Методическое пособие для специальности 020302 «геофизика» Казань 2008 Печатается по решению кафедры

для специальности 020302 «геофизика»

Печатается по решению кафедры

региональной геологии и полезных ископаемых

Протокол №­­_1_____от «18»_сентября 2008 г.

Составители

канд. геол.-мин. наук, доцент О.Б.Кузнецов, канд. геол.-мин. наук, доцент Л.М.Ситдикова

Научный редактор: доктор геол.-мин. наук, зав. кафедрой региональной геологии и полезных ископаемых Р.Р.Хасанов

Магматогенная серия месторождений полезных ископаемых.

Часть I I I. Магматическая группа / Сост. О.Б.Кузнецов. Л.М.Ситдикова. - Казань, 2008.-17 с.

Курс «Геология месторождений полезных ископаемых» знакомит с геологическим строением месторождений различных генетических типов: карбонатитов, пегматитов и альбитит-грейзеновой группы. Главное внимание в методическом пособии уделено обособленной группе эндогенных месторождений в связи со специфическими геологическими условиями их образования. Такие типы месторождений локализованы на платформах и имеют различный геологический возраст, и представлены несколькими разновидностями.

Освещены вопросы стадийного характера минералообразования карбонатитов и гипотезы магматического, гидротермального механизмов их образования.

Для пегматитовых месторождений представлены следующие типы: простые пегматиты, перекристаллизованные пегматиты, метасоматически замещенные пегматиты, охарактеризовано их зональное строение и связанные с ними полезные ископаемые.

Альбититовые и грейзеновые месторождения объединяет общность их происхождения, локализация и источник рудообразующих веществ. В альбититах различного генезиса неодинаков состав полезных ископаемых. Для грейзенов охарактеризовано зональное строение и специфический набор парагенезисов минералов и фаций.

Оглавление	Стр.
Карбонатитовые месторождения	4
Пегматитовые месторождения	7
Альбититовые месторождения	13
Грейзеновые месторождения	15
Литература	18

Карбонатитовые месторождения

Карбонатитами называются эндогенные скопления кальцита, доломита и других карбонатов, пространственно и генетически ассоциированные с интрузивами ультраосновного щелочного состава центрального типа, формирующимися в обстановке платформенной активизации. В настоящее время на земном шаре известно более 250 массивов ультраосновных щелочных пород. В России такие массивы известны в Карело-Кольском регионе, Сибири. Размещаются массивы на платформах и имеют различный геологический возраст. Среди них известны массивы докембрийского (Сибирь, Северная Америка), каледонского (юг Сибири), герцинского (Мурманская обл.), киммерийского (Сибирь, Бразилия) и альпийского циклов развития (большинство карбонатитов Африки). Карбонатиты образуют обособленную группу эндогенных месторождений в силу резко специфических геологических условий их образования. Карбонатитовые месторождения связаны только с платформенным этапом геологического развития и ассоциированы с комплексами ультраосновных щелочных пород. Массивы имеют трубообразную форму, дифференцированный состав и концентрически зональное строение. В них выделяют четыре главные группы пород: 1) ранние ультраосновные (дуниты, перидотиты, пироксениты); 2) щелочные (мельтейгит-ийолиты, щелочные и нефелиновые сиениты); 3) ореолы вмещающих пород, подвергшихся щелочному метасоматозу и превратившихся в фениты; 4) карбонатиты (рис.1). Массивы сопровождаются дайковой серией сложного состава, отражающего длительную и направленную эволюцию магматического очага и состоящую из разнообразных пород – от пикритовых порфиритов до щелочных пегматитов. Последовательно формирующиеся группы пород, образующие карбонатитовые массивы, размещаются в центростремительном направлении от периферии к центру и иногда в обратном, центробежном направлении. Примером последнего размещения может служить Ковдорский массив в Мурманской области. Центральная часть массива сложена оливинитами, образующими шток, далее располагаются прерывистым полукольцом пироксениты, а периферическая часть выполнена ийолитами и мальтейгитами. Карбонатиты в массиве представлены несколькими разновидностями: кальцитовыми карбонатитами, имеющими широкое распространение, доломитовыми карбонатитами, которые встречаются значительно реже, и доломито-кальцитовыми, возникшими большей частью в процессе доломитизации кальцитовых разновидностей пород. Многочисленные жилы и линзы, кальцитовых карбонатитов залегают в оливинитах центральной части массива и в щелочных породах его краевой зоны. Они группируются в отчетливо выраженную дугообразную зону и в ее пределах приурочены к серии кольцевых трещин-разломов, пологопадающих внутрь массива (Рис.2).

