У Д К 549.12 + 550.42 + 552.11/552.322.2 (06)
ВВЕДЕНИЕ
Минералогия, геохимия ц генезис сподуменовых пегматитов. Гор­
ди ей к о В . В . JL, Недра, 1970. 240 стр.
Н а примере одной из пегматитовых провинций СССР рассмат­
риваются вопросы минералогии, геохимии и генезиса сподумено­
вых пегматитов и связанных с ними пространственно и генети­
чески пегматитов полевошпатового и мусковпт-полевошпатового
типов.
При минералого-геологических исследованиях основное вни­
мание уделено изучению концентрации и распределения редких
элементов (Li, Rb, Cs, Nb, Та, Be и др.) в минералах в зависимости
от условий формирования минеральных парагенезисов, а также
влиянию редких элементов на физические свойства минералов.
Обширный аналитический материал позволил решать эти вопросы
на вероятностно-статистической основе.
Д етальная минералого-геохимпческая характеристика споду­
меновых пегматитов дает представление о многостадийности их
формирования, согласно которому открытое п закрытое состояние
пегматита к ак физико-химической системы от стадии к стадии пе­
риодически меняется. При этом редкометальная минерализация
развивается в условиях открытой системы, а главные структур­
но-текстурные черты пегматита формируются в условиях за­
крытой системы.
Предлагаются критерии дл я прогнозной оценки редкометаль­
ного оруденения в пегматитах на основании особенностей их соста­
ва, строения и уровня концентрации в породообразующих минера­
лах Li, R b, Cs, Та и Nb.
Таблиц 71, иллюстраций 59, библиография — 169 названий.
Интерес исследователей к гранитным пегматитам не ослабевает
в течение многих десятилетий. После выхода в свет капитального
труда основоположника учения о пегматитах А. Е. Ферсмана [1940]
появилось немало работ как отечественных, так и зарубежных,
посвященных вопросам геологии, минералогии, геохимии и генезиса
этих замечательных образований. Несмотря на это, проблема пегма­
титов, в особенности их происхождения, еще далеко не решена.
Это, по-видимому, объясняется чрезвычайной сложностью и много­
образием процессов минералообразования, приводящих к форми­
рованию пегматитов, что и определяет их промежуточное положение
между типичными магматическими горными породами и гидро­
термальными рудными жилами [Заварицкий, 1947].
Для исследований последних лет характерен многосторонний
подход к решению проблемы гранитных пегматитов [Гинзбург,
1964]. При этом ведущим направлением является геохимическое,
что связано с быстрым развитием прецезионных аналитических
методов, дающих очень ценные п объективные сведения о поведении
химических элементов в ходе развития пегматитового процесса.
Следует, однако, отметить, что минералогические и геохимические
исследования касаются прежде всего хорошо дифференцированных
редкометальных гранитных пегматитов, формирование которых свя­
зано с поздними стадиями пегматитообразования. Пегматиты более
ранних генетических типов часто выпадают из поля зрения исследо­
вателей. В то я{е время совершенно ясно, что решить проблему проис­
хождения пегматитов в целом невозможно без детального анализа
этих образований.
Имеется и другая причина, вызывающая необходимость углублен­
ного изучения минералогии и геохимии ранних генетических типов
гранитных пегматитов. Если до недавнего времени дифференциро­
ванные, часто концентрически зональные пегматиты являлись глав­
ным источником редких элементов — лития, цезия, бериллия, тан­
тала и ниобия, то в последнее время их доля в балансе редко­
метального сырья резко снизилась [Гинзбург, 1957]. Наиболее
перспективным типом пегматитовых месторождений сейчас являются
слабо дифференцированные, азональные сподуменовые пегматиты,
в которых сосредоточены основные мировые запасы лития. При ком­
плексной отработке месторождений этого типа может быть получено
3
также значительное количество бериллия, тантала, ниобия, рубидия,
цезия и, отчасти, олова.
Все эти обстоятельства и определили направление и характер
настоящей работы. Она является результатом десятилетних иссле­
дований автором одного из пегматитовых полей европейской части
СССР. Основное внимание в работе уделяется характеристике веду­
щих породообразующих минералов пегматитов и минералов-концентраторов редких элементов, состав и физические свойства которых
закономерно меняются в ходе пегматитового процесса и отражают
изменения физико-химических
условий минералообразования.
Закономерности распределения и концентрации химических эле­
ментов в отдельных парагенетических ассоциациях и слагающих их
минералах, выяснению которых посвящена геохимическая часть
работы, позволяют дать количественную минерало-геохимпческую
характеристику самостоятельным стадиям пегматитогенеза, вы­
деленным на основе геологических наблюдений. Кроме того, изучение
типоморфных особенностей «сквозных» минералов пегматитов по­
зволяет использовать их для оценки перспектив редкометальной
минерализации пегматитовых полей и отдельных жильных тел.
Помимо этого, в работе обсуждаются вопросы кристаллохимии
отдельных минералов, устанавливаются зависимости между их
составом и физическими свойствами, которые позволяют изучать
вариации состава минералов на вероятностно-статистической основе,
не прибегая к трудоемким химическим анализам.
При полевых исследованиях большую помощь автору оказали
геологи СЗТГУ С. И. Эвенчпк, Н. Н. Громов и др. Большое коли­
чество химических анализов минералов выполнено М. И. Волковой,
Е. А. Кульчицкой, Н. А. Елиной, 3. И. Горощенко, М. П. Лоску­
товой, К. М. Бабкиной, 10. Н. Новиковой. Контрольные определения
щелочных элементов удалось осуществить благодаря любезному
содействию Г. Е. Каленчук в ИГЕМ АН СССР и Е. Д. Прудникова
(ЛГУ). Неоценимую помощь в рентгеновском изучении минералов
оказали автору А. П. Денисов и И. Е. Каменцев. Много труда
в обработку каменного материала и оформление полученных резуль­
татов вложили Л. И. Смирнова и Ф. Н. Тюшева. Разнообразные
методические и теоретические вопросы минералогии и геохимии
пегматитов неоднократно обсуждались с Е. С. Антонюком, А. Г. Б у ­
лахом,
О. Б. Дудкиным,
А. М. Заседателевым,
10. М. Кирнарским, 10. В. Никитиным, В. В. Матиасом, Л. И. Гордиенко,
А. Ф. и Т. А. Соседко, Г. А. Ильинским. При работе над рукописью
автор постоянно пользовался советами и замечаниями А. А. Кухаренко. Строгую и доброжелательную критику работы получил автор
от х<рупиейшего знатока редкометальных пегматитов А. И. Гинз­
бурга. Считаю своим приятным долгом выразить искреннюю при­
знательность всем этим лицам.
ГЛАВА
1
ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА
ПЕГМАТИТОВ
КРА ТКИ Й ГЕОЛОГИЧЕСКИЙ О ЧЕРК
Геологическое строение района распространения пегматитов
и история его развития к настоящему времени охарактеризованы
достаточно полно. Эти сведения, дополненные данными автора об
интрузивных образованиях региона, послужили основой насто­
ящей главы.
Р и с. 1. Располож ение пегм атитовы х полей в пределах ниж непроте­
розойской подвиж ной зоны .
I — С еверо-Западное пегматитовое поле, I I — Ю жное пегматитовое
поле.
1 — архей ски е гнейсо-граниты; 2 — породы ниж непротерозойской геосннкли н альной зоны; з — площ ади пегматитовых полей; 4 — п лощ ади
пегм атитовы х кустов; 5 — региональны й р азл о м палеозойского во з­
р аста.
Район распространения пегматитов сложен комплексом разно­
образных метаморфических и интрузивных пород (рис. 1 и 2). Среди
них наиболее древними образованиями являются олигоклазовые
гнейсо-граниты.
5
ii эту группу в достаточной мери условии ииьединншгин пестрые
по составу гранптоидные породы — от типичных олигоклазовых
гранитов до лейкократовых биотитовых гнейсов, обогащенных микроклином. Общими характерными особенностями олигоклазовых гнейсогранитов являются их интенсивная мигматизация и микроклинизация, приводящие в отдельных участках к образованию микроклиновых гранитов, в которых часто сохраняются теневые структуры
гнейсов. Абсолютный возраст * неизмененных (немигматизированных) олигоклазовых гнейсо-гранитов определяется калий-аргоновым
методом по биотиту в 3500—3100 млн. лет [Полканов, Герлинг,
1961], что позволяет рассматривать их как архейские образования.
Большие вариации значений абсолютного возраста для мигматитов
по олигоклазовым гнейсо-гранитам указывают на неоднократную
гранитизацию архейских пород в протерозойское время — в нижнем
протерозое (2400—2000 млн. лет, микроклиновые граниты-мигма­
титы) и в среднем протерозое (1900—1700 млн. лет, микроклиновые
граниты трещинного типа).
На архейском основании со стратиграфическим перерывом (ба­
зальные конгломераты) залегает комплекс метаморфических пород,
весьма разнообразных по петрографическому составу и литологи­
ческим признакам. Сюда входят биотитовые и гранат-биотитовые
гнейсы,
ставролит-кианит-гранат-биотитовые
и
двуслюдяные
гнейсы и сланцы, амфибол-биотитовые, амфибол-гранат-биотитовые
гнейсы, полевошпатовые амфиболиты, кварцево-серицитовые сланцы,
кварцито-песчаники. Эта свита слагает узкую синклинальную зону,
протягивающуюся с северо-запада на юго-восток на расстояние
более 200 км при ширине зоны от 1—2 до 10 км. Породы свиты смяты
в крутые линейные складки (углы падения 75—90°). Структура
синклинальной зоны осложнена антиклинальными и синклиналь­
ными складками более низких порядков, установление которых
ввиду плохой обнаженности района и отсутствия надежных опорных
горизонтов представляет большие трудности. Разрывные нарушения
достоверно установлены в ряде участков, имеют субмеридиональное
простирание и при сравнительно большой протяженности (десятки
километров) характеризуются небольшими амплитудами горизон­
тального смещения (порядка 100—1000 м).
Стратиграфический разрез свиты выглядит следующим образом.
В ее основании лежат биотитовые и гранат-биотитовые гнейсы с лин­
зами конгломератов, в отдельных случаях залегающие непосред­
ственно на олигоклазовых гнейсо-гранитах и содержащие в себе
их гальку. Ставролит-гранат-биотитовые гнейсы, амфибол-биотито­
вые и амфибол-гранат-биотитовые гнейсы и полевошпатовые амфи­
болиты располагаются выше биотитовых гнейсов. В то же время
стратиграфическое положение каждой пачки этих пород в разрезе
до сих пор надежно не установлено. Более высокое стратиграфи*
Все приведенные ниже сведения по абсолютному возрасту получены в л а­
боратории геохронологии Л А ГЕД Э. К. Герлингом и его сотрудниками.
7
- -------- iA.juLj»_iiyjLiAvyi i ujjл<зuni льарцево-серицитовых сланцев
и кварцито-песчаников (порфироидов).
К настоящему времени накоплен довольно значительный мате­
риал о происхождении пород свиты, свидетельствующий о их эффу­
зивно-осадочной природе (наличие в породах свиты базальных и межформационных конгломератов, ритмичной слоистости в кон­
гломератах и амфиболовых породах, косая слоистость в гнейсах
различного состава, присутствие кварцито-песчаников). В амфибо­
ловых гнейсах и полевошпатовых амфиболитах устанавливаются
также реликты структур, свойственных эффузивным образо­
ваниям.
Несомненно более позднее образование пород свиты по сравнению
с архейскими олигоклазовыми гнейсо-гранитами, их относительно
слабый метаморфизм (амфиболитовая фация), почти полное отсут­
ствие мигматизацип и определенное сходство в составе и строении
с протерозойскими формациями Балтийского щита позволяют опре­
делить возраст свиты как нижнепротерозойский. Калий-аргоновый
метод датирует возраст неизмененных пород свиты в 2700—2300 млн.
лет [Полканов, Герлинг, 1961], что, согласно новой стратиграфиче­
ской шкале, утвержденной в 1964 г. Комиссией по абсолютному
возрасту *, соответствует нижнему протерозою.
Вулканогенно-осадочные породы нижнепротерозойской по­
движной зоны прорваны серией разновозрастных интрузий различ­
ного состава. Наиболее ранние из них представлены протяженными
(до 5 км) телами габбро-анортозитов трещинного типа, которые
локализуются на границе кристаллического фундамента и подвижной
зоны вдоль регионального разлома. Они весьма однообразны по
минералогическому составу и сложены на 90—95% плагиоклазом
и роговой обманкой. В то же время содержание этих минералов
сильно варьирует, в связи с чем состав пород меняется от анорто­
зитов и габбро-анортозитов до габбро, габбро-амфиболитов и амфи­
болитов. Распределение этих разновидностей пород в пределах
массивов полосчатое, реже пятнистое и неправильное. Часто наблю­
даются постепенные взаимопереходы указанных разновидностей
как по простиранию, так и по падению. Их линейность и полосча­
тость согласуются с элементами залегания вмещающих пород
свпты.
На контакте наиболее крупного массива габброидов с олиго­
клазовыми гнейсо-гранитами располагается зона кварцево-хлорптовых сланцев, чередующихся с гольмквиститовыми сланцами. Среди
них установлены реликты габбро, а также биотитовых гнейсов,
олигоклазовых гнейсо-гранитов и аплит-пегматитов кварцевоплагиоклазового состава. Характерно, что указанные породы наблю­
даются только на участке, насыщенном пегматитовыми жилами
сподуменового типа. Вне площади развития пегматитов они отсут­
ствуют. Эти данные позволяют рассматривать кварц-хлоритовые
* Изв. АН СССР, № 6, 1964.
и гольмквиститовые сланцы как продукты гидротермального изме­
нения габброидов в связи с процессом пегматитообразования.
Позднее формируются интрузии гранодиоритов. Они занимают
ту же структурную позицию, что и габбро-анортозиты, но отли­
чаются большими размерами (до 100 км2) и штокообразной формой.
По составу и структурно-текстурным особенностям выделяются
две разновидности гранодиоритов. Массивные амфибол-биотитовые
гранодиориты, прорывающие интрузии габроидов, являются более
меланократовыми, гнейсовидные биотит-амфиболовые гранодиориты,
внедряющиеся на контакте олигоклазовых гнейсо-гранитов архея
и биотитовых гнейсов нижнепротерозойской свиты, являются более
лейкократовыми. Различия состава этих разновидностей грано­
диоритов, вероятно, связаны с явлениями гибридизма. Абсолютный
возраст гранодиоритов калий-аргоновым методом по биотиту опре­
деляется в 2680—2220 млн. лет [Полканов, Герлинг, 1961], что
соответствует нижнему протерозою."
За гранодиоритами следуют микроклиновые граниты — мигма­
титы, локализующиеся исключительно в пределах архейского фун­
дамента. Лишь в редких случаях их воздействию подвергаются
гнейсы нгокнепротерозойской синклинальной зоны и прорывающие
их гранодиориты. Этим и определяется геологический возраст микроклиновых гранито-мигматитов [Масленников и др., 1963]. Данные
абсолютного возраста (2700—2000 млн. лет) свидетельствуют о при­
надлежности этих пород к нижнему протерозою.
