматит; 2 — рудный пегматит; 3 — ксе-

нолит сланцев; 4 — гранит

В участках флексурообразных изгибов мощность пегматитов резко возра-

стает, в них появляется литиевая и цезиевая минерализация. В этой связи руд-

ными являются не все пегматиты поля, а только те из них, которые приурочены

к местам изгибов в простирании структур. Все подобные «рудные узлы» распо-

лагаются со стороны висячего бока этого широкого пегматитового поля. Обычно

оруденение появляется в местах изгибов тел по падению, при этом литиевая,

цезиевая и танталовая минерализация тяготеют к участкам наиболее пологого

падения.

Форма пегматитовых тел жильная, с отдельными раздувами и ветвлениями,

особенно на флангах. В среднем мощность пегматитов изменяется от 1 до 3 м,

но в местах раздувов нередко достигает 10—15 м. Контакты жил с гранитами

резкие. Часто в висячем боку пегматитов располагаются останцы вмещающих

пород (рис. 151). Граниты вблизи контакта с пегматитами изменены мало,

лишь несколько обогащены турмалином и апатитом.

Строение пегматитовых тел в местах раздувов концентрически-зональное.

У зальбандов проходит приконтактовая оторочка мощностью от 1 до 25 см,

сложенная среднезернистым олигоклаз-микроклиновым пегматитом, обогащен-

ным турмалином (шерлом), гранатом и апатитом. В некоторых участках она

отсутствует. На флангах, в местах уменьшения мощности жил, эта оторочка

развита более широко. За ней следует кварц-микроклиновая зона (0,2—1,5 м),

в пределах которой крупные выделения микроклина характеризуются неясно

416

выраженной графической структурой.

По

микроклину этой зоны нередко раз-

вивается кварц-мусковитовый комплекс, представленный агрегатом кварца

и мелкими пачками мусковита (1—5 см), расположенными веерообразно. «Струи»

кварц-мусковитового комплекса разбивают блоки микроклина

на

отдельные

небольшие участки,

в той или

иной степени замещенные альбитом.

Среди кварц-мусковитового агрегата постоянно встречаются гранат

(аль-

мандин-спессартин), темно-синий турмалин, берилл, апатит, трифилин.

Цен-

Рис.

152. Поллуцит в сподуменовом

пегматите (зарисовка Ю. Дымкова).

—

микроклин;

2 —

кварц;

3 —

сподумен;

—

альбит (клевеландит);

5 —

амблигонит;

—

лепидолит;

7 —

поллуцит;

8 —

лепидо-

лит

тральная часть пегматитовых

тел

сложена кварц-микроклиновой блоковой

зо-

ной,

которой появляются также отдельные кристаллы сподумена. Зона альби-

тизирована,

и от

первоначальных блоков микроклина нередко сохраняются

только небольшие реликты.

агрегатом среднезернистого пластинчатого

альбита тесно ассоциируют гранат, синий

зеленый турмалин, темно-зеленый

манганапатит, касситерит, пластинчатый колумбит, трифилин-литиофилит

др.

В местах раздувов

тел

появляется кварц-сподуменовая зона, состоящая

из неправильно расположенных

кварце кристаллов сподумена

желваков

монтебразита, которые пронизаны кварц-клевеландит-лепидолитовой ассоциа-

цией.

последней связаны поллуцит, розовый

зеленый турмалин, амблиго-

нит, воробьевит, многочисленные танталовые минералы (манганотанталит,

микролит, редко торолит, стибиотанталит).

отдельных жилах вместо крупных

кристаллов сподумена встречаются такие

же

большие

(до 1 м)

кристаллы пета-

лита, которые

во

многих участках нацело превращены

тонковолокнистый

агрегат сподумена

II и

кварца.

На

поздних гидротермальных стадиях развития

процесса

по

петалиту, турмалину

другим минералам развивается тонкозер-

нистый агрегат кукеита

кварца.

Поллуцит встречается

виде неправильных

по

форме гнезд, достигающих

1,8 м в

поперечнике.

Эти

гнезда занимают промежутки между выделениями

микроклина, сподумена, раннего кварца, амблигонита, петалита, замещают

и цементируют фрагменты

их

кристаллов (рис.

152)

вплоть

до

образования

псевдоморфоз

по

сподумену

петалиту (Дымков, 1953).