1 – щелочные породы; 2 – ультраосновные породы; 3 – гнейсы; 4 – фениты; 5 – шток карбонатитов; 6 – жилы карбонатитов.

Карбонатитовые тела представляют собой штоки, конические жилы, падающие к центру массива, кольцевые жилы, падающие от центра массива, радиальные дайки. Штоки в поперечнике имеют размеры от сотен метров до нескольких километров, а жилы мощностью от 10м при длине несколько сот метров до нескольких километров (1-2 км). Минеральный состав карбонатитов определяется наличием карбонатов, составляющих 80-99%. Наиболее распространены кальцитовые карбонатиты, реже встречаются доломитовые, еще реже анкеритовые и совсем редко сидеритовые карбонатиты. В формировании карбонатитов установлена последовательность их образования – первым накапливается кальцит, далее доломит и анкерит. Остальные минералы в карбонатитах являются акцессорными, их более 150 разновидностей. Типоморфными минералами являются флогопит, апатит, флюорит, форстерит; редкими – бадделеит, пирохлор, гатчеттолит - урансодержащий пирохлор, перовскит-кнопит-дизаналит, карбонаты редких земель (синеизит, бастнезит, паризит).

Рис. 2. Схематическая геологическая карта Ковдорского массива, по В.И. Терновому, Б.В. Афанасьеву, Б.И. Сулимову

1 – сунгулитовые породы; 2 – карбонатиты; 3 – апатит-форстеритовые породы; 4 – магнетитовые руды; 5 и 6 – флогопит-диопсид-форстеритовые гигантозернистые (5) и средне- и крупнозернистые (6) породы; 7 – оливиниты флогопитизированные и диопсидизированные; 8 – гранатовые автоскарны; 9 – монтичеллитолиты; 10 – мелилитолиты; 11 – турьяиты; 12 – пироксениты; 13 – слюдиты и слюдяно-пироксеновые породы; 14 – нефелиновые пироксениты; 15 – полевошпатовые ийолиты и нефелиновые сиениты; 16 – ийолит-уртиты; 17 – ийолит-мельтейгиты; 18 – оливиниты; 19 – фениты; 20 – гранитогнейсы.
В карбонатитах установлен стадийный характер минералообразования: в первую стадию формируются крупнозернистые кальциты с минералами титана и циркония; во вторую – среднезернистые кальциты с дополнительными минералами титана, урана, тория; в третью – мелкозернистый кальцит-доломитовый агрегат с ниобиевой минерализацией; в четвертую – мелкозернистые массы доломит-анкеритового состава с редкоземельными карбонатами. Текстура карбонатитов массивная, полосчатая, узловатая, плойчатая, структура – разнозернистая. По составу полезных ископаемых, концентрирующихся в карбонатитах последние разделены на семь групп. 1. Гатчеттолит-пирохлоровые карбонатиты с содержанием Nb₂O₅ 0,1-1%; 2. Бастнезит-паризит-монцонитовые карбонатиты с содержанием TR₂O₃ от десятых долей процента до 1%; 3. Перовскит-титаномагнетитовые руды связаны с гипербазитами в ассоциации с карбонатитами; 4. Апатит-магнетитовые с форстеритом карбонатиты с содержанием железа 20-70%, Р₂О₅ 10-15%; 5. Флогопитовые скарноподобные образования, в коре выветривания формируется вермикулит; 6. Флюоритовые карбонатиты; 7. Сульфидоносные карбонатиты с медным оруденением при содержании меди 0,68% и свинцово-цинковым. Минеральные типы рудоносных карбонатитов отвечают различным уровням их возникновения и последующего эрозионного среза (Рис.3).


Рис. 3. Схематический вертикальный разрез рудоносного карбонатитового штока:

1 – карбонатиты; 2 – ультраосновные-щелочные породы; 3 – осадочно- метаморфические породы.