Еще более поздними образованиями являются турмалин-мусковитовые граниты, представленные мелкими (до 3 км2) интрузивными
телами, которые устанавливаются только внутри нижнепротерозой­
ской подвижной зоны. Наиболее крупное из этих тел представляет
собой шток длиной около 3,5 км и шириной около 1,5 км, вытянутый
в направлении простирания вмещающих его гнейсов и амфиболитов
(рис. 3). В западной части штока обнаружен ксенолит вмещающих
пород, образующий антиклинальную куполовидную складку, кровля
которой представлена гранатовыми амфиболитами, а подошва —
бнотитовыми тонкозернистыми гнейсами. В пределах массива турмалин-мусковитовых гранитов выделяются две фации. Основную
его площадь составляют гнейсовидные мелкозернистые граниты
(средний размер зерен 0,1—0,25 лш). По контакту с вмещающими
породами развита пегматоидная фация гранитов, отличающаяся
большей зернистостью пород (размер зерен от 1 до 30—50 см). В пегматоидных гранитах макроскопически устанавливаются голубой
апатит, арсенопирпт, очень редко берилл и колумбит. Пегматоидные
граниты не имеют с гнейсовидными мелкозернистыми гранитами
резких границ и поэтому часто имеют характер шлиров и гнезд
неправильной формы. Видимая мощность пегматоидных гранитов
составляет 150—300 м. Пегматоидные граниты образуют много­
численные апофизы во вмещающие породы, по мере удаления от
массива переходящие в типичные пегматитовые тела с редкометаль­
ным (тантало-ниобиевым и бериллиевым) оруденением. Тем самым
9
устанавливается непосредственная пространственная связь между
турмалин-мусковитовыми гранитами и пегматитами.
Наличие ксенолитов биотитовых гнейсов и амфиболитов
в апикальной части интрузива однозначно свидетельствует о более
молодом возрасте турмалин-мусковитовых гранитов по сравнению
с эффузивно-осадочными породами, слагающими подвижную зону.
Калий-аргоновый метод по биотиту определяет возраст турмалинмусковитовых гранитов как нижнепротерозойскпй (2430 млн.
лет).
Пегматиты прорывают все вышеперечисленные образования, за
исключением турмалин-мусковитовых гранитов. По составу они
подразделяются на три типа. В порядке возрастной последователь­
ности выделяются полевошпатовые, мусковит-полевошпатовые и сподуменовые пегматиты. Их детальной характеристике посвящена
основная часть работы. Абсолютный возраст пегматитов согласно
данным рубидий-стронциевого метода по слюдам, бериллу и микро­
клину составляет 2300—2200 млн. лет. Те же значения возраста
получены калпй-аргоновым методом для берилла и одного образца
мусковита. Большая часть мусковита имеет по калпй-аргоновому
методу более молодой возраст — 1780—1600 млн. лет. По-видимому,
истинному значению ближе соответствуют первые цифры, позволя­
ющие датировать время образования пегматитов нижним протеро­
зоем [Полканов, Герлинг, 1961; Герлинг, Шуколюков, Мат­
веева, 1962].
Таким образом, геологическое положение и данные абсолютного
возраста дают основание рассматривать все охарактеризованные
выше интрузивные образования от габброидов до пегматитов как
единый интрузивный комплекс, формирование которого синхронно
с развитием нижнепротерозойской подвижной зоны в рамках одного
тектоно-магматического цикла.
Щелочные граниты, также прорывающие эффузивно-осадочную
толщу нижнего протерозоя, имеют гораздо более молодой возраст
(1700—1640 млн. лет) и относятся к среднепротерозойским образо­
ваниям, характеризующим уже субплатформениую стадию развития
региона.
Наиболее молодыми образованиями на территории района яв­
ляются диабазы и ппкрит-порфириты, слагающие небольшие интру­
зии дайкового типа мощностью от 5 до 200 м и протяженностью
от сотен метров до 5—10 км. Дайки имеют в основном субмеридиональное простпранпе, совпадающее с поздними разрывными нару­
шениями, и являются секущими по отношению к структурным эле­
ментам всех охарактеризованных выше комплексов пород. Секущее
положение диабазов и пикрит-порфиритов по отношению к щелочным
гранитам и сподуменовым пегматитам и их активное воздействие
на последние определяют нижнюю возрастную границу этих пород.
Мэ
Предположительно их возраст датируется палеозоем.
11
ОБЩ ИЕ ЗАКОНОМЕРНОСТИ ВЕЩЕСТВЕННОГО
СОСТАВА И СТРОЕНИЯ ПЕГМАТИТОВ
В пределах региона все пегматиты приурочены к синклинальной
нижнепротерозойской зоне и локализуются либо среди эффузивно­
осадочных пород, слагающих эту зону, либо в прорывающих ее
интрузивных массивах. В породах архейского фундамента типичные'
пегматиты неизвестны.
В пределах подвижной зоны распределение пегматитов весьма
неравномерно. Выделяются четыре пегматитовых поля [Соседко,
1961]. В каждом пегматитовом поле, в свою очередь, выделяются
пегматитовые кусты — участки, насыщенные пегматитовыми телами,
которые чередуются с площадями, где пегматиты совершенно отсут­
ствуют. Закономерности распределения пегматитовых полей и кустов
изучены совершенно не достаточно для выявления связи между
складчатой и разрывной тектоникой и локализацией жйльных тел.
Четко устанавливается лишь литологическпй контроль распределе­
ния пегматитов, о чем будет сказано ниже.
Наибольший интерес представляют два пегматитовых поля —
Южное и Северо-Западное. Первое из них детально изучалось авто­
ром в период с 1957 по 1964 гг. Результаты этого исследования при­
водятся в настоящей работе. Характеристику Северо-Западного
пегматитового поля можно найти в монографии А. Ф. Соседко
[1961].
Пегматиты изученного района по содержанию ведущих (породо­
образующих) минералов могут быть подразделены на три типа.
Пегматиты полевошпатового типа характеризуются высоким со­
держанием полевых шпатов (60—70%). Микроклин (30—60%), как
правило, преобладает над плагиоклазом (10—30%). На долю кварца
приходится 30—40%. Содержание мусковита составляет обычно
доли процента, иногда поднимаясь до 1 %. Из акцессорных минералов
наиболее часто встречаются биотит, турмалин—шерл, гранат—спессартин, магнетит и ильменит. В отдельных жилах содержатся в очень
небольшом количестве берилл, ильменорутил, пирохлор, молибденит
и колумбит. В большинстве пегматитовых жил этого типа редко­
метальные минералы вообще не установлены.
Внутреннее строение пегматитов полевошпатового типа выглядит
следующим образом. В непосредственном контакте с вмещающей
породой располагается аплитовая оторочка мощностью от 0,5—1
до 4—5 см. Приконтактовый аплит сложен зернами кварца и несдвойникованного плагиоклаза неправильной формы размером 0,01 —
0,5 мм, при средней величине зерна около 0,15 мм. Содержание
кварца в породе колеблется от 10 до 30%, плагиоклаза № Ю—24 —
от 70 до 85%. Изредка присутствует микроклин (до 5%), выделя­
ющийся в интерстициях между зернами кварца и плагиоклаза.
Структура породы типично аплитовая.
По мере удаления от контакта с вмещающей породой увеличи­
вается зернистость аплита, возрастают степень идиоморфизма плаги­
12
оклаза и содержание микроклина. Аплит постепенно переходит
в равномерно-среднезернистый кварцево-полевошпатовый пегматит
гранитной структуры. Эта порода макроскопически очень напоминает
крупнозернистый лейкократовый гранит. Характерен выдержанный
размер зерна от 0,2 до 0,5 см. Сложена порода идиоморфными таблич­
ками тонкосдвойникованного плагиоклаза, более ксеноморфньши
выделениями кварца и микроклина. Под микроскопом структура
породы гппидиоморфнозернистая, гранитная. По совокупности всех
перечисленных признаков эта разновидность пегматита может быть
названа
равномерно-среднезернистым кварцево-полевошпатовым
агрегатом гранитной структуры. Состав породы по данным минера­
логического анализа средней пробы следующий, %: плагиоклаз
№ 5—12 — 45, кварц — 35, микроклин — 20. Равномерно-средне­
зернистый кварцево-полевошпатовый пегматит гранитной струк­
туры составляет основную массу пегматитовых жил полевошпатового
типа (около 60—70%).
Среди равномерно-среднезернистого пегматита наблюдаются
жилоподобные сложноветвящиеся, четковидные и гнездовые выде­
ления крупно- и гигантозернистого пегматита, наиболее мощные
из которых приурочены к раздувам или перегибам пегматитовых
тел. Эти гнезда очень близки по минералогическому составу к равно­
мерно-среднезернистому пегматиту и сложены плагиоклазом аль­
битом № 5—10 (10—70%), микроклином (20—60%) и кварцем (20—
40%). К таким гнездам приурочены все вышеперечисленные акцес­
сорные минералы, не встречающиеся в равномерно-среднезернистом
пегматите гранитной структуры. Главной же особенностью гнезд
является их крайне неравномерная зернистость. Так, размер инди­
видов микроклина увеличивается от краевых участков гнезд к центру
от 1 см до 1,5 м, альбита — от 0,5 до 30 см, а размер мономинеральных выделений кварца — от 0,2 до 0,8—1,0 м.
Гнезда мощностью до 0,5—1 м сложены обычно крупнозернистым
агрегатом пегматоидной структуры с максимальным размером зерна
до 20 см. Плагиоклаз представлен таблитчатым альбитом № 5—8,
микроклин-пертит преимущественно тонкографический в срастании
■с ихтиоглиптами кварца. По мере увеличения размеров гнезд зер­
нистость пегматита увеличивается. Микроклин становится более
идиоморфным и образует блоки до 1,5 м в поперечнике. При этом
он очищается от вростков кварца, который заполняет пространство
между блоками микроклина. Как правило, центральная часть гнезд,
имеющих мощность более 1—2 м, сложена таким гигантозернистым
пегматитом блоковой структуры.
Минералогический состав гнезд крупно- и гигантозернистого
пегматита также неоднороден. Их краевые участки обогащены аль­
битом (до 70%) и обеднены микроклином (менее 20%), а центральные
участки, наоборот, обеднены альбитом (менее 20%) и обогащены
микроклином (до 60%) и кварцем (до 40%). Выделения крупнои гигантозернистого пегматита не имеют, как правило, четких границ
и постепенно переходят в равномерно-среднезернистый пегматит
13
гранитной структуры. Их доля от общей массы пегматитовых тел
сравнительно невелика (не более 40%).
Изредка в пегматитовых телах наблюдаются маломощные (0,2—
1 см) прожилки мономинерального кварца, рассекающие все выше­
описанные разновидности пегматита, а также мелкие жилки сахаро­
видного альбита, пересекающие и кварцевые прожилки.
Таким образом, пегматиты полевошпатового типа имеют довольно
сложное участково-зональное строение, хотя основная их масса
сложена однородным среднезернистым агрегатом гранитной струк­
туры (рис. 4).
По минералогическому составу и текстурным особенностям к пег­
матитам полевошпатового типа очень близки шлироподобные пегматоидные выделения среди мигматизированных олигоклазовых гнейсогранитов. В то же время эти образования резко отличаются от типич­
ных пегматитов своей крайне неправильной формой, непостоянными
размерами и отсутствием четких границ с вмещающими поро­
дами.
Пегматиты мусковнт-полевошпатового типа довольно близки
по минералогическому составу к пегматитам предыдущего типа.
Главное же их отличие заключается в высоком содержании муско­
вита — от 5 до 10—12%. Около 35—50% здесь составляет микроклин,.
25—30 — кварц и 15—30 приходится на долю плагиоклаза (альбита)
№ 2—3. Характерно присутствие в качестве второстепенных мине­
ралов турмалина—шерла (до 1—3%) и сине-зеленого марганцевого
апатита (0.5—1%). Берилл и колумбит — танталит являются типич­
ными акцессорными минералами пегматитов этого типа.
Внутреннее строение пегматитов мусковит-полевошпатового
типа выглядит следующим образом.
На контакте с вмещающими породами присутствует аплитовая
оторочка мощностью от 1 до 5 см, в ряде случаев содержащая гольмквистит, биотит и хлорит. Далее к центру жил следует зона средне­
зернистого
кварцево-полевошпатового
(альбитового)
агрегата
гранитной и гранобластовой структуры. Ее мощность не превышает
10—20 см. Эта зона весьма невыдержанна по мощности — от не­
скольких сантиметров до 0,5 м. В отдельных жилах она совсем
отсутствует.
Далее располагается крупно- и гигантозернистый кварцево­
полевошпатовый агрегат, неоднородный по составу. Преобладают
участки, сложенные блоками микроклина неправильной формы
до 2,5 м в поперечнике, местами раздавленные и залеченные жилками
кварца. Графические вростки кварца в микроклине встречаются
исключительно редко. Характерно также низкое содержание пертитовых вростков. Между блоками микроклина располагаются полосы
и неправильной формы гнезда крупнозернистого кварцево-плагиоклазового пегматита. Плагиоклаз в этой породе представлен крупно­
таблитчатой разновидностью, в наиболее крупнозернистых участках
пегматита переходящей в типичные пластинчатые клевеланднтоподобные выделения.
14
^
Такой неоднородный крупно- и гигантозернистый кварцево­
полевошпатовый пегматит составляет основную массу жилы
(около 70%). Он пересекается полосами мелкозернистой существенноальбитовой породы, где этот минерал представлен мелкопластин­
чатой разновидностью, переполненной зернами голубого апатита,
граната и турмалина—шерла. Гигантозернистый блоковый пегматит
пересекается также жилообразными выделениями среднезернистого
кварцево-мусковитового агрегата, содержащего гранат и турмалин.
Эти жилки и полосы имеют мощность от 5 до 50 см и часто распо­
лагаются параллельно контакту пегматитовой жилы с вмещающей
породой. За счет их чередования с участками грубозернистого квар­
цево-полевошпатового агрегата и создается характерная полосча­
тость пегматитовых тел.
В центральных участках жилы присутствуют небольшие кварце­
вые ядра до 2,5 м в поперечнике, в периферической части которых
располагаются идиоморфные кристаллы — блоки микроклина, вы­
деления крупнопластинчатого мусковита, крупные кристаллы зелено­
ватого берилла и гнездовые скопления колумбита—танталита
и граната. Здесь также обнаружены выделения призматической
формы, сложенные сахаровидным альбитом и весьма напоминающие
его псевдоморфозы по сподумену. Берилл и колумбит—танталит
присутствуют также в крупнозернистом кварцево-полевошпатовом
пегматите, обогащенном таблитчатым плагиоклазом, и в кварцевомусковитовом агрегате.
Вышеназванные структурно-минералогические разновидности
пегматита пересекаются тонковетвящимися жилками и широкими
полосами, сложенными сахаровидным альбитом. В том случае, когда
они рассекают блоковый мнкроклин, этот агрегат нередко обога­
щается мелкозернистым сахаровидным микроклином.
Пегматиты сподуменового типа характеризуются высоким
содержанием сподумена (18—20%), который играет здесь роль
породообразующего минерала: 30—35% составляет кварц, 30 —
33% — альбит № 0 —6, 10—25% — мпкроклин и 5—7% — муско­
вит. На долю второстепенных и акцессорных минералов приходится
около 1%. Из них наиболее распространенными являю тся: синезеленьш марганцевый апатит, гранат — спессартин, берилл, колумбит—
танталит и трифилит—литиофилит. Более редки сульфиды (сфалерит,
пирит), вторичные фосфаты, бавенит, цеолиты и др.
Внутреннее строение пегматитов сподуменового типа выглядит
следующим образом (рис. 4). На контакте пегматитов с вмещающими
породами обычно присутствует маломощная (0,5—5 см) аплитовая
оторочка, сложенная плагиоклазом (до 80%) и кварцем ( ~ 70%).
Здесь в качестве второстепенных минералов наблюдаются биотит,
гольмквистит, турмалин, апатит, эпидот и др.
За аплитовой оторочкой следует среднезернистый кварцевополевошпатовый (альбитовый) агрегат гранобластовой структуры.
Главным породообразующим минералом здесь является альбит
№ 2 —6, представленный таблитчатой и л и пластинчатой разновид16
ностыо. Размер индивидов альбита колеблется от 0,2 до 0,5 см.