поллуците постоянно

наблюдаются прожилки различного состава. Особенно характерны прожилки,

состоящие

из

столбчатого агрегата позднего сподумена, расположенного пер-

пендикулярно стенкам прожилков

постоянно содержащего симплектитовые

вростки кварца (Гинзбург, Кононов, 1953). Характерно,

что эти

прожилки

14 Заказ

791

417

никогда^не выходят за пределы выделений поллуцита. Они возникают, по-

видимому, вследствие метасоматической усадки при замещении поллуцитом

кварца, микроклина и сподумена. Встречаются также кристаллы поллуцита,

выполняющие пустоты. Поллуцит замещается и пересекается прожилками

тонкочешуйчатого лепидолита, сахаровидного альбита и кварц-кукеитового

агрегата. Попутными компонентами в рудных телах являются тантало-нио-

баты и касситерит.

Поллуцитовые пегматиты в протерозойском

геоеинклинальном троге

среди кристаллического фундамента древнего щита

Другим примером поллуцитовых месторождений может служить пегматитовое

поле, залегающее в пределах узкого линейно-вытянутого геосинклинального

трога, простирающегося более чем на 150 км в северо-западном направлении,

с зоной глубинных разломов в основании. Геосинклинальный трог сложен

метаморфогенными осадочно-вулканогенными породами нижнего протерозоя,

суммарная мощность которых 1 км. Трог отделяется региональным разломом

от архейских олигоклазовых гнейсо-гранитов кристаллического фундамента.

Породы трогового комплекса превращены в разнообразные биотит-амфиболо-

вые,

биотит-плагиоклазовые и амфиболовые сланцы, среди которых широко

распространены пластовые тела амфиболитов, прослеживающиеся по простира-

нию на десятки километров при мощности в десятки и сотни метров. Эти амфи-

болиты и служат вмещающими для пегматитов породами. Материнские для пег-

матитов граниты в районе месторождения не обнажаются.

Пегматиты приурочены к системе трещин разрыва в амфиболитах и по отно-

шению к ним являются поперечно-секущими. Они отличаются сравнительно

небольшими размерами, при этом большая часть их не выходит на поверх-

ность. Располагаются пегматиты кулисообразно. Форма их весьма сложная,

характерны многочисленные раздувы, соединенные тонкими проводниками,

ступенчатые и коленообразные изгибы по простиранию и падению (рис. 153).

Падают тела полого под углами 10—30°. При этом протяженность их по паде-

нию часто значительно превышает длину тел по простиранию. В отдельных

участках пегматиты разбиты пострудными нарушениями, по которым они не-

значительно смещены.

Вмещающие амфиболиты вблизи пегматитов значительно изменены. В экзо-

контакте пегматитовых тел устанавливаются тонкие амфибол-турмалиновые

оторочки, зоны биотитизированных амфиболитов и ореолы (шириной до 2 м)

гольмквиститсодержащих амфиболитов. На больших расстояниях изменения

амфиболитов заметны мало, но выявляются геохимические ореолы с повышен-

ным содержанием лития.

Поллуцитовые пегматиты отличаются сложным минеральным составом,

значительным разнообразием парагенетических ассоциаций. Внутреннее строе-

ние тел не отличается постоянством. В местах раздувов характерно появление

четкой зональности, развитие различных структурных разновидностей пегма-

титов, локализация цезиевого оруденения. В пережимах преобладают пегма-

титы только гранитной и реже пегматоидной структуры. В зальбандах тел,

иногда в виде прерывистой оторочки шириной 0,5—1 м, развит аплитовидный

среднезернистый кварц-альбитовый пегматит, состоящий из сахаровидного

альбита, зерен кварца и редких кристаллов танталита, сподумена и берилла.

418

На глубоких горизонтах эта разновидность пегматита распространена широко

и в отдельных случаях слагает большую часть тела.

Кварц-альбитовые оторочки к центральным частям тел сменяются местами

альбитовыми зонами, в которых появляются небольшие блоки микроклина

(до 10%) и кристаллы сподумена, а иногда и гнезда кварц-сподуменового агре-

гата (10—15%). В участках зонального строения за альбитовыми разностями

располагается существенно микроклиновый или кварц-микроклиновый пег-

Рис.

153. Схема строения поллуцнтсодержащей пегматитовой жилы. По Я. Фейгину.

1 — биотит-амфиболовые сланцы; 2 — сланцеватые амфиболиты; 3—7 — пегматит: з — аплитовидный

кварц-альбитовый, 4 — микроклиновый блоковой структуры; 5 — то же, апографической структуры,

€ — кварц-сподуменовый и альбит-сиодуменовый, 7 — поллуцитовый

матит крупноблоковой или апографической структуры, в котором микроклин

всегда в той или иной степени, а иногда и почти полностью замещен альбитом,

при этом в агрегате альбита нередко сохраняются характерные для графиче-

ского или апографического пегматита вростки кварца. Помимо микроклина»

кварца, пластинчатого альбита в этой зоне часто встречаются сподумен, танта-

лит и берилл.