Формирование массивов ультраосновных щелочных пород с карбонатитами охватывает длительный интервал времени и делится на четыре этапа магматической эволюции, разобщенные перерывами внедрения магматических пород: 1 - образуются ультраосновные породы (дуниты, перидотиты, пироксениты); 2 - щелочно-гипербазитовый этап с формированием биотитовых пироксенитов и перидотитов и мелилитсодержащих пород; 3 - ийолит-мельтейгитовый этап характеризуется появлением пород от якупирангитов (крайне меланократовая бесполевошпатовая ультраосновная щелочная порода) до уртитов (существенно нефелиновая порода); 4 - внедряются нефелиновые и щелочные сиениты. После этого возникают карбонатиты. Все этапы сопровождаются формированием комагматичных даек. Весь интервал времени, охватывающий становление массивов может охватывать несколько десятков и даже первых сотен миллионов лет. Длительное развитие ультраосновных щелочных пород и сопровождающих их карбонатитов происходило в широких рамках температур и давлений. Ультрабазиты формируются при температурах 1350-1100^оС, нефелиновые сиениты – 750-620^оС, карбонатиты первой стадии 630-520^оС, второй стадии 520-400^оС, карбонатиты третьей стадии 400-300^оС, карбонатиты четвертой стадии 300-200^оС. Значительная вертикальная протяженность карбонатитообразования свидетельствует об изменении давления от верхнего уровня (близ поверхности земли) до глубинных горизонтов 100-60 МПа.

Магматическая гипотеза. Форма тел карбонатитов говорит о возможном их образовании при раскристаллизации из магматического расплава. Об этом свидетельствуют обломки вмещающих пород в карбонатитах, флюидная текстура некоторых карбонатитов, наличие в составе карбонатитов остывших расплавленных включений с температурой гомогенизации 880-558^оС. Последнее обстоятельство позволило поставить вопрос о явлении магматической ликвации с отделением карбонатного расплава при температуре 900±50^оС. Эти представления подтверждаются экспериментальными данными.

Метаморфогенные пегматиты, формирующиеся на разных стадиях метаморфического преобразования, преимущественно древних докембрийских пород, по особенностям состава соответствуют фациям регионального метаморфизма вмещающих пород.

Преобладающей формой пегматитов являются плитообразные и сложные жилы, реже встречаются линзы, гнезда и трубы. Длина тел пегматитов изменяется от 150 м до 5000 м, при изменении мощности от 50 м до 400 м. Пегматиты формировались на протяжении длительной геологической истории Земли от архейского до альпийского циклов.

Пегматиты формируют региональные пояса от сотен до нескольких тысяч километров (Мамский, Забайкальский, Кольско-Карельский, Раджастанский пояс Индии, Аппалачский, Южно-Африканский и др.). В пределах поясов пегматиты группируются в поля (пучки, узлы), приуроченные к цепочкам интрузивов, положение которых определяется поперечными складчатыми и разрывными нарушениями. По соотношению пегматитов с вмещающими породами выделяют две разновидности: сингенетичные, или шлировые, камерные пегматиты; эпигенетичные или выжатые пегматиты. Первые сформировались на месте скопления остаточных пегматитообразующих продуктов магматического расплава, находятся в материнской породе, у них отсутствуют резкие контакты с вмещающими породами, отсутствует мелкозернистая аплитовая оторочка, овальная форма тел, обилие миароловых пустот. Вторые формируются за пределами остаточного магматического очага для них характерно размещение не только в материнской породе, но за ее пределами, контроль пегматитовых тел тектоническими нарушениями, жильная форма, резкие контакты с вмещающими породами, наличие мелкозернистой аплитовой оторочки, отсутствие миароловых пустот.

Подавляющая масса пегматитов формировалась на значительных глубинах от 1,5-2 и 16-20 км. Ранняя кристаллизация магматического расплава происходит при температуре 1200-900^оС, нормальный гранит застывает при температуре немного ниже 1000^оС, в присутствии минерализаторов температура может снижаться до 730-640^оС. Учитывая совокупность всех данных начальная температура гранитного пегматитового расплава должна быть порядка 800-700^оС. В процессе последующего накопления и метасоматического преобразования пегматитообразующих минеральных комплексов, температура постепенно снижалась с последовательным формированием биотита, кварца, мусковита, берилла, последующих выделений кварца и топаза, мориона и аметиста, и заключительных выделений халцедона. Последний формируется в интервале температур 90-55^оС.