Около 30% составляет кварц, образующий зерна неправильной
формы от 0,1 до 0,3 см в поперечнике. Изредка отмечаются микро­
клин и сподумен (до 1—5%). В породе повсеместно наблюдаются
мелкие прожилки и гнезда неправильной формы, сложенные агре­
гатом сахаровндного альбита ( ~ 70—80%) с небольшим содержанием
мелкочешуйчатого мусковита и кварца. Часто такой агрегат раз­
вивается по кристаллам сподумена, образуя полные или частичные
псевдоморфозы. Жилки и гнезда сахаровидного альбита нередко
проникают далеко в глубь пегматита. При этом их состав сильно
меняется. Появляется мелкозернистый сподумен (до 40%), микроклин (до 60%), сахаровидный кварц (до 80%). Такие агрегаты с ти­
пичной аплитовой структурой («вторичные аплиты») имеют жило­
подобную форму с нечеткими границами и в центральных частях
некоторых жил достигают мощности 0,5—1,2 м.
В пегматитовых телах малой мощности и в апофизах крупных
жил на их выклинивании среднезернистый кварцево-альбитовый
агрегат часто имеет значительную мощность, до 1—5 м, и может
слагать жилу от контакта до контакта. В крупных пегматитовых
жилах мощность этой породы не превышает 0,1—0,3 м.
По мере удаления от контакта зернистость кварцево-альбитового
агрегата увеличивается, альбит становится крупнопластинчатым,
резко увеличивается содержание сподумена, уменьшается содержа­
ние сахаровндного альбита и порода постепенно переходит в средне­
крупнозернистый кварцево-сподумен-альбитовый агрегат. Макро­
скопически эта разновидность пегматита представляет собой мозаич­
ный агрегат зерен кварца и пластинчатого альбита № 0—3, среди
которого изолированно располагаются кристаллы сподумена. Они
обычно ориентированы перпендикулярно плоскости контакта пегма­
титовых жил с вмещающими породами, что создает характерную
директивную текстуру пегматита.
Мономинеральные участки кварца сложены агрегатом зерен
зубчатой формы размером от 0,1 до 0,5 мм. Размер таких участков
колеблется от 0,5 до 2—3 см. Мономинеральные выделения альбита,
состоящие из одного — трех пластинчатых индивидов со сложным
двойниковым строением, имеют размер от 0,5 до 3—4 см в попереч­
нике. Лейсты альбита обладают значительно большей степенью
идиоморфизма, чем зерна кварца. Кристаллы сподумена уплощеннопризматического облика крупнее, чем выделения кварца и аль­
бита — от 0,1 X 0,5 X 1 до 1 X 5 X 10 см, в среднем 0,3 X 0,8 X
X 5 см. Средний состав этой разновидности пегматита по данным
минералогического анализа большого числа проб и планиметри­
ческим измерениям в обнажениях следующий, %: кварца — 30,
альбита — 35, сподумена — 25. Около 4—6% приходится на долю
мусковита, пластинки которого от 0,5 до 1—2 см в поперечнике
равномерно распределены в породе. В качестве второстепенных
минералов присутствуют: марганцевый апатит, гранат—спессартин,
берилл, колумбит—танталит, трифилит—литиофилит. Их общее
2 Закаэ 1329
17
содержание составляет около 1%. Состав породы довольно одно­
родный в жилах большой мощности, но местами, особенно в уча­
стках жил малой мощности, наблюдаются значительные колебания
в содержании сподумена — от 5—10 до 30—50%. Более низкое
содержание сподумена характерно для приконтактовых частей пегма­
титовых тел. Здесь часто наблюдается чередование полос пегматита
с различным содержанием сподумена, которые вытянуты парал­
лельно контактам пегматитовых тел. Местами сподумен полностью
исчезает из породы, и тогда полосы кварцево-сподумен-альбитового
агрегата чередуются с полосами среднезернистого кварцево-альбитового агрегата.
В 10—50 см от контакта с вмещающей породой в кварцево-сподумен-альбитовом пегматите появляются выделения микроклина.
Их форма очень разнообразна — от изометричной до вытянутой
и совершенно неправильной. Размер выделений микроклина также
непостоянный и варьирует от нескольких сантиметров до 1,5 м
в поперечнике. Содержание микроклина в пегматитовых жилах
колеблется в пределах от 5 до 40%, при среднем содержании около
15%. При высоком содержании микроклина в жилах кварцевосподумен-альбитовый агрегат образует жилоподобные выделения
мощностью от нескольких сантиметров до 0,5—1 м, пересекающие
блоки микроклина. По мере уменьшения содержания микроклина
мощность кварц-сподумен-альбитового пегматита увеличивается,
а сам микроклин в этой породе образует обособленные порфировид­
ные выделения.
Среднезернистый кварцево-сподумен-альбитовый пегматит с тем
или иным количеством блокового микроклина составляет основной
объем жил.
Среди среднезернистого кварцево-сподумен-альбитового пегма­
тита выделяются участки более крупнозернистой породы сходного
состава в виде гнезд, линз или неправильных выделений мощностью
от 0,5.и до нескольких метров. В породе преобладает зернистый кварц
(40—50%), среди которого находятся идиоморфные кристаллы спо­
думена и микроклина от нескольких десятков сантиметров до метра
в поперечнике и розетки альбита (клевеландита). В качестве второ­
степенных минералов присутствуют: мусковит, берилл, колумбит—
танталит, марганцевый апатит, гранат, трифилит—литиофилит и др.
Все эти минералы хорошо окристаллизованы и имеют значительно
большие размеры, чем в других разновидностях пегматитов, —
от нескольких сантиметров до нескольких десятков сантиметров
в поперечнике — и часто образуют гнездовые скопления.
Структура породы отвечает понятию «блоковая». Для нее харак­
терна крайне неравномерная зернистость, а также изменчивый
минералогический состав. Обычно периферические участки гнезд
блокового кварцево-сподумен-полевошпатового пегматита обога­
щены клевеландитом как по сравнению с соседними участками средне­
зернистого кварцево-сподумен-альбитового пегматита, так и с цен­
тральными частями гнезд блокового пегматита. Последние обогащены
кварцем, сподуменом и идиоморсрным микроклином. Переход от
среднезернистого пегматита к гигантозернистому совершается посте­
пенно и заключается в исчезновении субпараллельной ориентировки
кристаллов сподумена, увеличении пластинчатости альбита и идио­
морфизма индивидов микроклина при общем росте зернистости по­
роды от периферии к центру гнезд блокового пегматита. Гнезда
гигаитозернистого пегматита обычно тяготеют к центральным частям
жил, к их раздувам или перегибам, но иногда встречаются и не­
посредственно на контакте пегматитовых тел с вмещающими поро­
дами. На долю гигантозернистого кварцево-сподумен-полевошпатового пегматита приходится сравнительно небольшой объем жил
(не более 20—30%).
В отдельных участках пегматитовых тел наблюдаются также
жилоподобные или гнездовые выделения крупнозернистого кварцево-мусковитового пегматита мощностью от 10 см до 1 м. Состав
этой породы очень невыдержанный (от 30 до 80% кварца и от 20
до 70% мусковита). В незначительном количестве присутствуют
альбит—клевеландит и сподумен. Второстепенные минералы — бе­
рилл, колумбит—танталит, апатит, литиофилит — обычно образуют
гнездовые скопления. Выделения кварцево-мусковитового агрегата
повсеместно пространственно связаны с гнездами блокового кварцево-сподумен-полевошпатового пегматита, но встречаются часто
и независимо от последнего. Роль этой породы в строении пегмати­
товых жил очень невелика (менее 5% объема жил).
Из приведенного описания видно, что отчетливая концентри­
ческая зональность, столь характерная для большинства редко­
метальных гранитных пегматитов [Соседко, 1961; Солодов, 1962],
в сподуменовых жилах района практически отсутствует. Строение
пегматитов весьма выдержанно как по простиранию, так и по падению.
Отличия отдельных жил друг от друга заключаются главным образом
в содержании, размерах и форме выделений микроклина, а также
в степени развития гигантозернистого кварцево-сподумен-полевошпатового агрегата блоковой структуры.
Таким образом, по мере изменения и усложнения минералоги­
ческого состава пегматитов усложняется их внутреннее строение.
Одни структурные разновидности пегматита (парагенетические ас­
социации) уступают место другим, при этом в жилах более сложного
состава пегматитовые породы, свойственные жилам более простого
состава, обычно сохраняются в виде реликтов.
Каждый из выделенных по минералогическому составу типов
пегматитов помимо особенностей внутреннего строения отличается
рядом других признаков.
Размеры пегматитовых тел увеличиваются от пегматитов полево­
шпатового типа к пегматитам сподуменового типа. Так, протяжен­
ность тел полевошпатового пегматита составляет десятки метров,
редко до 100—150 м, при мощности, не превышающей 10 м. Длина
пегматитовых тел мусковит-полевошпатового типа достигает пер­
вых сотен метров при мощности до 15 м. Протяженность жильных
2*
18
19
тел сподуменового типа составляет многие сотни, а их мощности —
десятки метров. В то же время форма пегматитовых тел почти не
зависит от их принадлежности к тому или иному типу. В большинстве
случаев они представляют собой плитообразные, дайкоподобные
тела с редкими раздувами и пережимами. Форма жил меньшего
размера приближается к линзовидной. Все пегматитовые тела яв­
ляются продольно секущими по отношению к элементам залегания
вмещающих их пород.
Устанавливается зависимость типа пегматита от состава вмеща­
ющих пород. Пегматиты полевошпатового типа могут располагаться
среди пород любого состава, но встречаются преимущественно в амфибол-биотитовых гранодиоритах или в биотитовых и гранат-биоти
товых гнейсах. Значительно реже они залегают в габбро-анортозитах
или пластовых амфиболитах и амфиболовых гнейсах.
Пегматиты мусковит-полевошпатового типа в амфибол-биотитовых гранодиоритах не встречаются. Они приурочены главным
образом к амфиболитам и амфибол-биотит-гранатовым гнейсам,
значительно реже встречаются среди биотитовых гнейсов и габброанортозитов. Важно отметить, что жилы с наиболее высоким содер­
жанием бериллия, тантала и ниобия связаны исключительно с амфи­
болитами или амфиболовыми гнейсами. Часто в пределах одного
пегматитового тела, пересекающего как амфиболиты, так и биотито­
вые гнейсы, берилл и колумбит—танталит приурочены к участкам
жилы среди амфиболитов. В участках жил, располагающихся среди
гнейсов, содержание этих минералов значительно ниже или они
вообще отсутствуют.
Пегматиты сподуменового типа залегают только среди пород
основного . состава — габбро-анортозитов и амфиболитов — и не
встречаются среди других пород.
Пегматиты трех выделенных типов пространственно взаимо­
связаны друг с другом. На отдельных участках пегматитового поля
удается наблюдать непосредственные переходы одного типа в другой,
часто в пределах одного жильного тела. Так, постепенный переход
полевошпатового пегматита в мусковит-полевошпатовый наблю­
дается повсеместно там, где пегматиты этих двух типов сосредоточены
на небольших по площади участках. Он заключается в постепенном
увеличении количества мусковита, а также в увеличении роли
крупно- и гигантозернистого кварцево-полевошпатового агрегата
блоковой структуры за счет равномерно-среднезернистого кварцево­
полевошпатового пегматита гранитной структуры.
Постепенные переходы по простиранию пегматитов мусковитполевошпатового типа в сподуменовый также довольно обычны
и заключаются в смене по простиранию кварцево-мусковитового
агрегата кварцево-сподумен-альбитовым с сохранением всех струк­
турно-текстурных особенностей породы. Фланги многих жил споду­
менового типа постепенно обедняются сподуменом, обогащаются
микроклином и приобретают структурно-текстурные особенности,
отвечающие типичным мусковит-полевошпатовым пегматитам. От­
20
дельные жилы сподуменового типа при выклинивании на глубину
приобретают все черты, свойственные жилам полевошпато­
вого типа.
Пространственная взаимосвязь пегматитов трех различных типов
в пределах сравнительно небольших по площади участков, а также
их постепенные взаимопереходы друг в друга по простиранию часто
в пределах единого крупного тела, несомненно, могут служить сви­
детельством их генетической общности.
Таким образом, довольно пестрые по составу и внутреннему стро­
ению пегматитовые образования района складываются в единый
генетический ряд. Он начинается относительно простыми полево­
шпатовыми пегматитами, близкими к типичным керамическим пегма­
титам, и заканчивается редкометальными пегматитами натриево­
литиевого типа. Дальнейшей ступенью развития являются пегматиты
литиево-цезиевого типа, которые в изученном районе (Южное пегма­
титовое поле) не встречаются, но распространены в других участках
нижнепротерозойской синклинальной зоны [Соседко, 1961].
ГЛАВА
2
М ИНЕРАЛЫ ПЕГМАТИТОВ
ОБЩ АЯ ХАРАКТЕРИСТИКА
В пегматитах изученного района к настоящему времени устано­
влено 64 минеральных вида. Ниже приводится их полный список
согласно кристаллохимической классификации [Штрунц, 1962].
Сульфиды
Х алькозин Cu2S
Сфалерит ZnS
Х алькопирит C uFeS2
П ирротин F e ^ m Fef* S
Галенит PbS
3
Борнит Cu5FeS4
Ковеллин CuS
Висмутин B i2S3
Молибденит MoS2
Пирит FeS2
Арсенопирит FeAsS
Окислы
и гидроокислы
Магнетит FeFe204
Гематит F e20 3
Ильменит F e T i0 3
Перовскит (Са, T R , Na)(Ti, Nb, Та, F e)0 3
Пирохлор (Na, Ca)2(Nb, Ta)20e(0 H , F)
Микролит (Са, Na)2(Ta, N b)2Oe(OH, F)
Кварц S i0 2
Касситерит S n 0 2
Ильменорутил (Ti, Nb, Та, F e )0 2
Колумбит—танталит (Fe, Mn)(Nb, Та)гО0
Иттроколумбит Y(Nb, T a)0 4
Уранинит U 0 2
Лимонит F e20 3-rcH20
Гуммит U 0 2-n H 20
Карбонаты
К альцит СаС03
Малахит Си2С 03(0 Н )2
Азурит Cu 3(C03)2(0 H )2
Фо с фа т ы
Трпфилит—литиофилит (Li, Na)(Fe, M n )[P 0 4]
Сиклерит L i1_n (Mn3+, Fe3^) [P 0 4]
Гетерозит—пурпурит (Fe, M n )[P 0 4]
Монацит (Се, С еТ Й )[Р 04]
Манганапатпт (Ca, Mn)6[P 0 4]3(F, OH)
Фрапколит Ca6[ P 0 4, C 030 H ] 3(F, OH)
Дюфрепит Fe§+, Fe3+[ P 0 4]3(0 H )3
Конинкит Fe [P 0 4] • 3H „0
Чилдренит (F e2+, M n )A l[P 0 4](0 H )2-H 20
Гюролит (Mn, Fe)6H 2[P 0 4]4-4 H 20
Бераунит Feij+ [ P 0 4]2(0 H )3• 2,5H „0
Дестинезпт Fe4[P 0 4, S 0 4]3(0 H )4 • 13H 20
Отенит C a [U 0 2]2[P 0 4)2-10H 20
Силикаты
Циркон (Z r, H f)[S i0 4]
Гранат (спессартин—альмандин) (Mn, Fe)3A l2[S i0 4]3
Топаз A l2[S i0 4])F, O H )2
Бертрандпт Be4[S i20 ,[( O H ) 2 • H 20
Эпидот Ca2(Al, Fe)3[S i0 4] [S i20 7]0 (0 H )
Берилл Be3A ]2(S i0O18) • reH20 ’
Турмалин (Nal Ca) (Li, Mg, Al)3 (Al, Fe, Mn)e (B 0 3)3 (Si„Oi8) (OH)4
Сподумен L iA l(Si20„)
Гольмквистит Li„(Mg, Fe)s_„(Al, Fe)2{Al2_„Sie+„ ) 0 22}(0I-I, F, 0 ) 2
Пирофиллит A l2[Si4O10](O H )2
Биотпт K (Fe, Mg)3 {AlSi3O10}"(OH),
Мусковит KA12 {AlSi3O10}(OH)2
Гидромусковит (К , H30)A12 {A lSijO jgJfO H ), • nH „0
Монтмориллонит Na„(Al, Mg)2[Si4O]0](O H ),“4H ,O
Каолинит Al4[Si4O10l(OH)8
Хлорит (амезпт) Mg4A l2{Al2S i2O10)(OH)8
Петалит Li {AlSi4O10}
Плагиоклаз (альбит, олигоклаз, андезин) (Na, Са){(А1, Si)40 8}
Калиевый полевой шпат (К , N a){A lSi30 8}
Шабазит (Са, N a2){Al„Si40 j 2} -6 Н 20
Томсонит NaCa2{Al2(Al, S iJS b O jo fa-S H jO
Десмин Ca{Al2S i70,"e} -7 Н 20
Бавенит (Са, Na, Ве)4{(Ве,“ Al)4S i9O20}(OH)2 • Н 20
Из 64 перечисленных минералов 11 составляют сульфиды, 14 —
окислы и гидроокислы, 3 — карбонаты, 13 — фосфаты и 23 — си­
ликаты и алюмосиликаты. Последние являются господствующими
как по количеству минеральных видов, так и по распространенности.