Наиболее сложная по минеральному составу поллуцитовая зона приуро-

чена к осевым частям раздувов или локализуется в виде прерывистых гнезд

в висячем боку тела. Иногда своеобразные апофизы этой зоны проникают в пег-

матит иного состава и как бы секут его. Пегматит подобного состава слагает

примерно 20% объема тел. Помимо поллуцита для него характерны альбит-

клевеландит, лепидолит, розовый сподумен, кварц, цветные турмалины, монте-

бразит, отмечаются также петалит, цезиевый берилл (воробьевит), литиофилит,

апатит, танталит, микролит, стибиотанталит, симпсонит, воджинит. Структуры

пегматита значительно варьируют: от мелко- и среднезернистых, нередко

флюидальных до блоковых.

Весьма типичны разнообразные структуры замещения. Строение зоны

полосчатое, часто участковое, характерны крупные обособления и гнезда

поллуцита, альбита, кварца. Поллуцит встречается как в виде мелких зерен

размером 0,2—0,3 см, так и в виде крупных обособлений до 1,5 м в попереч-

нике. Последние имеют неправильную форму и состоят из агрегатов мелких

14*

419

зерен. Нередко поллуцит образует тонкие прожилки. Цезий содержится также

в повышенных количествах в акцессорном берилле (2—4%), лепидолите (0,2—

2%),

мусковите (до 0,2%). Доля рассеянного цезия составляет до 15% от всей

его массы. Содержание цезия весьма изменчиво (коэффициент вариации 140—

170%).

Попутным компонентом в этих пегматитах является тантал.

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ

Арсанова Г. Я. Редкие щелочи в термальных водах вулканических областей. Новосибирск,

«Наука», 1974. 110 с.

Вопросы генезиса повышенных концентраций цезия в вулканических породах. — «Гео-

химия», 1973, № 9, с. 1344—1351. Авт.: Л. И. Лебедева, В. В. Матиас, Н. С. Михайлова,

Н. В. Петрова.

Гинзбург А. Я. Минералого-геохимическая характеристика литиевых пегматитов.

М., Изд-во АН СССР, 1955, с. 12—55. (Труды Минерал, музея АН СССР, вып. 7).

Гинзбург А. Я., Кононов О. В, О цезийсподумене. — «Докл. АН СССР», 1953, т. 91,

№ 5, с. 1203—1206.

Гинзбург А. Я., Ставров О, Д. К геохимии цезия. .— «Геохимия», 1969, № 4,

с. 396—402.

Гинзбург А. Я., Луговской Г. Я., Рябенко В. Е. Цезиевые слюдиты — новый тип ору-

денения. — «Разведка и охрана недр», 1972, № 7, с. 3—7.

^» Дымков Ю. М. Морфология выделений поллуцита и их генезис. М., Изд-во АН СССР,

1953,

с. 132—145. (Труды Минерал, музея АН СССР, вып. 5).

Коган Б. Я., Названова\В. А.,

Солодов

Я. А. Рубидий и цезий. М., «Наука», 1971. 335 с.

Крайнов С. Р. Особенности геохимии цезия в подземных водах различных глубинных

зон земной коры. — «Геохимия», 1970, № 8, с. 979—988.

Матиас В. В., Борисова Я. Я. О цезийсодержащих вулканических стеклах как аморф-

ных минералах переменного состава. — В кн.: Новое в минералогических исследованиях.

М„ ОНТИ ВИМС, 1976, с. 52—56.

Овчинников Л". Я., Кременецкий А, А., Скрябин В. Ю. Структурно-геохимический

анализ условий формирования околопегматитовых метасоматитов одного из месторождений

Сибири. — «Геология рудных месторождений», 1976, № 6, с. 44—58.

Садовский Ю. А., Филиппов В. А., Нарсеев В, А. Рудные столбы в телах редкометаль-

ных гранитных пегматитов. — «Зап. Всесоюз. минерал, о-ва», 1970, вып. 3, с. 294—304.

Ставров <9. Д., Портнов А. М. К геохимии цезия в щелочных породах. — «Геохимия»,

1965,

№ 3, с.

337—341.

Фельдман Л. Г., Гинзбург А. Я. Уникальное тантало-цезиевое месторождение Берник-

Лейк (Монтгари) в Канаде. — «Разведка и охрана недр», 1971, № 9, с. 61—64.

Шаткое Г. Л., Гущин Е. Я. О высоких содержаниях цезия в кислых вулканических

породах. — «Геохимия», 1969, № 12, с. 1510—1512.