В минеральном составе пегматитов преобладают силикаты и оксиды. Гранитные пегматиты чистой линии сложены ортоклазом, микроклином, кварцем, альбитом, олигоклазом и биотитом; второстепенные минералы – сподумен, мусковит, турмалин, гранат, топаз, берилл, лепидолит, флюорит, апатит, минералы редких и радиоактивных элементов, редких земель. Гибридные пегматиты, образованные при ассимиляции глиноземистых пород, обогащаются андалузитом, кианитом, силлиманитом.

Пегматиты, ассимилировавшие карбонаты кальция, магния, железа, содержат роговую обманку, пироксены, сфен (титанит), скаполит. Десилицированные пегматиты в ультраосновных и карбонатных породах представлены обычно плагиоклазитами. При пересыщении глиноземом возникают корундовые плагиоклазиты.

Щелочные пегматиты состоят из микроклина, ортоклаза, нефелина или содалита, эгирина, гакманита, натролита, арфведсонита с примесью апатита, анальцима, минералов циркония, титана, ниобия и редких земель.

Пегматиты ультраосновных и основных магм сложены основным плагиоклазом, ромбическим пироксеном (бронзитом), меньше распространены оливин, амфибол, биотит с примесью апатита, граната, сфена, циркона, титаномагнетита, магнетита.

По составу и особенностям внутреннего строения пегматиты разделяются на простые, или недифференцированные, и сложные, или дифференцированные.

Простые гранитные пегматиты состоят из калиевого полевого шпата и кварца.

Сложные гранитные пегматиты имеют разнообразный минеральный состав и зональное строение. В структуре зональных пегматитов выделяются: оболочка, внутренняя часть и неправильные метасоматические скопления. Все они составляют пять главных элементов зональной структуры (Рис. 4).

I – равномернозернистый или письменный, II – блоковый, III - полиодифференцированный, IV – редкометалльного замещения, V – альбит-сподуменовый типы;

1 – гранит; 2 – пегматоидный гранит; 3 – микроклин; 4 – кварц; 5 – контактовые оторочки и зоны мусковит-кварц-полевошпатового состава; 6 – пегматит письменной и гранитной структуры; 7 – блоковая зона; 8 – мономинеральная микроклиновая зона; 9 – кварц-сподумновая зона; 10 – комплексы и зоны замещения; альбит, кварц, мусковит, реликты микроклина, редкометальные минералы (лепидолит, берилл, часто цезиевый, ниобато-танталаты, полихромный турмалин, сподумен и др.).
Первая, внешняя зона сложена тонкозернистой оторочкой мусковит-кварц-полевошпатового состава, обычно несколько сантиметров мощностью. Вторая зона выполнена кварц-полевошпатовой массой письменной и гранитной структуры. Третья состоит из мономинеральной массы или блоков микроклина. Четвертая зона выполнена кварцем и представляет собой кварцевое ядро. Пятая зона не всегда проявлена и не обособляется отчетливо. Она представлена неправильными скоплениями кварца, альбита, мусковита, сподумена и минералов редких металлов, тяготеющих к границе кварцевого ядра и микроклиновой зоне. Такое строение рассматривается, как следствие эволюционного развития пегматитовых тел в процессе их формирования. Развитие может дойти до разных стадий, в связи, с чем могут образовываться пегматиты разной степени дифференцированности.

Среди пегматитовых месторождений выделяются три генетических класса: простые пегматиты; перекристаллизованные пегматиты; метасоматически замещенные пегматиты. Простые пегматиты сложены калий-натровыми полевыми шпатами и кварцем с небольшой примесью слюды. Эти пегматиты разрабатываются для получения комплексного керамического сырья и используются для производства низших сортов изделий фаянсовой и фарфоровой промышленности (Куру-Ваара Мурманской обл.). Такие пегматиты называются также керамическими пегматитами. Пегматиты характеризуются сложной морфологией жильных тел мощностью до нескольких десятков метров и длиной до 800-1000м и более, отличаются достаточно постоянным составом, обеспечивающим хорошее обогащение, являются основным источником низкокалиевых полевошпатовых материалов. Иногда в составе пегматитов встречаются крупные блоковые обособления кварца и микроклина (Рис. 5 Сечение простого пегматита).