Такие минералы, как кварц, полевые шпаты, сподумен и мусковит,
в сумме составляют более 98% всей массы пегматитовых тел. Если
сюда добавить берилл, гранат, апатит, трифилит—литиофилит и ко­
лумбит—танталит, то на долю остальных минералов будет при­
ходиться менее 0,1%. Таким образом, многие перечисленные мине­
ральные виды являются весьма редкими.
Минералы пегматитов по распространенности подразделяются
на три группы: главные породообразующие, составляющие более 5 %;
второстепенные — более 0,01 % и редкие — менее 0,01 %. В этой
последовательности дается описание выделенных групп.
При описании каждого минерала вначале приводятся пределы
колебаний его содержания в различных типах пегматитов, затем
описываются его морфологические разновидности, их возрастные
23
взаимоотношения и генерации. Далее приводится химическая харак­
теристика минерала, после чего дается описание его физических
свойств. Такое расположение материала связано с тем, что для боль­
шинства описанных минералов удается установить различия хими­
ческого состава отдельных генераций и показать строгую зависимость
физических свойств от химического состава. Для ряда минералов
такая зависимость установлена впервые, для других наши данные
подтверждают зависимости, известные из литературы.
ГЛАВН Ы Е ПОРОДООБРАЗУЮ Щ ИЕ М И Н ЕРА ЛЫ
Кварц — S i0 2. Кварц является ведущим минералом пегматитов
всех выделенных типов. Несмотря на значительные колебания в со­
держании кварца в отдельных структурных разновидностях пегма­
титов, его среднее содержание для любого пегматитового тела яв­
ляется весьма выдержанным — от 25 до 35%.
Изучение парагенетических ассоциаций кварца и его взаимо­
отношений с другими минералами показывает, что кварц кристал­
лизуется на всех этапах формирования пегматитовых жил, начиная
с образования аплитовых оторочек и кончая выполнением пустот
на месте нацело выщелоченного сподумена. В пегматитах района
различается по крайней мере шесть генераций кварца.
Наиболее р а н н и м является кварц из приконтактовых апли­
товых оторочек и равномерно-среднезернистого кварцево-полево­
шпатового пегматита гранитной структуры (кварц I). Здесь он кри­
сталлизуется одновременно с плагиоклазом, но раньше микроклина,
содержащего в себе реликты кварца I.
Ко в т о р о й генерации следует отнести кварц графических
вростков в микроклине и зернистый кварц из неравномерно-грубо­
зернистого и блокового кварцево-полевошпатового пегматита.
На границе между пегматитом гранитной структуры и агрегатами
пегматоидной и блоковой структуры в шлифах нередко можно наблю­
дать постепенный переход от реликтовых, различно ориентирован­
ных вростков кварца к тонкографическим по мере увеличения раз­
меров и степени идиоморфизма кристаллов микроклина. С другой
стороны, тонкографические вростки кварца (0,2—1 мм в поперечном
сечении) постепенно переходят в грубографические (до 1—1,5 см
в поперечном сечении), где ихтиоглипты кварца в микроклине со­
стоят уже не из отдельных зерен — монокристаллов, а из агрегата
зерен неправильной зубчатой формы. Хотя эти зерна в грубографи­
ческих вростках уже не имеют единой оптической ориентировки,
тем не менее сохраняется определенная упорядоченность в располо­
жении участков кварца среди поля микроклина. В дальнейшем
ихтиоглипты
кварца сливаются вместе, теряют свою угловатую
форму и в конце концов превращаются в прожилки или гнезда.
В крупно- и гигантозернистом кварцево-полевошпатовом пегма­
тите блоковой структуры такие гнезда — блоки кварца — достигают
1—1,5 мм в поперечнике. Они имеют весьма сложную форму, которая
24
определяется формой, размером и количеством идиоморфных кри­
сталлов полевого шпата.
У к азан н ы е взаи м оотн ош ен и я к в а р ц а и п олевы х ш патов сви д етел ь­
ств у ю т о том , ч т о в с е т р и м и н е р а л а в в ы ш е н а з в а н н ы х с т р у к т у р н ы х
разновидностях п егм ати та к р и ста л л и зу ю тся одноврем енно, а их
о б разован и е с в я за н о с п роц ессом со б и р ател ьн о й п е р е к р и с т а л л и за ц и и
м инералов ср ед н езер н и сто го п егм ати т а гр ан и тн о й с т р у к т у р ы .
К т р е т ь е й генерации принадлежит зернистый кварц кварцево-мусковитового пегматита, кристаллизующийся позже блоко­
вого микроклина, плагиоклаза и зернистого кварца II, что доказы­
вается пересечениями гнезд блокового кварцево-полевошпатового
пегматита жилоподобными выделениями кварцево-мусковитового аг­
регата. К этой же генерации относится часть кварца из среднезер­
нистого кварцево-сподумен-альбитового пегматита, который так
же, как и кварцево-мусковитовый агрегат, развивается по блоковому
кзарцево-полевошпатовому пегматиту. Изучение взаимоотношений
кварца и сподумена показывает, что в породе присутствует как
реликтовый кварц II, по которому развивается сподумен, так и ново­
образованный кварц III, кристаллизующийся одновременно со спо­
думеном или позже него.
В качестве самостоятельной ч е т в е р т о й генерации следует
выделить зернистый кварц из гигантозернистого кварцево-сподуменполевошпатового пегматита. Основанием для этого является харак­
тер перехода среднезернистого кварцево-сподумен-альбитового
пегматита в гнезда вышеназванной породы. Он заключается в по­
степенном с л и я н и и небольших выделений кварца в крупные мономинеральные скопления и гнезда вплоть до образования кварцевых
ядер, достигающих нескольких метров в поперечнике. Параллельно
с сегрегацией кварца идет постепенное увеличение размеров кристал­
лов сподумена и полевых шпатов и увеличение степени идиоморфизма
этих минералов. Здесь изменяются и возрастные взаимоотношения
зернистого кварца со сподуменом и микроклином. Как показывают
наблюдения, кварц кристаллизуется или раньше или одновременно
с этими минералами, тогда как кварц III в среднезернистом кварцево-сподумен-альбитовом пегматите кристаллизовался
позже
микроклина и одновременно со сподуменом или позже него.
Следует отметить, что агрегаты кварца всех выделенных выше
генераций обладают совершенно одинаковой структурой, которая
определяется весьма невыдержанными размерами отдельных зерен —
монокристаллов (от 0,01 мм до 1 см в поперечнике) — и их зубчатой
очень неправильной формой. Характерно также облачное погасание
зерен. Это наводит на мысль о том, что гранобластовая структура
агрегатов кварца I—IV возникла позже его кристаллизации и свя­
зана либо с процессом катаклаза минерала, либо с полиморфным
« -v |5-превращением.
Иной структурой обладают агрегаты более позднего кварца,
выделяемого в самостоятельную п я т у ю генерацию. К ней при­
надлежит ячеистый кварц, развивающийся по зернистому кварцу
25
I I —IV, и мелкозернистый сахаровидный кварц вторичных аплитов
и мономинеральных кварцевых прожилок, секущих все ранее сфор­
мированные структурные разновидности пегматитов. Зерна кварца V
отличаются правильной изометрической формой и выдержанным
размером в пределах небольших мономинеральных участков, благо­
даря чему возникает характерная полиэдрическая структура агре­
гата. Кварц V не подвергается катаклазу, облачное погасание для
его зерен нехарактерно.
Наиболее п о з д н и м
кварцем в пегматитах являются его
кристаллы из пустот выщелачивания. Признаком, позволяющим
выделять эту разновидность кварца в самостоятельную ш е с т у ю
генерацию, является то, что в ряде случаев затравками для роста
таких кристаллов служат зерна кварца V, обнажающиеся на стенках
каверн.
Содержание в кварце элементов-примесей. Цвет кварца изменчив
и часто варьирует даже в пределах одного штуфа. Обычно кварц
имеет сероватую или молочно-белую окраску. Блоковый зернистый
кварц из сподуменовых пегматитов чаще бывает дымчато-серым,
реже — до почти черного. Кристаллы позднего кварца из пустот
выщелачивания бесцветны и водяно-прозрачны. Другие разновид­
ности кварца по цвету не различаются.
Попытки выявить вариации некоторых физических свойств
кварца — показателей преломления, удельного веса, параметров
элементарной ячейки и температуры полиморфного а +± р-нревращения — не увенчались успехом, так как имевшаяся в распоряже­
нии автора аппаратура давала погрешности измерений, в несколько
раз превышающие возможные вариации этих свойств [Гусева, 1961;
Франк-Каменецкий, Каменев, 1960, 1961; Кейт, Татл, 1954].
Состав кварца из пегматитов изученного района определялся
главным образом спектроскопически. Кроме кремния в минерале
обнаружены следующие элементы: Be, Mn, Mg, Ti, Fe, Al, Cu, Ag,
Ca, Ba, Na, Li, K, Ga, Nb и Та.
Наиболее высокие содержания характерны для алюминия, же­
леза, кальция и натрия (от 0,03 до 0,3%). Остальные элементы
присутствуют в сотых, тысячных и десятитысячных долях процента.
Полученные данные показывают, что кварцы из пегматитов раз­
личного типа заметно отличаются по содержанию элементов-при­
месей. Так, для кварца из пегматитов полевошпатового типа харак­
терны наличие следов свинца и олова, которые не устанавливаются
в кварцах из пегматитов других типов, низкое содержание алюминия
(-< 0,03%) и отсутствие лития. Кварц из пегматитов мусковитполевошпатового типа характеризуется отсутствием бериллия
и лития и наличием следов никеля, циркония и стронция. Наиболее
высокое содержание элементов-примесей характерно для кварца
из пегматитов сподуменового типа, в особенности алюминия (0,0 5 ОД %), натрия, лития и бериллия.
Концентрация бериллия в кварце из сподуменовых пегматитов
определялась количественным спектральным методом. Согласно полу­
26
ченным данным, содержание ВеО в кварцах колеблется от 0,0001
до 0,0007% при среднеарифметическом 0,003%.
В шести образцах кварца из блокового кварцево-сподумен-полевошпатового пегматита методом пламенной фотометрии (табл. 1) в сред­
нем установлено, %: N a20 — 0,045, L i20 — 0,0015 и К 20 — 0,063.
Т аблица 1
Содержание щелочных элементов
в блоковом кварце IV из
пегматитов сподуменового типа,
вес. % *
Таблица
Содержание тан тал а и ниобия
в кварце п з пегм атитов
сподуменового ти п а по данным
колориметрии, вес. % *
Образец
N a20
Li20
К 20
Образец
Та20 6
Nb20 5
1033-2
1347-а
1347-д
1900-А
2073
2170
0,05
0,09
0,05
0,08
0,03
0,03
0,002
0,002
0,002
0,001
0,001
0,001
0,06
0,07
0,06
0,06
0,06
0,07
Пр-1
Пр-27
Пр-30-1
1043
1347-а
0,005
0,004
0,004
Следы
»
0.001
0,001
Не обн.
То же
»
Среднее
0,045
0,0015
0,063
Среднее
0,002
0,001
* Данные пламенной фотомет­
рии. Аналитик М. П. Лоскутова.
2
* А н ал и ти к 10. Н . Н ови кова.
В нескольких образцах кварца выполнены колориметрические
определения ниобия и тантала (табл. 2). Оба элемента присутствуют
в количестве, находящемся на пределе чувствительности анализа.
Тем не менее отчетливо устанавливается преобладание тантала над
ниобием во всех анализированных образцах. Среднее содержание
пятиокисей тантала и ниобия в кварце из пегматитов сподуменового
типа, по-видимому, близко к 0,002% для Т а 20 5 и менее 0,001 % —
для N b ,0 5.
Отборка кварца для анализов из фракции 0,25—0,16 мм и про­
верка его чистоты в иммерсии позволяют говорить о том, что в ана­
лизированном материале включения других минералов размером
более 0,01 мм практически отсутствовали. Разумеется, не исключена
возможность существования в кварце более тонкодисперсных вклю­
чений, однако на основании работ В. А. Франк-Каменецкого [1960,
1961] можно предположить, что некоторая часть элементов-примесей
в изученном кварце обусловлена явлениями микроизоморфизма.
Независимо от природы элементов-примесей в кварце, как показы­
вают приведенные выше данные, их концентрация отражает соотно­
шение химических элементов в пегматитовой системе в момент кри­
сталлизации минерала. Особенно четко такая зависимость про­
является для редких элементов — лития, бериллия и, по-видимому,
для тантала и ниобия. К аналогичному выводу пришел О. Д. Ставров
[1963], изучавший состав кварца в пегматитах различного типа
27
Сибири. Тем самым открывается возможность использования кварца
как индикатора редкометального оруденения в пегматитах после
детального изучения его состава более точными аналитическими
методами.
Калиевый полевой шпат (микроклин) — К{А1 S i 30 8}. Микро­
клин является одним из главных породообразующих минералов,
но содержание его сильно колеблется в пегматитах различного типа.
Наиболее распространен он в жилах полевошпатового и мусковитполевошпатового типа, где содержание микроклина достигает 70%
при среднем около 45—50%.
Среднее содержание микроклина в сподуменовых пегматитах
гораздо ниже — около 15% при весьма неравномерном распределе­
нии в жилах. Наиболее богаты микроклином фланговые участки
этих тел (до 40%), а наиболее бедные — центральные части жил,
где содержание минерала снижается до 8—10%.
Наблюдения показывают, что микроклин в изученных пегматитах
выделялся на протяжении почти всех этапов их формирования.
Выделяются пять генераций микроклина, различающиеся по парагенетическим ассоциациям, формам выделения и в ряде случаев
по химическому составу.
Наиболее р а н н е й генерациех! является ксеноморфный мелко­
зернистый микроклин из кварцево-полевошпатового пегматита гра­
нитной структуры. Он кристаллизуется позже плагиоклаза и кварца,
о чем свидетельствует его локализация в интерстициях между та­
бличками плагиоклаза и зернами кварца, а также нередко и их
замещение (рис. 5, а, б). В таких случаях в зернах микроклина
наблюдаются реликты плагиоклаза в виде участков очень непра­
вильной формы, обычно сохраняющих первоначальную ориенти­
ровку плагиоклаза,— «лохмотьевидные» пертиты, по терминологии
А. К. Болдырева [1934].
Микроклин I содержит большое количество криптопертитовых
вростков плагиоклаза, но лишен ленточных пертитов. Он широко
распространен только в пегматитах полевошпатового типа, довольно
редок в мусковит-полевошпатовых и отсутствует в сподуменовых
пегматитах.