1 – кварцевое ядро; 2 – пегматит письменный структуры; 3 – слюдяная оторочка; 4 – гранит.

месторождения. По Г. Кулешову и др.

1 – гнейсы; 2 – среднезернистые пегматиты; 3 – кварц; 4 – мусковит.
Метасоматически замещенные пегматиты в отличие от ранее рассмотренных отличаются перекристаллизацией и метасоматической переработкой в различной степени под воздействием горячих минерализованных растворов, химически неравновесных по отношению к составу первичной пегматитообразующей минеральной массы. Для этого класса характерно наиболее полное зональное строение с метасоматическими преобразованиями и грейзенизацией (Рис. 7). Эти два процесса сопровождаются появлением минералов редких металлов, горного хрусталя, драгоценных камней. Из метасоматически замещенных пегматитов добывают оптический флюорит, драгоценные камни, руды лития, бериллия, цезия, рубидия, реже олова, вольфрама, тория, урана, ниобия, тантала, редких земель. Редкометальная и редкоземельная минерализация в пегматитах вне зависимости от генетической принадлежности их к определенной формации считается метасоматически наложенной. Установлено, что редкометальная минерализация проявляется только в тех пегматитовых полях, которые приурочены к районам распространения аляскитовой формации. Редкоземельная минерализация устанавливается только в пегматитовых полях, расположенных в непосредственной близости от щелочных гранитов или в районах, где каким-либо образом проявлен щелочной метасоматоз, связанный с этими гранитами. В эту группу объединены пегматиты, известные в литературе под названием пегматитов натро-литиевого типа. Внутри группы выделяют следующие рудно-метальные типы: танталито-поллуцитовый, сподуменовый, сподумен-берилло-танталитовый, колумбито-берилловый, берилло-колумбитовый. В тантало-поллуцитовом типе характерными акцессорными минералами являются розовые турмалины, сиреневые литиевые мусковиты, пурпурит, висмутин, бисмутит, литиевые фосфаты, касситерит; в сподуменовом типе – берилл, танталит, колумбит; в сподумен-берилло-танталитовом и колумбито-берилловом типах - мусковит, касситерит, бавенит, бертрандит, арсенопирит, молибденит, иногда флюорит; в берилло-колумбитовом типе – молибденит, флюорит, топаз, базобисмутит, касситерит. Во всех типах присутствуют второстепенные минералы: мусковит, апатит, турмалин, гранат, биотит.


Рис. 7. Сечение метасоматически замещенного пегматита. По Н. Солодову.

1 – наносы; 2–10 – зоны: 2 – блокового кварца, 3 – крупноблокового микроклина, 4 – мелкопластинчатого альбита; 5 – кварц-сподуменовая; 6 – клевеландит-сподуменовая (по внешней периферии этой зоны располагается маломощная зона сахаровидного альбита, не показанная на чертеже из-за его мелкомасштабности), 7 – кварц-мусковитовых гнезд, 8 – крупноблокового микроклина, 9 – гнезд мелкозернистого альбита, 10 - графическая кварц-микроклиновая (местами сильно альбитизированная); 11 – вмещающие породы.

Пегматитовые месторождения бериллия достаточно широко распространены, на их долю приходится вся мировая добыча бериллия. Берилл из пегматитов извлекается преимущественно попутно при разработке их на мусковит, тантал, цезий или литий. Появление в них крупных кристаллов (иногда несколько тонн) позволяет вести ручную выемку и получению без какого-либо обогащения концентратов, содержащих 10% окиси бериллия. Совместно с бериллом часто встречается черный турмалин, колумбит, цитролит, монацит.

Пегматитовые месторождения олова известны в Восточной Сибири России и расположены в докембрийских комплексах. Руды обычно комплексные, разрабатываются на олово, тантал, ниобий, скандий, рубидий, частично на вольфрам и висмут. Наиболее богаты оловом (до 0,1%) альбитовые и альбит-сподуменовые пегматиты. Главные минералы представлены касситеритом, сподуменом, петалитом, амблигонитом, кварцем, микроклином, альбитом, топазом, турмалином; акцессорные минералы – танталит, вольфрамит.
Альбититовые и грейзеновые месторождения
Альбититы и грейзены объединяет общность происхождения, локализация и источник рудообразующих веществ. Они связаны с апикальными частями массивов кислых и щелочных гипабиссальных интрузивных пород, подвергшихся постмагматическому щелочному метасоматозу. Альбитизация процесс замещения плагиоклазов и других минералов альбитом в различных силикатных и алюмосиликатных породах. Широко проявляется как высокотемпературный метасоматический процесс, как на значительных площадях, так и вдоль локальных зон. Альбитизация обычно следует за калиевым метасоматозом, когда образуются существенно микроклиновые и ортоклазовые породы. При альбитизации возникает инфильтрационная зональность. Грейзенизация – процесс высокотемпературного (300-500^оС) метасоматоза с обязательным участием летучих компонентов (фтор, бор, хлор и др.), при широком диапазоне давлений и при эволюции постмагматических растворов от кислых к щелочным, связанный с гранитными гипабиссальными интрузиями. В зависимости от состава растворов образуются различные грейзены. Вследствие натрового метасоматоза апикальные части гранитных куполов и их апофиз альбитизируются, а избыток калия выносится и связывается в грейзенах, накапливающихся на границе альбитизированных гранитов и вмещающих их пород, а также среди последних, близ кровли интрузивов.

Единство процесса возникновения альбитизации и грейзенов не всегда приводит к их одновременному и совместному образованию. В природе чаще встречаются грейзоновые месторождения без альбититов и альбититовые месторождения без грейзенов, чем совместная ассоциация альбититов и грейзенов. На основании изучения зонального строения выступов изверженных пород, подвергшихся щелочному метасоматозу, А.А. Беус предложил схему процесса. Прогрессивная часть процесса характеризуется калиевой составляющей с формированием существенно микроклиновых пород в ядерной части массива в обстановке повышенных давлений. Затем, вследствие инверсии процесса, активизировался натровый метасоматоз, приведший к ранней альбитизации преимущественно в периферийной зоне массивов в условиях пониженных давлений. На фоне восходящей кислотности сильное основание (калий) сменяется более слабым (натрий). Максимальное увеличение кислотности растворов происходило при их переходе из надкритического в гидротермальное состояние в стадию грейзенизации, при активности фтора и бора выносились щелочи, алюминий и элементы примеси. После перелома (грейзенизации) начинается регрессивная часть процесса, протекающая в обратном направлении, при понижении кислотности растворов с формированием поздних альбититов и микроклиновых пород. Поздняя микроклинизация и альбитизация по объему меньше ранней и может ограничиваться выделением прожилков адуляра и альбита. Суть процесса продемонстрирована на рис. 8.

1 - мусковит-альбитовые граниты; 2 – мусковит-альбитовые граниты с интенсивным проявлением грейзенизации; 3 – песчано-сланцевые породы.

Ширина полосы рассланцованных метаморфических пород, вмещающих куполовидную залежь гранитов, достигает 300-400 м. В разрезе куполовидная залежь (Рис.9) имеет гораздо более сложную форму, чем это можно было предполагать, наблюдая падение всех контактов тела в сторону вмещающих пород на поверхности эрозионного среза. В трещинах купола развиты вольфрамитсодержащие кварцевые жилы, а в апикальной части купола, непосредственно на границе со сланцевой кровлей, наблюдается крупное линзовидное обособление кварца, окруженное зоной полосчатого кварц-мусковитового грейзена. Все граниты массива до глубины более 250 м в той или иной степени альбитизированы и грейзенизированы.

На глубоких горизонтах ясно прослеживаются явления ранней микроклинизации. При этом метасоматически измененные разности гранитов располагаются в пространстве весьма закономерно, определяя характерную вертикальную зональность массива: сильно грейзенизированные метасоматические породы с реликтовым альбитом в апикальной части, альбитизированные и слабее грейзенизированные продукты метасоматического изменения гранитов на глубине более 80-100 м, альбитизированные микроклиновые граниты со слабым проявлением грейзенизации на глубине более 200 м. Явления альбитизации гранитов наиболее четко прослеживаются на глубине более 100 м от апикальной части массива. Минеральный состав метасоматически измененных гранитов из различных частей куполовидной залежи изменяется достаточно широко и характеризуется следующими колебаниями (в %): кварц –35-60; альбит –10-40; микроклин – 10-20; мусковит – 5-15.