Ко в т о р о й генерации следует отнести порфиробластический
микроклин, пойкилобластический (графический) микроклин и блоко­
вый микроклин-пертит. Индивиды микроклина первых двух морфо­
логических разновидностей обычно располагаются группами,
но иногда в виде цепочки или одиночных кристаллов пересекают
участки пегматита гранитной структуры. В этих случаях выделения
микроклина имеют вид типичных порфиробластов: содержат много­
численные реликты плагиоклаза («лохмотьевидные» пертиты),
а иногда даже целые фрагменты мелкозернистой основной массы
породы. Благодаря постепенному увеличению количества порфиробластического и пойкилобластического микроклина в породе, увели­
чению размера его индивидов и степени их идиоморфизма возникает
типичный блоковый микроклин-пертит, слагающий основную
28
массу гигантозернистого кварцево-полевошпатового пегматита
блоковой структуры. По мере роста индивидов микроклин II очи­
щается вначале от криптопертитов плагиоклаза, превращающихся
в ленточные пертиты, а затем и от ленточных пертитов. Эволюция
Р и с. 5. Замещ ение мелко­
таблитчатого
плагиоклаза
(Р1) ксеноморфным микро­
клином (Ж /), развиваю щ им­
с я по границе плагиоклаза
и кварца
( Qu ) . Зарисовка
ш лиф а. Увеличено в 150 раз
( а) . Реликты таблитчатого
плагиоклаза (Р1) в микро­
клине (ЛИ), аналогичные по
форме и двойниковому строе­
нию типичны м «лохмотье­
видны м »
п ертитам . Зари­
совка ш лиф а.
Увеличено
в 50 раз (б).
формы и размеров вростков кварца в микроклине показана выше
(стр. ^±). В обоих случаях налицо единый процесс очищения микро­
клина от механических включений при стремлении минерала к боль­
шей степени идиоморфизма. Такие соотношения микроклина II
с кварцем и плагиоклазом свидетельствуют об одновременной
29
кристаллизации всех трех минералов. Нижняя возрастная граница
для блокового микроклина определяется его дроблением и замеще­
нием мелкопластинчатым альбитом и среднезернистым сподуменом.
К третьей
генерации минерала относится непертитовый
идиоморфный блоковый микроклин, приуроченный к гнездам ги­
гантозернистого
кварцево-сподумен-полевошпатового пегматита.
Микроклин III приурочен обыкновенно ближе к центральной части
таких гнезд и образует здесь идиоморфные короткопризматические
кристаллы до 40—60 см в поперечнике, располагающиеся в массе
зернистого кварца. Блоки микроклина III почти не затронуты катаклазом и, как правило, почти не содержат пертитовых вростков.
Важно отметить, что микроклин этой генерации имеет совершенно
иные взаимоотношения со сподуменом по сравнению с блоковым
микроклином II. Он не только не замещается сподуменом и не рас­
секается кристаллами последнего, как это характерно для блокового
микроклина II из среднезернистого кварцево-сподумен-альбитового
пегматита, но обычно располагается изолированно от сподумена
и обладает одинаковой с ним степенью идиоморфизма, что свидетель­
ствует об одновременной кристаллизации обоих минералов. Исследо­
вания показывают, что микроклин III отличается от блокового микро­
клина II также и по содержанию рубидия, цезия и других элементовпримесей, что подтверждает правомочность его выделения
в самостоятельную генерацию.
К ч е т в е р т о й генерации относится мелкозернистый груборешетчатый микроклин, замещающий микроклин более ранних
генераций, блоковый сподумен, клевеландит и образующий мономинеральные и иолиминеральные (совместно с сахаровидным альби­
том и мелкозернистым сподуменом) жилки вторичных аплитов,
секущие все другие структурные разновидности пегматитов.
К п я т о й генерации следует отнести кристаллы микроклина
из пустот выщелачивания в сподуменовых пегматитах. Признаком,
позволяющим выделять эту разновидность микроклина в самосто­
ятельную генерацию, является то, что нередко его кристаллы на
стенках пустот образуются в результате дорастания (регенерации)
зерен груборешетчатого микроклина IV, обнажившихся на стенках
полостей после полного выщелачивания сподумена.
Химический состав микроклина. Для 10 образцов минерала был
произведен химический анализ, более 50 образцов анализировались
на щелочные элементы методом пламенной фотометрии (табл. 3, 4,
5, 6). Материал для анализов подготовлялся следующим образом.
Кристаллы микроклин-пертита раскалывались на бруски 0,5 X
X 0,5 X 0,2 см и после всестороннего осмотра под бинокуляром
отбирались выколки, содержащие пертитовые вростки плагиоклаза,
но лишенные вростков сахаровидного и таблитчатого альбита,
кварца, мусковита и других минералов. Содержание пертитовых
вростков плагиоклаза устанавливалось подсчетами в иммерсионных
преператах, изготовленных из отквартованной части анализировав­
шегося материала, реже в шлифах тех же образцов.
30
Таблица
Результаты полных химических анализов мпкроклина, вес. %
Компо­
ненты
S i0 2
ТЮ2
А 1 20 з
Ре20 3
FeO
MnO
CaO
MgO
K20
Na20
Li20
Rb20
H20 +
h 2o -
3
Р1омера анализа и образца
1*
2*
3
4
63,85 63,90 64,38
64,71
0,03
0,02
0,02
0,01
19,36 19,36 18,83
18,88
0,02
0,17
0,14
0,05
—
—
—
0,13
—
Сл.
0,01
0,01
0,10
0,21
1,06
0,12
0,19
0.12
0,20
0,02
14,68 14,31 13,00
14,60
0,73
0,47
2,70
1,56
Сл.
0,01
0,04
0,03
0,27
0,24
0,18
0.62
0,70 Не обн. 0,17
0,40
»
0,25
--
С у м м а ) 99,95
5
64,39
0,01
19,21
0,06
6
7
64.30
64,23
0,01
0,01
19,36
19,08
0,07
0,03
— Не обн. —
0,01
0,01
0,01
0,09
0,09
0,12
0,02
0,03
0.02
14,00 11,70
12,40
1,24
2,80
2,50
0,03
0,04
0,03
0,82
0,85
0,87
0,22
0,08
0,07
--Сл.
—
99,55 100,58 |l00,77 |'100,09
8
9
10
64.42
0,05
19,27
0.14
65,26
0,01
19,10
0,03
63,64
0,05
19,19
0,28
0,01
0,68
0,31
13,20
1,20
Сл.
1,17
0,08
0,06
0,01
0,09
0,04
14,20
1.12
0,04
1,20
0,20
—
0,04
0,80
0,52
13,20
0,98
0,04
1,53
_
—
99,36 100,59 101,29 100,43
* Определение R b20 , L i20 производилось весовым методом. Анализы
выполнены Н . А. Елиной. Во всех остальных анализах Rb20 , Li20 опреде­
лялись методом пламенной фотометрии. А нализы выполнены в ЦХАЛ СЗТГУ.
1 —обр. 1038-6. Выделения розового, до мясо-красного мпкроклина 1^
в среднезернистом кварцево-сподумен-альбитовом пегматите. Отделен от
вростков альбита в бромоформе. Содержит около 30% м пкроклина IV; 2 —
обр. 1038-6-2. М пкроклпн IV, выделенный из обр. 1038-6, отделен от альбпта
в бромоформе; 3 — обр. 1575. Блоковый микроклип-пертит II из полевошпа­
товых пегматитов. Содержит около 15% жильных пертитов и криптопертитов; 4 — обр. 1607-в. Изометрические зерна м пкроклина IV в ассоциации
с округлыми выделениями кварца. А грегат пересекает блоки сподумена;
5 обр. 1343-з. Участок сильно рекрпсталлизованного блокового микроклина
I V из обр. 1343-Д. Под микроскопом не отмечается вростков плагиоклаза;
6 обр. 1897. Блоковый реликтовый м икроклин I I из среднезернистого кварцево-сподумен-альбитового пегматита; 7 — обр. 1343-Д. Блоковый розовый
мпкроклин I I со значительным количеством ( ~ 1 8 % ) реликтовых пертитов.
Из ассоциации со сподуменом I; 8 — обр. 1780. Блоковый сильно перекрпсталлизованный мпкроклин II из центральны х участков жилы пересекается
жилками сподуменового аплита мощностью до 20 см; 9 — обр. 1347-а. Б локо­
вый розовато-серый мпкроклин I I I из осевой части жилы в ассоциации
с блоковым молочно-белым кварцем; 10 — обр. 1687. Блоковый розовато-серый
мпкроклин I I I около 0,8 .it в поперечнике в осевой части жилы.
Расчет показывает (табл. 4), что все анализы, несмотря на не­
достаточно хорошую в ряде случаев сумму компонентов, удовлетво­
рительно укладываются в типовую формулу полевого шпата. Име­
ющийся в отдельных анализах недостаток катионов в группе калия,
вероятно, объясняется систематической ошибкой определения этого
элемента классическим весовым методом.
31
Таблица
Кристаллохимические формулы анализированны х микроклинов
и содержание полевош патовых составляю щ их
0,01
0,01
0,01
0,02
0,02
0,03
0,03
0,04
0,04
0,05
—
0,01
—
0,01
0,01
—
—
0,01
—
1,07
0,97
0,96
1,02
0,97
0,99
0,99
0,97
0,99
1,00
1,02 2,95 3,97
1.05 2,96 4,01
1,06 2,97 4,03
1,02 2,97 3,99
1,05 2,97 4,02
1,05 2,96 4,01
1,04 2,97 4,01
1 05 2,96 4,01
1,08 2,98 4,01
1,06 2,94 4,00
15
0,5
2,5
1
4
20
18
8
7,5
5
А1
Mg
0,05 0,01
0.01 —
0,01 0,01
0,01 —
0.01 —
0,01 —
0,01 —
0,03 0,02
0,01 —
0,04 0,04
Si
истинное
плагиоклазовой
составляющей
микроклиновой
составляющей
0,24
0,04
0,04
0,14
0,11
0,25
0,22
0,11
0,10
0,09
Са
плагиоклаза по
данным иммерсион­
ных подсчетов
1
1575 0,76
2 1038-6 0,91
3 1038-6-2 0,88
4 1607-в 0.85
5 1343-3 0,82
6
1897 0,69
7 1343-Д 0,73
8
1780 0,77
9 1347-а 0,83
1687 0,78
10
Li
Сумма
Rb
Сумма
Номер образца
анализа
Na
Номер
К
С одер»; ап ие , %
Группа
кремния
Группа калия
4
12
6
2,5
14
8
6
5
6
3.5
8
86
92
96
84
89
90
92
87
91
83
Содержание натрия и кальция в микроклинах колеблется в широ­
ких пределах от 0,5 до 4% N a20 и от 0,1 до 1,1 % СаО. Концентрация
этих элементов в минерале подчиняется определенным закономер­
ностям. Наиболее высоким содержанием натрия отличается микроклин-пертит II из пегматитов полевошпатового типа (2—4% N a20,
среднее — 2,9%).
Концентрация натрия резко падает в микроклин-пертите II
из пегматитов мусковит-полевошпатового типа (z6 = 1,9% N a20).
В реликтовом блоковом микроклине II из сподуменовых пегма­
титов содержание N a30 варьирует от 1 до 2,7%, составляя в среднем
около 2,3% (жа1, табл. 5). Однако на флангах сподуменовых жил,
где интенсивность развития редкометальной минерализации и степень
замещения микроклина сподуменом уменьшаются (переход в полево­
шпатовые пегматиты), встречаются блоки микроклин-пертита с со­
держанием N a ,0 до 3,7—4%.
Наиболее низкой концентрацией натрия отличается блоковый
микроклин III из гнезд гигантозернистого кварцево-сподумен-полевошпатового пегматита (0,5—1,9% N aaO,
= 1,42% N a20).
Кальций ведет себя в микроклинах совершенно аналогично
натрию.
Иммерсионные подсчеты показывают, что основная часть натрия
и кальция приходится на долю микроскопически обнаруживаемых
вростков плагиоклаза (табл. 4). Содеря{ание плагиоклазового ми­
нерала в микроклине весьма низкое и колеблется отЗдо 8 %. В образ32
Таблица
Содержание щелочных элементов в микроклинах из пегматитов
различного типа по данным пламенной фотометрии, вес. %
Номер
образца
Лаборатория, год
выполнения анализа
RbjO
С.ч20
LioO
Na20
К 20
Мпкроклины полевошпатовых пегматитов
1555-0
2120
1580
2122-6
2127-6
1559-6
1555-а
2187-1
1552
1552-а
1545-в
1575
ВИМС, 1960
КФАН СССР, 1963
То же
»
»
»
»
»
»
»
ВИМС, 1960
СЗГУ, 1959
С р е д н е е ................
0,015
0.032
0,033
0,056
0,070
0,077
0,080
0,107
0,121
0,13
0,22
0,24
0,007
0,001
0,001
0,003
6,004
0,005
0,001
0,001
0,009
0,003
0,003
—
0,0005
0,001
0,001
0,003
0,001
0,001
0,009
0,001
0,004
0,001
0,008
0,001
1,92
2,16
2,81
2,60
0,90
2,98
3,34
3,12
3,58
14,1
12,8
10,53
11,50
14,64
11,8
11,3
12,08
11,70
2,70
13,0
0,087
0,0053
0,0032
2,91
12,2
1,49
1,71
2.39
2,34
Микроклпны мусковит-полевошпатовых пегматитов
207/62
15/62
222
215-а
1608-а
1610-а
1609
КФ АН СССР, 1963
То же
»
»
ВИМС, 1960
ВИМС, 1960
То же
С р е д н е е ................
0,089
0,15
0,18
0,30
0,39
0,43
0,56
0,007
0,007
0,005
0,008
0,007
0,003
0,003
0.010
0,003
0,008
0,063
0,016
0,009
—
1,43
2,09
14,32
14,08
12,29
12.34
14,6
14.23
13.40
0,30
0,0057
0,0882
1,96
13,60
0 96
3,70
2,00
4,07
13,00
11,6
13,0
11,4
Микроклины сподуменовых пегматитов
а. Блоковый реликтовый микроклпн II
1595-г
1963
2016
2003
1607-в
СЗГУ, 1960
И ЗК , 1964
То же
»
( ИГЕМ, 1960
1 СЗГУ, 1960
) СЗГУ, 1959
1 ВИМС, 1960
С р е д н е е ................
2004
1996-1
1847
1052-Л-2
Ю52-Л-1
1083-а
И ЗК , 1964
То же
»
ВИМС, 1960
То же
И ЗК , 1964
3 З ак аз 1329
0,25
0,40
0,40
0,495
0,43
0,52
0,62
0,62
0,55
0,60
0,63
0,65
0,66
0,71
0,70
_
0,047
0,001
0,012
0,008
0,010
0,020
0,012
0,030
0,042
0,030
0,017
0,015
0,014
0,013
0,014
0,016
0,026
1,56
14,6
0,029
0,040
0,086
0.014
0,016
0,016
2,2
1,98
2,14
13,2
13,6
13,35
14,6
0,0024
0,0076
0,0115
0,020
0,024
—
_
_
1,56
14,6
_
2,32
13,3
5
Продолжение
табл.
5
Номер
образца
Лаборатория, год
выполнения анализа
Rb20
Cs20
Li20
N a20
K 20
1038-0
[ ИЗ К, 1964
I ИГЕМ, 1960
| ВИМС, 1960
1 СЗГУ, 1960
0,67
0,70
0.72
0,72
0,018
0,050
0.019
0,022
0,018
0,030
0,018
0,010
0,91
0,61
—
0,38
14,45
—
—
14,23
0,70
0,79
0,68
0,82
0,020
0,037
0,022
—
0,021
0,017
0,019
0.080
0,63
14.3
2,30
—
1,24
13,10
—
14,00
0,75
0,022
0,025
1,24
14,00
0,83
0,87
0,018
—
0,032
0,030
2,50
12,40
0,85
0,83
0,85
0 86
0,86
0,88
0,90
0,90
0,91
1,05
1,08
0,018
0,032
—
0,017
0,022
0,020
0,021
0,022
0,019
0,041
0,036
0,031
0,024
0.040
0,056
0,034
0.053
0,068
0.028
0,019
0,040
0,022
0,730
0,020
0,0314
2,34
13,19
1001
б. Блоковый м икроклин I I I
0,97
0.030
/ ИГЕМ, 1960
0,030
1,02
1 ВИМС, 1960
0,030
0,020
—
—
—
—
1897-2
С р е д н е е ................