Рис. 10. Массив киммерийских порфировидных биотитовых и двуслюдяных гранитов с куполовидными выступами, сложенными мусковит-альбитовыми и литионит-амазонит-альбитовыми апогранитами. По А.А. Беусу и др., 1962 г.

1–песчано-сланцевые породы; 2–двуслюдяные порфировидные граниты; 3 - мусковит-альбитовые апограниты; 4 – литионит-амазонит-альбитовые апограниты; 5 - мусковит-альбитовые вольфрамоносные апограниты.

Ниобий концентрируется в танталит-колумбите, пирохлор-микролите, его содержание достигает 0,3%.

Цирконий совместно с гафнием накапливается в цирконе, циртолите и малаконе (содержание до 0,7%).

Литий вместе с рубидием обособляются в литиевых слюдах (криофиллите, лепидолите, циннвальдите).

Бериллий локализуется в берилле, фенаките, бертрандите, хризоберилле.

Урановые минералы представлены урано-титанитами, уранинитом, давидитом, коффинитом, уранофаном.

Вольфрам концентрируется в вольфрамите.
Грейзеновые месторождения
Грейзен состоит из легко расщепляющегося агрегата слюды (мусковит, биотит, циннвальдит) и кварца, с примесью турмалина, топаза, флюорита и сопровождающих их рудных минералов (касситерит, вольфрамит, молибденит, берилл, литиевые слюды). Основная масса грейзенов формировалась в апикальных частях гранитных массивов и в алюмосиликатных породах кровли, реже они возникали в основных и карбонатных породах кровли. В связи с этим для грейзенов характерно зональное строение и специфический набор парагенезисов минералов и фаций (Рис.11).

Рис. 11. Сводная схема зональности грейзенов. По Г. Щербе.

1 – грейзенизированные породы; 2 – грейзены; 3 – пегматиты; 4 – скарны; 5 - кварцевые жилы и штокверки; 6 – верхняя граница грейзенов.
Грейзены располагаются в активных магматических породах (эндогрейзены) и в породах кровли (экзогрейзены). Грейзеновые месторождения имеют форму штоков, возникающих при метасоматозе, штокверков, образующихся по густой сети трещин, и жил, следующих вдоль систем разобщенных трещин. Первые преобладают среди эндогрейзенов, последние - среди экзогрейзенов. Привнос рудных элементов при формировании грейзеновых месторождений происходил ближе к концу длительного и прерывистого грейзенообразования синхронно с развитием рудоконтролирующих структур. Первыми обособляются минералы молибдена, вольфрама, олова, затем тантала, ниобия, бериллия, лития, далее различные сульфиды, флюорит, карбонаты. В грейзенах всех разновидностей сосредоточены запасы и ресурсы: олова в касситерите, вольфрама в вольфрамите, лития в литиевых слюдах, бериллия в форме берилла в силикатных грейзенах, фенита, бертрандита и гельвина в карбонатных грейзенах, хризоберилли и изумруда в грейзенах по основным породам.

Месторождение Сибири относится к апокарбонатным грейзенам. Оно связано с внедрением палеозойских гранитоидов в толщу карбонатных и песчано-глинистых пород докембрия. С лейкократовыми гранитами связаны: 1) альбитизация и грейзенизация гранитов, 2) образование касситеритсодержащих кварц-турмалиновых жил с грейзеновыми оторочками в песчано-сланцевых породах, 3) возникновение своеобразных грейзенов среди карбонатных пород кровли (Рис.12). Грейзены окаймляют апикальные выступы альбитизированных гранитов.

Рис. 12. Схематический поперечный геологический разрез грейзенового месторождения в известняках у контакта с гранитом. По И. Говорову.

1 – порфиритоиды; 2 – слюдисто-флюоритовые грейзены; 3 – диаспор-топаз-флюоритовые грейзены; 4 – топаз-флюоритовые грейзены; 5 – кварц-топазовые грейзены; 6 – сильно грейзенизированные граниты; 7 – умеренно грейзенизированные граниты; 8 – слабо грейзенизированные граниты; 9 – известняки.

Литература

Альбитизированные и грейзенезированные граниты (апограниты)./Беус А.А., Северов Э.А., Ситнин А.А., Субботин К.Д. АН СССР, ИМГРЭ.М., Изд. АН СССР, 1962, 196с.