1 ИГЕМ, 1960
\ ВИМС, 1960
1,00
1,04
1,05
0,030
0,040
0,026
0,025
0,030
0,033
—
—
—
—
—
—
С р е д н е е ................
1,045
1,10
1,14
1,15
0,033
0,020
—
0.025
0,031
0,050
0,040
0,041
—
—
—
—
—
—
—
—
1,13
1,17
1,20
1,20
1,30
1,33
1,50
1,53
0,023
—
—
0,043
0,091
0,077
—
—
0,043
0,04
0,04
0,022
0,11
0,033
0,10
0,04
—
1,20
1,12
2,32
1,35
1,96
1,00
0,98
—
13,2
142
13,1
11,5
12,9
12,60
13,20
1,24
0,050
0,0493
1,42
12,9
С р е д н е е ................
1778
1343-в
И ЗК , 1964
Г ВИМС, 1960
\ СЗГУ, 1960
1343-Д
/ ВИМС, 1960
\ СЗГУ, 1960
С р е д н е е ................
С р е д н е е ................
1318-а
1879
1942
1648-д
1765-а
1940
1889
1011
1326-г
1638
И ЗК , 1964
СЗГУ, 1960
И ЗК , 1964
То же
ИГЕМ, 1963
И ЗК , 1963
То же
ВИМС, 1960
И ЗК , 1963
То же
С р е д н е е ................
1897-1
[ ИГЕМ,
МЗГУ
1 ВИМС
С р е д н е е ................
1780
1347-a
1634-2
231-a/62
1033
1634-в
1678
СЗГУ, 1960
То же
И З К ; 1964
КФ АН СССР, 1962
ИГЕМ, 1961
СЗГУ, 1960
То же
С р е д н е е ................
34
2.50 12,40
2,40 12,9
2,80 11.70
1,59 14,10
2,61 12,9
—
—
2,09 13,15
2,76 12,65
•—
—
1,60 13,7
1 2,62 13.15
Таблица
Статистические параметры распределения содержаний редких
щелочных элементов в микроклине. Обработка данных табл. 5
Ком­
по­
ненты
Li20
Rb20
Cs20
Тип пегматита
Полевошпатовый . . . .
Мусковит-полевошпатов ы и .................................
С п одум ен овы й................
То ж е .................................
Полевошпатовый . . . .
Мусковит-полевошпатов ы и ................................
С п одум ен овы й................
То ж е .................................
Полевошпатовый . . . .
Мусковит-полевошпатов ы й .................................
Сподуменовый ................
То ж е .................................
6
Статистические параметры
Генера­
ция ми­
нерала
п
Х ± в х
о
V
11
9
0,0032±0,0007
0.0023
71,9
II
II
III
5
24
9
0,0182+0,010
0,0314+0,004
0,0493±0,011
0,0217
0.0192
0,0336
119,2
61,1
68,2
II
13
0,087±0,017
0,064
73,5
II
И
III
7
25
10
0,300 ±0,056
0,730±0,046
1,24+0.052
0,149
0,230
0,165
50,0
29,4
13,3
II
8
0,0053±0,0007
0,0034
64,2
II
II
I II
7
23
6
0,0057+0,0007
0,020±0,002
0,050±0,008
0,0020
0,010
0,035
35,1
50,0
70,0
П р и м е ч а н и е , п —число анализов; ж+cvj — среднее арифметическое
н ошибка его определения; а — стандартное отклонение;
v —коэффициент
вариации, %.
цах с более высоким его содержанием обычно устанавливаются
тончайшие криптопертиты распада, количественную оценку которым
произвести не удается.
Особый интерес представляет распределение в микроклинах
редких щелочных элементов — рубидия, цезия и лития. Гистограммы
распределения этих элементов в микроклинах различных генераций
из пегматитов всех трех типов приведены на рис. 6. В табл. 6 ука­
заны статистические параметры содержаний рубидия, цезия и лития
в выделенных группах микроклина.
Содержание рубидия в микроклинах варьирует очень широко —
от 0,03 до 1,5% К Ь20 . Наименьшим содержанием рубидия отли­
чается блоковый микроклин II из пегматитов полевошпатового типа
(х 13 = 0,09% R b 20) при значительных вариациях этого компонента
(от 0,032 до 0,25% R b 20). В блоковом микроклине II из мусковитполевошпатовых пегматитов среднее содержание R b 20 увеличи­
вается до 0,3% (х7) и также широко варьирует (от 0,09 до 0,56%).
Микроклины из пегматитов сподуменового типа отличаются резко
повышенным содержанием рубидия (х 32 = 0,86% R b aO), причем
блоковый микроклин III из гнезд гигантозернистого кварцевосподумен-полевошпатового пегматита содержит гораздо больше
3*
35
рубидия (х8 = 1,24 R b 20), чем реликтовый блоковый микроклин II
(а:24 = 0,73% R b 20). Для последнего характерны большие вариации
в содержании рубидия (0,4—1,1% Rb„0), тогда как блоковый микроклин III обладает относительно выдержанным составом (1—1,5%
R b20). Оценка значимости различий среднего содержания рубидия
в указанных разновидностях микроклина с помощью критерия Кол­
могорова—Смирнова (Я,2 = 5,2) показывает, что эти различия
реальны и не связаны с ошиб­
Таблица 7
ками анализа и случайным отбо­
Соотношение концентрации
ром образцов минерала.
рубидия в исходном микроклине
Характер изменений содержа­
и развиваю щ ем ся по нему
ния рубидия в мелкозернистом
позднем микроклине IV , вес. %
микроклине IV по сравнению с ми­
Генерации
кроклином II и III иллюстрируют
Номера
сравниваемых
данные табл. 7, из которых сле­
образцов
II
III
IV
дует, что микроклин IV, образу­
ющийся в результате рекристал­
лизации микроклина II и III,
1052-Л-1
0,71
0,64
1052-Л-2
обедняется рубидием по сравнению
1343-Л
с исходным минералом. Эти изме­
0,85
0,70
1343-в
нения состава хотя и значимы,
1897-1
1,12
1,04
но невелики и приближаются
1897-2
к точности химических опреде­
лений.
Содержание цезия в изученных микроклинах варьирует от 0,005
До 0,09% Cs20 , в целом повторяя поведение рубидия.
Наиболее низкие концентрации цезия характерны для блокового
микроклина II из полевошпатовых и мусковит-полевошпатовых
пегматитов (соответственно х&= 0,005 и х , = 0,006% Cs20 , различия
средних незначимы).
Микроклины из пегматитов сподуменового типа отличаются
резко повышенным содержанием цезия (х29 = 0,03% Cs20). Как
и в случае рубидия, максимальная концентрация цезия наблюдается
в блоковом микроклине III (хв = 0,05% Cs20), что превышает кон­
центрацию этого элемента в реликтовом микроклине II более чем
вдвое (x 2i = 0,02% Cs20).
Концентрация лития в микроклинах также заметно увеличи­
вается от пегматитов полевошпатового типа (z9 = 0,003% L i20)
к мусковит-полевошпатовым пегматитам (хъ = 0,013% L i20), до­
стигая максимума в микроклинах из пегматитов сподуменового типа
(533 = 0,04% L iaO).
Таким образом, содержание всех редких щелочных элементов
в микроклине закономерно увеличивается от простых по составу
полевошпатовых пегматитов к редкометальным сподуменовым пегма­
титам. Содержание натрия в минерале изменяется в обратной после­
довательности. Указанные закономерности иллюстрирует рис. 7;
36
37
между содержанием рубидия, цезия и лития в микроклинах уста­
навливается прямая корреляция, между редкими щелочами и на­
трием — обратная.
Распределение щелочных элементов в микроклинах, несомненно,
связано в первую очередь с температурным режимом пегматитового
процесса. Известно, что изоморфная емкость калиевого полевого
шпата по отношению к натрию быстро уменьшается с падением тем­
пературы кристаллизации [Барт, 1962]. Гомогенный твердый раствор
полевого шпата при низких температурах становится неустойчивым
и частично распадается на две фазы с образованием пертитовых
и антипертитовых вростков. Описанная выше методика отбора мате-
Таблица
Пары
элементов
R b -N a
R b -L i
Rb — Cs
C s-N a
Cs — Li
Li — Na
сопряженных пар.
риала для анализов позволяет установить валовое содержание
в микроклинах натрия, исключив влияние вростков позднего аль­
бита, замещающего микроклин, и тем самым использовать получен­
ные данные для определения температуры кристаллизации минерала.
Расчет показывает, что температура кристаллизации микроклинпертита II в целом уменьшается от пегматитов полевошпатового типа
к мусковит-полевошпатовым и сподуменовым пегматитам (соответ­
ственно 550, 530 и 480° С). Наиболее низкие температуры характе­
ризуют образование блокового микроклина III из сподуменовых
пегматитов (380—320° С).
Известно [Рябчиков, 1965; Сретенская, 1966], что с уменьшением
температуры кристаллизации меняется соотношение между кон­
центрацией Rb и Cs в твердой и жидкой фазах в пользу обогащения
последней редкими щелочами, что способствует концентрации этих
элементов в поздних генерациях минералов. Исходя из этого, сле­
дует ожидать обратной корреляции между содержанием в мпкроклине
рубидия и цезия, с одной стороны, и натрия, с другой, что и наблю­
дается в действительности (рис. 7). Обратные соотношения пар
Na — Cs и Na — Rb устанавливаются не только при сопоставлении
38
r
7-2
Значимость
корреляции
И
ar
Пр имечание,
Рис. 7. Соотношение между со­
держанием н атри я и редких щ е­
лочных элементов в микроклине.
У словн ы е обозначен и я см . н а
рис. G.
8
Корреляция между щелочными элементами в мпкроклине
-0 ,5 9
+0,11
+ 0,78
—0,73
+0,45
—0,10
0,35
0,01
0,60
0,54
0,20
0,01
4,5
0,6
10,6
7,3
3,0
0,5
1 —г2
Vп
г —коэффициент корреляции; ог — —-т=г, где п — число
среднего состава микроклина из пегматитов различного типа, но
и для каждого из анализированных образцов. В табл. 8 приведены
коэффициенты корреляции между щелочными элементами и их зна­
чимость для наиболее детально изученных микроклинов из сподуменовых пегматитов. В соответствии с более интенсивным обогаще­
нием кристаллизационного остатка Cs по сравнению с Rb при умень­
шении температуры [Eugster, 1955; Рябчиков, 1965] обратная
корреляция между натрием и цезием (rNa_ Cs = —0,73) оказы­
вается более тесной, чем корреляция между натрием и рубидием
(rNa_ Rb = —0,59). Между рубидием и цезием устанавливается
тесная прямая корреляция (rRb_ Cs = + 0,78), по-видимому, обя­
занная цепному изоморфизму в минерале: К-<- Rb
Cs. Очень
• интересна прямая зависимость между содержанием цезия и лития
в микроклине (rCs_ Li = + 0,45). Наличие такой взаимосвязи,
по-видимому, свидетельствует о вхождении лития в решетку мине­
рала, поскольку сам цезий является структурной примесью в кали­
евом полевом шпате (стр. 41). Отсутствие заметной связи между
литием и другими щелочами (rL1_ Rb = + 0,11; rLi_ Na = —0,10,
оба незначимы) показывает, что содержание лития в микроклине
определяется исключительно концентрацией в минерале цезия.
В силу большой разницы ионных радиусов Li+ (0,72 А) и Cs+ (1,69 А)
трудно предполагать изоморфизм между этими элементами. Веро­
ятно, роль цезия здесь косвенная. При вхождении в структуру очень
крупного катиона Cs+ вместо К + происходит деформация анионного
каркаса полевого шпата. Благодаря искажению кристаллической
решетки минерала, литий и находит себе место в структуре. Подоб­
ный механизм предложен В. В. Бакакиным и Н. В. Беловым [1962]
для вхождения некоторых элементов-примесей в решетку берилла.
39
Кроме вышеуказанных элементов в микроклинах спектрально
установлены Be, Tl, Mn, Pb, Ga, Sn, Си, Ni, Sr, Ва, Bi, Mo, Zv и V.
Полученные данные показывают, что для микроклинов из полево­
шпатовых и мусковит-полевошпатовых пегматитов характерно при­
сутствие Sn, Ni, Bi, Mo, Zv и У, которые не обнаружены в микро­
клинах из сподуменовых пегматитов. Последние, в свою очередь,
характеризуются повышенным содержанием Pb, Tl, Sr, Ва и пони­
женным — Ga, Mn, Ti.
Содержание бериллия в микроклинах сподуменовых пегматитов
определялось количественным спектральным анализом. Распределе­
ние содержания бериллия характеризуется максимумом, отвеча­
ющим 0,002% ВеО, что соответствует среднеарифметическому
значению.
Пять образцов микроклина из сподуменовых пегматитов анали­
зировались колориметрически на тантал и ниобий. Чувствительность
метода составляет около 0,001% R 20 5. Только в одном образце
установлено 0,002% Т а20 6, в остальных образцах тантал и ниобий
не обнаружены.
Таким образом, состав микроклина из пегматитов изученного
района закономерно меняется как в отношении ведущих элементов,
так и элементов-примесей и определяется физико-химическими
условиями системы, при которых идет кристаллизация минерала.
Физические свойства микроклина. Цвет микроклинов варьирует
от мясо-красного до бледно-розового и жемчужно-серого. Наиболее
светлые разности обычно приурочены к центральным частям жил.
Амазонитовый голубовато-зеленый микроклин отсутствует. Какойлибо зависимости между окраской микроклинов и их химическим
составом не установлено.
Детальное изучение физических свойств минерала [Гордиенко,
Каменцев, 1967] показывает, что они определяются концентрацией
в минерале рубидия и цезия. Чтобы более отчетливо показать эту
зависимость, в табл. 9, 10 приводятся соответствующие данные
не только для микроклинов изученного района, но и рубидиевых
полевых шпатов из лепидолитовых пегматитов пегматитового поля
той же полосы.
Рентгеновское изучение калиевых полевых шпатов проводилось
для установления фазового состава, степени упорядоченности струк­
туры и определения параметров элементарной ячейки микроклина
различного состава. Методика рентгеновского исследования подробно
описана ранее [Гордиенко, Каменцев, 1967]. Устанавливается пря­
мая зависимость между содержанием моноклинной фазы в минерале
и концентрацией в нем рубидия и цезия. С увеличением содержания
в полевом шпате рубидиевого и цезиевого компонентов уменьшается
степень рентгеновской триклинности триклинной фазы (рис. 8).
Сопоставление дифрактограмм образцов с различным содержа­
нием рубидия и цезия показывает, что для линий (201), (130), (112)
и (060) межплоскостные расстояния заметно увеличиваются с уве­
личением содержания в полевом шпате рубидиевого и цезиевого
компонентов (табл. 9, рис. 9). Для линий триклинной модификации
(130), (130), (131) и (131) такой тенденции не установлено. Это пока­
зывает, что большая часть рубидия входит в моноклинную моди­
фикацию полевого шпата.
По положению линий 201, 130, 112 и 060 были вычислены пара­
метры элементарной ячейки моноклинного полевого шпата с точ­
ностью ± 0 ,01—0,005/сХ. При этом установлено, что размеры эле­
ментарной ячейки а0 и Ь0 полевого шпата закономерно увеличи­
ваются с ростом концентрации рубидия и цезия в минерале. Для
параметра с0 и угла р подобной зависимости не наблюдается, что,
вероятно, связано с малой точностью измерения этих констант
(рис. 9).
Рис. 8. Зависимость
процентного содержа­
ния
моноклинной
ф азы (светлы е круж ­
ки) и степени триклинности Д р три­
клинной ф азы (тем ­
ные кружки) от со­
держ ания в полевом
ш пате рубидиевой и
цезиевой
составля­
ющих.
Вариации параметров элементарной ячейки аналогичны измене­
нию параметров в системе высокотемпературный альбит — санидин
[Доннэй, Доннэй, 1956], которое связано с изоморфным замещением
натрия более крупным катионом калия. Вероятно, и в нашем случае
подобные изменения параметров также связаны с изоморфным заме­
щением калия более крупными катионами рубидия и цезия.
Таким образом, в результате рентгеновского исследования уда­
лось показать, что рубидий и цезий входят преимущественно в струк­
туру моноклинного полевого шпата, изоморфно замещая калий, что
вызывает увеличение параметров его элементарной ячейки. С уве­
личением содержания рубидия и цезия в полевом шпате увеличи­
вается содержание моноклинной фазы, а степень триклинности
триклинной фазы уменьшается.
Удельный вес минерала, подобно его рентгеновским константам,
закономерно увеличивается от 2,550 до 2,602 пропорционально росту
содержания рубидиевого и цезиевого компонентов (рис. 9).
Для нескольких образцов вычислено значение удельного веса
по известному химическому составу и параметрам элементарной
ячейки [Булах, 1964]. Близкое совпадение экспериментальных
и вычисленных значений плотности свидетельствует, с одной
стороны, о высокой точности определений физических констант и
41
Содержание структурных примесей R b и Сз, рентгенов
Н ом ер
образца
вес. %
Rb20
1552
1575
1795-г
1608-а
1607-в
51/61*
1038-6
1052-л-1
1343-3
506/61 *
1343-д
1011
1001
1897-1
1780
1347-а
231/62
1033
1634-в
1/61 *
38 **
610**
32**
40**
3019 **
3005 **
C.S2O
0,12 0,003
—
0.24
—
0,25
0,39 0,007
0,55 0,030
0,58 0.110
0,70 0,020
0 71 0,014
0,75 0,022
0,77 0,104
0,85 0,018
0,91 0,019
1,00 0,030
1,13 0,023
—
1,17
—
1,20
1,30 0,091
1,33 0,077
—
1,50
1,55 0,212
2,46 0,215
2,74 0,236
2,85 0,281
3,75 0,465
3,84 0,41
4,10 0,46
минералы
за вычетом
альбита
Rb
Rb -[- Cs
0,6
0,9
0,8
1,8
1,7
2,6
2,4
2,3
2,6
3,4
3,4
3.4
3,5
3,9
4,3
4,1
5,4
4,9
5,8
6,1
10.1
11,1
12,7
13,8
13,5
14,6
0,6
0,9
ния d, кХ
М еж плоскостны е р асстоя
Состав калиевого полевого
ш пата
201
130
(трикл.)
4,214
4,224
3,823
3,827
4,222
4.218
4.218
3.825
3,823
3.825
4,218
3,823
130
130
монокл.) (трикл.)
ч
к
к
р.
112
3.682
3.682
3,469
3,471
3,765
3,768
3.689
3.682
3.698
3,471
3.470
3.471
3,767
3.679
3,470
3,772
0,8
2,0
1,8
2,8
2.5
2.3
2.7
3.7
3.5
3.5
3.7
4.0
4.3
4.1
5.6
5.1
5.8
6,5
10.6
11.7
13.3
15,0
14.4
15.7
4,222
3,825
—
3,697
3,470
4,218
3,823
3,765
3,691
3,470
4.222
4.218
4.218
4.222
4.234
4.234
4,238
4,244
3.810
3.810
3.815
3.816
3.763
3.763
3.763
3.772
3.768
3,767
3.772
3,775
3.705
3,715
3,684
3,698
—
--
—
3.467
3.467
3,471
3.467
3.467
3,590
3,461
3.467
Таблица
ские константы и удельный вес калиевы х полевых ш патов
ч
и
о
в
о
Параметры элементарной
ячейки моноклинной фазы
ч
ки
р<
>он
>8<
И
Ч
и
рьц
и
§
060
ао
со
Р°
И
§
О
а> Н
он .—ч
а он Й
ц
h° <
S1 « ев
2,949
2,951
2,1548
2,1561
8,593
8,581
12,929
12,937
7,206 114,76
7,195 115,68
14
14
0,90
0,95
3,027
3.021
3.021
2 949 2,1548
2.948
2.948 2.1561
8,575
12,929 1 7,206 115,67
12.937 I 7,205 115,4
12.937
12
18
10
0,97
0,90
0,91
3.021
2.950
2.1561
В,876
12.937
23
0,89
3.021
2.949
2.1554
10
0,90
3.021
2.951
2.1566
8,570
12.940
115,71
16
0,87
3.017 2.987 2,953 2.1554
3.019 2,982' 2.951 2.1566
3.019
2.949 2.1561
3.017 2,985 2.949 2,1979
2.987
2,1591
2.987
2.1585
2,990
2,1597
2,992
2.1585
8,572
8,562
8,566
8,588
8,593
8,616
8,609
8,629
12.932
12.940
12.937
12,947
12,955
12.951
12,958
12.951
7.198 115,99
7.199 115,02
7,207 115,89
7.198 115,43
7.198 116,23
7,180 115,51
7,186 116,07
7.198 115,76
34
47
30
38
100
0,80
0,72
0,87
0,85
12.932
I
>19
И
а>
W
§ ясо
2?-е<
3,021
3.027
7,205 115,99
Уд. вес,
г/смР
100
100
100
0
0
0
0
Я
Е
И
н
I
Я
2.552
2.556
2.557
2.553
2.558
2.561
2,560
2,556
2.562
2.563
2,565
2.564
2.567
2.568
2.568
2,570
2,575
2,573
2,586'
2.590 2,591
2.590 2,599
2,601 2,602.
2,602
2,604
* Сподуменовые пегматиты.
** Леппдолптовые пегматиты.
достоверности аналитических данных, а с другой — подтверждает
вывод о том, что рубидий и цезий являются структурными при­
месями в калиевом полевом шпате (табл. 9, рис. 9).
Оптическое изучение полевого шпата проводилось по стандарт­
ной методике [Марфунин, 1960а, 1962]. Толстые гониометрически
ориентированные шлифы изготовлялись из тех же образцов, которые
лспользовались для химического и рентгеновского анализов.
У с та н ав л и в а ет ся ч е т к а я зави си м ость м еж д у о п ти чески м и свой ­
с т в а м и п о л е в о г о ш п а т а и к о н ц е н т р а ц и е й в н ем р у б и д и я и ц е з и я .
С у вел и ч ен и ем со д ер ж ан и я ру би д и ево го и ц ези ево го ком п он ен тов
42
оптическая ориентировка полевого шпата приближается к моно­
клинной, а угол оптических осей закономерно уменьшается (рис. 10).
Как известно [Марфунин, 1960 а, 1962], величина угла оптических
осей калиевых полевых шпатов является показателем упорядочен­
ности их структуры в отношении положения алюминия и кремния.
На этом основании можно заключить, что степень упорядоченности
структуры калиевого полевого шпата уменьшается с увеличением
содержания в нем рубидия и цезия.
Сопоставление рентгеновской и оптической упорядоченности
представлено на рис. 11, откуда следует, что полевые шпаты
4а
9-
Таблица
10
Состав, оптические свойства и рентгеновская триклиниость
калиевых полевых ш патов
Номер
образца
Состав полевого
ш пата (миналы
за вычетом
альбита)
Rb
1552
1575
51/61
10386
50-6/61
1033
1/61
38
32
40
3019
3005
06
0,9
2,6
2,4
3,4
4,9
6,1
10,1
12,7
13,8
13,5
14,6
Угол оптических Средневзвешенная
Оптиче­
осей, град
рентгеновская
ская
триклиниость
ориенти­
ровка
№ A _ loio ). колеба­ средне­
ния в взвешен­ наблю­
вычис­
град
Rb + Cs
ное
образце
денная ленная
0,6
0,9
2,8
2,5
3,7
5,1
6,5
10,6
13,3
15,0
14,4
15,7
6
4
12
1
9
9
5
5
6
4
2 -6
0 -4
79
77—79
78—81
75—77
74—77
6 1 -7 0
5 0 -7 6
5 0 -6 0
4 1 -4 5
46—50
5 0 -5 8
3 0 -4 5
79
78
80
76
76
65
54
56
43
47
52
42
0,79
0,82
0,74
0,91
0,65
0.38
0,53
0
0
0
0
0
_
--' ----0,28
0,15
0,07
0.12
0,05
0
с содержанием R b 20 от 0,1 до 0,8% (0,5—4% RbAlSi30 8) явля­
ются «максимальными» микроклинами (блоковый микроклин II). По­
левые пшаты с содержанием R b 20 от 0,9 до 1,5% (4—7% R bA lSi3Os)
принадлежат к «промежуточным» микроклинам (блоковый ми­
кроклин III).
Обособленную группу составляют полевые шпаты с содержанием
R b 20 > 2,5% ( > 12% RbAlSigOs), относящиеся к «высоким» микро­
клинам (поздний блоковый рубидиевый полевой шпат из лепидолитовых пегматитов).
Факторы, определяющие структурное состояние (упорядочен­
ность) полевых шпатов, неоднократно обсуждались в литературе.
Наиболее важными считаются следующие: температура кристал­
лизации [Лавес, 1952; Марфунин, 1962], давление [Heier, 1960;
Rosenquist, 1952], скорость кристаллизации [Marmo, 1958, 1959],
скорость охлаждения системы [Гольдсмит, Лавес, 1956; Марфунин,
1962], каталитическое действие воды [Доннэй, Виар, Сабатье, 1964].
При кристаллизации калиевых полевых шпатов в пегматитах дей­
ствие всех названных термодинамических факторов способствует
процессу упорядоченности структуры минерала. Учитывая посте­
пенное понижение температуры кристаллизации от ранних калиевых
полевых шпатов к более поздним и каталитическую роль воды в про­
цессе упорядочения, которая возрастает от более простых полево­
шпатовых пегматитов к сложнозамещенным сподуменовым и лепи44
2
4
6
8 10 12 14 ^
Rb +Cs Fsp, %
рис. 9. Зависимость меяш лоскостного расстоян и я линии 201 (d ,0T), парам етров элементарной
яченки моноклинной модификации а 0, Ь0, с0, ,3 и удельного веса полевых ш патов от содержан и я рубидиевого и цезиевого компонентов. Построена по данны м табл. 9.
Н а графике в координатах состав и удельны й вес кр у ж к о м отмечены зн ачен и я удельного веса
полученные эксперим ентально; крестиком — вычисленные по рентгеновским параметрам!
Рис. 10. Зависим ость угла
оптических осей полевого
ш п ата от содерж ания руби­
диевого и цезиевого компо­
нентов .
К р у ж к ам и обозначены с р е д ­
невзвеш енны е зн ач ен и я 2V;
сплош н ой л и ни ей —кол еб ан и я 2 V в образце; п у н к ти ­
ром —колебания 2 V в п р о ­
ж и л к а х с н аибольш ей сте­
пенью уп орядоченности.
Rb+Cs Fsp,%
45
долитовым пегматитам, следует ожидать, что все полевые пшаты
будут иметь максимально упорядоченную структуру (максимальные
микроклины) или степень их упорядоченности будет увеличиваться
от полевошпатовых к сподуменовый и лепидолитовым пегматитам.
В действительности наблюдается как раз обратная картина. Ранние
высокотемпературные калиевые полевые шпаты из полевошпатовых
пегматитов являются максимальными микроклинами, а поздние
низкотемпературные полевые шпаты из лепидолитовых пегмати­
тов — высокими триклинными ортоклазами. Влиянием указанных
термодинамических факторов объяснить эти различия структурного
состояния изученных полевых шпатов невозможно. Кроме того,
Такую роль крупных катионов можно объяснить особенностями
структуры минерала. В проекции на плоскость (001) ее можно пред­
ставить в виде замкнутого кольца из алюмокремнекислородных
тетраэдров (рис. 12). В неупорядоченных структурах санидина
и ортоклаза алюминий статистически равномерно распределен в те­
траэдрах А х, А ъ, В х и В 2.
При упорядочении структуры полевого шпата алюминий кон­
центрируется в позициях jВ2, в связи с чем в «максимальном» микро­
клине по сравнению с ортоклазом расстояния (Al, Si) В„ — O ai
-2V
Р и с. 11. Д иаграм м а
структурно-оптиче­
ских типов полевых
ш патов:
Др — рен тген овская
триклинность; До —
оптическая тр и кл и н ­
ность.
I — м акси­
м альны е
м и крокли ­
ны;
I I — пром еж у­
точные микр окли н ы ;
I I I — вы сокие триклинны е ортокл азы .
1,0
результаты исследования показывают, что структурно-оптический
тип калиевого полевого шпата зависит от концентрации в минерале
рубидия и цезия.
Известно, что химический состав полевого шпата оказывает
существенное влияние на процесс упорядочения структуры [Smith,
Mackenzie, 1961]. Скорость упорядочения резко уменьшается от
анортита к альбиту в ряду плагиоклазов и от альбита к калиевому
полевому шпату в ряду калиево-натриевых полевых шпатов. На
примере железистого ортоклаза из пегматитов Мадагаскара
Д. С. Кумбсом [1956] было показано, что замещение алюминия
более крупным катионом трехвалентного железа тормозит процесс
упорядочения структуры полевого шпата.
Учитывая установленную зависимость между рентгенооптиче­
скими свойствами изученных калиевых полевых шпатов и содержа­
нием в них рубидиевого и цезиевого компонентов, естественно пред­
положить, что и в нашем случае степень упорядоченности труктуры
полевого шпата во многом определяется особой роль j крупных
катионов рубидия и цезия. Вхождение их в решетку препятствует
кристаллизации структурно-упорядоченной модификации полевого
шпата.
46
Рис. 12. Схема структуры калие­
вого полевого ш п ата (ортоклаза).
П роекция н а плоскость третьего
пинакоида [T ay lo r, 1933].
Светлые к р у ж к и — ионы
ки сло­
рода, их позиции соответствую т
н ом енклатуре Т ейлора; черны е —
ионы крем ния и алю м иния, их по­
л о ж ен и я обозначены в соответствии
с ном енклатурой Л ав еса [L aves,
1960]. К — ион к ал и я . Стрелками
п оказано смещ ение ионов кисло­
р о д а и к а л и я в связи с кон ц ен тра­
цией крупного катиона А13+ в по­
зиц и ях
Во п ри упорядочивании
структуры полевого ш п ата.
и (Al, Si) В 2 — Од сильно увеличиваются (А = 0,097 и соответ­
ственно 0,031 А). Это, в свою очередь, вызывает смещение иона калия
от плоскости симметрии кольца в направлении О д2 и Ос и умень­
шение расстояния между калием и кислородом: АК — O ai = 0,124 А,
ДК - Ов = 0,161 А, Д К - Ос = 0,167 А, ДК - Од = 0,207 А,
где К — О — разность соответствующих расстояний между калием
и кислородом в ортоклазе и микроклине [Jones, Taylor, 1960; Fin­
ney, Bailey, 1964].
Ионы кислорода как бы «сжимают» ион калия. Присутствие круп­
ных катионов рубидия и цезия будет препятствовать такому воз­
действию, так как расстояние К — О а 2 в максимальном микроклине
слишком мало (2,743 А), чтобы допустить в решетку ион рубидия
(7'в.ь + ro = 1 >49 + 1,32 = 2,81 А), а тем более цезия (rGs +
+ г0 = 1,65 + 1,32 = 2,97 А).*
*
С учетом степени ковалентности связи эти расстояния в структуре по­
левого шпата должны быть даж е несколько больше.
Тем самым изоморфное замещение калия рубидием и цезием за­
трудняет миграцию алюминия в позиции В 2, т. е. препятствует
упорядочению структуры полевого шпата. Другие крупные катионы
(например, Ва) также, вероятно, будут стабилизировать моноклин­
ную неупорядоченную модификацию.
Стабилизация одной из полиморфных модификаций под влиянием
структурных примесей известна и для ряда других соединений.
Хорошим примером может служить стабилизация структуры ара­
гонита при замещении кальция (г£ = 1,06 А) стронцием (7'г = 1,27 А).
Известна стабилизация кубической модификации Z г 0 2 структурной
примесью ионов Са3+, Mg2+ и T R 3+ (Dower, Odell, Brown, 1952).
Изложенное показывает, что при рассмотрении процесса упоря­
дочения структуры полевых шпатов нельзя не учитывать влияния
элементов-примесей. В ряде случаев оно может стать решающим
фактором структурного состояния полевого шпата.
Таким образом, физические свойства калиевых полевых шпатов,
в том числе и степень упорядоченности положения ионов алюминия
в структуре минерала, определяются концентрацией рубидия и це­
зия. Рентгеновские константы о0, b0, d 20~l и d060 и удельный вес
можно использовать для определения содержания этих эле­
ментов в полевом шпате, не прибегая к его химическому анализу.
Наиболее «чувствительным» параметром является удельный вес,
однако одной этой константы недостаточно, поскольку изоморфная
примесь натрия или присутствие оптически неразличимых пертптовых вростков альбита также будут увеличивать плотность минерала.
Сопоставление удельного веса,межплоскостного расстояния линии201,
дифракционной картины в области углов 20 19—32° и величины 2V
может дать исчерпывающие сведения о фазовом составе, структур­
ном состоянии и химическом составе полевого шпата.
Плагиоклаз — (Na, Са) {(Al, S i4)0 8}. Плагиоклазы являются
главными породообразующими минералами всех типов пегматитов.
Представлены они главным образом альбитом № 0—6, реже альбитолигоклазом № 8—15. Исключительно редко в приконтактовых
оторочках жил встречается андезин № 30—45. Подобно кварцу
плагиоклаз кристаллизуется на всех этапах развития пегматитов,
начиная с образования аплитовых оторочек и кончая выполнением
каверн выщелачивания сподумена. Возрастные взаимоотношения
плагиоклаза с другими минералами позволяют выделить, по крайней
мере, семь его генераций, каждая из которых обладает характерными
морфологическими особенностями и принадлежит к определенной
парагенетической ассоциации (рис. 13, а, б, в, г, д).
Наиболее р а н н е й
генерацией минерала является мелко­
зернистый несдвойникованный плагиоклаз из аплитовых оторочек
жил и мелкотаблитчатый плагиоклаз (0,1—0,5 см в поперечнике)
кварцево-полевошпатового пегматита гранитной структуры, кри­
сталлизующейся одновременно с кварцем, но раньше микроклина.
Плагиоклаз I встречается в пегматитах всех типов, но главную роль
играет в полевошпатовых пегматитах.
48
l-iu
JD
X U
^
U
Я
X U U .U
V/ л.
4 /a u v > /> ~
—
-------------- Г - —------ ;__ ______ ____ -
плагиоклаз (от 1 до 5 см в поперечнике) из кварцево-полевошпатовых
агрегатов пегматоидной и блоковой структуры, где он кристалли­
зуется одновременно с графическим и блоковым микроклином и зер­
нистым кварцем. Присутствие внутри порфиробластов крупно­
таблитчатого плагиоклаза фрагментов пегматита гранитной струк­
туры, в основной своей массе сложенного мелкотаблитчатым
плагиоклазом, служит дополнительным основанием для выделения
этой разновидности минерала в качестве самостоятельной ге­
нерации. Наибольшую роль плагиоклаз II играет в пегматитах
полевошпатового и особенно мусковит-полевошпатового типов
(рис. 13, а).
К т р е т ь е й генерации относится мелкопластинчатый плагио­
клаз (0,2—2 мм в длину). Он образует мономинеральные агрегаты,
состоящие из мелких удлиненных зерен размером от 0,1 X 0,5
до 0,3 X 1,0 мм. Такие зерна, в свою очередь, состоят из 2—4 двой­
никовых индивидов (так называемый «шахматный альбит»). Агрегаты
мелкопластинчатого плагиоклаза в виде гнезд или полос нередко
чередующихся с полосами кварцево-мусковитового агрегата, рас­
секают блоковый кварцево-полевошпатовый пегматит. Струи
одинаково ориентированных зерен мелкопластинчатого плагиоклаза
замещают блоковый микроклин II и включенные в него реликты
крупнотаблитчатого плагиоклаза III (рис. 13, б). Такие взаимо­
отношения, несомненно, свидетельствуют о более позднем образова­
нии мелкопластинчатого плагиоклаза по сравнению с этими минера­
лами. Верхняя возрастная граница плагиоклаза III определяется
его взаимоотношениями со сподуменом. Как показывают наблюдения,
пластинчатые кристаллы сподумена пересекают агрегаты мелко­
пластинчатого плагиоклаза III и вызывают его перекристаллизацию
с образованием пластинчатого плагиоклаза. В пегматитах изученного
района мелкопластинчатый плагиоклаз III не играет большой роли,
но в сподуменовых пегматитах смежных районов он пользуется
большим распространением.
К ч е т в е р т о й генерации плагиоклазов принадлежит пла­
стинчатый альбит (от 0,5 до 2 см в длину), очень широко распростра­
ненный в сподуменовых пегматитах. Он является одним из породо­
образующих минералов среднезернистого кварцево-сподумен-альбитового агрегата и представлен пластинчатыми индивидами
размером до 2 X 20 X 40 мм, имеющими тонкое полисинтетическое
двойниковое строение (рис. 13, б).
Основанием для выделения этой разновидности плагиоклаза
в самостоятельную генерацию являются его взаимоотношения со спо­
думеном. Если плагиоклазы II и III кристаллизовались раньше
сподумена, то пластинчатый альбит IV кристаллизуется одновре­
менно с этим минералом или даже несколько позже него. Кроме того,
установлено, что сопровождающий кристаллы сподумена пластин­
чатый альбит IV развивается непосредственно по мелкопластинча­
тому плагиоклазу III.
4 З а к а з 1329
49
Р и с. 13. Морфологические особенности различны х генераций п лагиоклаза.
о — крупнотаблитчаты й п л аги о к л аз I I ; характерн о тонкое полисинтетическое двойникован ие с ровной границ ей двойниковы х индивидов. У величено в 3 р а за ; С — м елкопластинчаты й
ал ьби т I I I ; каж д о е звено состоит из 2— 3 индивидов с ровной двойниковой грани цей . У вел и ­
чено в 10 р а з; в — пластинчаты й альби т I V; характерн о ш ахм атное расп олож ени е д вогаи ковы х
индивидов с неровной грани ц ей . Увеличено в 4 р а за ; г — крупнопластинчаты й альби т — кл евеландит V; х ар актерн ы сноповидное расп олож ен ие отдельны х лейст и н ер о вн ая гран и ц а
м еж ду двойниковыми индивидам и. В п равой части фотографии по кл евел ан ди ту разв и в ается
сахаровидны й альби т V I . У величено в 8 р аз; Э — агр егат несдвойникованного сахаровидного
кальби та V I . Увеличено в 8 р а з.
К п я т о й генерации плагиоклаза следует отнести клевеландит,
связанный с гнездами блокового кварцево-сподумен-полевошпатового пегматита и образующий пластинчатые индивиды до 10 см
в длину и от 0,2 до 2 мм в поперечнике. Клевеландит всегда кристал­
лизуется после идиоморфных кристаллов микроклина III, блокового
сподумена и зернистого кварца в отличие от пластинчатого аль­
бита IV, который кристаллизуется одновременно с кварцем и раньше
идиоморфного блокового
микроклина. Это является
осно­
ванием для выделения его в самостоятельную генерацию. Клеве­
ландит V наблюдается только в сподуменовых пегматитах и лишь
в участках жил с зачатками зонального строения. Гораздо большую
роль клевеландит приобретает в типичных концентрически зональных
литиево-цезиевых пегматитах, которые в изученном районе не обна­
ружены, но распространены в смежном районе той же пегматитовой
полосы.
К ш е с т о й генерации относится сахаровидный плагиоклаз.
Его округлые несдвойникованные зерна размером от 0,02 до 0,2 мм
нередко образуют в центральных частях пегматитовых жил тонкую
сетку прожилок, развивающуюся по границе отдельных зерен других
минералов или по системе микротрещин в их крупных кри­
сталлах.
Сахаровидный плагиоклаз VI развивается метасоматически по
плагиоклазам всех других генераций, начиная от мелкотаблитчатого
плагиоклаза I и кончая клевеландитом V, нередко вплоть до образо­
вания полных параморфоз (рис. 13, г, д). Сахаровидный плагиоклаз
слагает также жилы мелкозернистых мономинеральных или полиминеральных аплитовых пород (вторичных аплитов), достигающих
мощности 1,5—2,5 м н пересекающих все другие структурные разно­
видности пегматитов. Плагиоклаз VI встречается в пегматитах всех
трех типов, но наибольшее значение приобретает в сподуменовых
пегматитах.
В качестве самостоятельной с е д ь м о й генерации плагиоклаза
должен быть выделен копьевидный альбит из каверн выщелачивания
сподумена, где он ассоциирует с кварцем, микроклином, цеолитами,
бавенитом, кальцитом, глинистыми минералами. Эта характерная
парагенетическая ассоциация связана с трещинными зонами измене­
ний сподуменовых пегматитов, пересекающими все структурные
разновидности пегматита, в том числе и агрегаты сахаровидного
плагиоклаза VI.
Физические свойства и состав плагиоклазов. Цвет плагиоклаза
варьирует от белого до голубоватого или зеленоватого. Меняется
и прозрачность минерала от водянопрозрачных разновидностей
до фарфоровидных. Таблитчатый плагиоклаз полупрозрачен и имеет
желтоватый или зеленоватый цвет. Нередко слабо ирризирует.
Пластинчатый альбит обычно окрашен в зеленоватые или голубо­
ватые тона, полупрозрачен. Подобный же цвет и прозрачность
имеет местами клевеландит. Как показывают наблюдения, голубо­
ватый цвет этих разновидностей альбита связан с мельчайшими
включениями голубого апатита, которые можно видеть под микро­
скопом. Совершенно идентичными по положению максимумов по­
глощения оказались и спектры отражения голубых альбитов и си­
них и сине-зеленых апатитов. Нередко клевеландит бывает снежно­
белым и водянопрозрачным в тонких осколках. В этих случаях
он не содержит включений голубого апатита.
Оптические свойства изученных плагиоклазов не показывают
отклонений от общеизвестной зависимости увеличения главных
показателей преломления с увеличением номера плагиоклаза. По­
этому оптические измерения послужили основой для определения
содержания в плагиоклазах альбитового и анортитового компонен­
тов.
Главные показатели преломления плагиоклазов определялись
на микрокристаллорефрактометре методом хроматической вариации.
Поскольку такие определения являются весьма трудоемкими, для
массовой диагностики состава плагиоклазов был использован им­
мерсионный метод В. Б. Татарского [1956]. Для суждения о его
точности и воспроизводимости для 16 образцов были выполнены
параллельные определения обоими методами. Их результаты при­
водятся в табл. 11. Согласно полученным данным, ошибка в опреде­
лении плагиоклаза в 2 номера составляет 25 %, в 3 и 4 номера —
по 10%. Максимальная ошибка не превышает 4 номеров. В 45%
случаев определения по обоим методам совпадают. Это свидетель­
ствует о высокой точности скоростного метода В. Б. Татарского
и возможности его использования для массовых определений со­
става плагиоклазов. Федоровский метод для диагностики плагио­
клазов нами не использовался ввиду их кислого состава и отсутствия
двойникования у некоторых разновидностей. При всех иммерсион­
ных определениях учитывалась поправка на температуру среды,
а показатели преломления жидкостей неоднократно проверялись
на рефрактометре.
Результаты статистической обработки иммерсионных опреде­
лений 223 образцов плагиоклазов представлены в табл. 12. Вариа­
ции состава плагиоклазов различных генераций из пегматитов трех
выделенных типов иллюстрируют соответствующие гистограммы
(рис. 14). Из приведенных данных следует, что основность плагио­
клаза уменьшается от более ранних к более поздним генерациям
минерала и в целом от плагиоклазов полевошпатовых пегматитов
к плагиоклазам сподуменовых пегматитов.
Наиболее сильно варьирует состав плагиоклаза I (от № 3 до 46).
Модальное содержание анортитового компонента для этой генера­
ции составляет около 10%.
Состав крупнотаблитчатого плагиоклаза II более выдержан
(от № 1 до 20). Во всех трех типах пегматитов главные максимумы
распределения приходятся на альбит № 5, но для плагиоклаза II
из кварцево-полевошпатовых и сподуменовых пегматитов характе­
рен еще и меньший максимум, отвечающий альбиту № 10—11, что
соответствует среднему составу плагиоклаза I.
52
53
J
Состав мелкопластинчатого плагиоклаза III меняется в узких
пределах от № 0 до 8 . Модальное значение отвечает альбиту № 3.
Пластинчатый плагиоклаз IV также довольно выдержан по
составу (№ 0 —7), но не­
сколько более кислый,
чем плагиоклаз III (мо­
дальное значение № 2- 3).
Т а б л и ц а 11
Сравнение результатов
определения номеров
плагиоклазов по методу
В. Б . Татарского (1)
и значениям главных
показателей преломления
при Я, = 589 мк, измеренных
на микрокристаллорефракторметре (II)
Расхож ­
Номера
дение
плагиокла­
между
за,
определен­ методами
Номер
в абсо­
ные
образца различными лютных
значе­
методами
ниях но­
мера пла­
I
II
гиоклаза
1008-1
3
3
1017-6
4
4
1031-3 3 - 4
2 -4
1032-н
3
3
1039-в 0 - 1
1
1041-а 0 - 2
3
1047
0—2
3
1054-3
3
3
1341
0 -2
3
1349-а
3
0 -1
1366
8 -9
5
1366-1 1 6 -1 7 17—20
1545-е
12
12
1574-5
5
3
2081 .4—16 1 8 -2 0
2081-с 21 -2 3 20—23
Р и с.
Нет
»
»
»
»
2
2
Нет
2
3
4
3
Нет
2
4
Нет
14. Гистограмм ы
состава
п лаги оклазов<
1 — пегм атиты
полевош патового
ти п а; 2 — пегм атиты мусковит-полевош патового ти п а; 3 — сподуменовы е пегм атиты . Р и м ским и циф ­
рам и у к аза н ы ген ерац и и м и н е р ал а.
54
Таблица
Состав плагиоклаза различных генераций в пегм атитах
трех выделенных типов
Тип
пегматита
Полево­
шпатовый
Генерация,
морфологический тип
плагиоклаза
I-мелкозернистый из аплита
1-мелкотаблптчатый
Н -круппотаблитчатый
V I-сахаровицный
Мусковит1полево­
шпатовый
I-мелкозернистый из аплпта
11-крупнотаблитчатый
111-мелкопластинчатый
I V-пластинчатый
V I-сахаровидный
Сподуменовый
1-мелкозернистый из аплита
11-крупнотаблитчатый
111-ме лкоп л астинчатый
IV-пластинчатый (сливной)
V-клеве ландпт
V I-сахаровпдный
V II -копьевидный
Число
образцов
12
Значения номеров
плагиоклаза
мини­ модаль­
мальные
ные
макси­
мальные
6
9
10
30
5
21
5
6
3
3
И
5 п И
4
20
18
8
5
3
10
7
10
6
4
3
0
3
5
3
3
5
10
8
5
10
8
3
10
46
8
8
47
25
48
4
1
0
0
0
0
0
5 п 10
3
1 -3
3
4
0
20
6
7
4
29
0
26
Т а б л и ц а 13
Сравнение состава сахаровидного плагиоклаза VI
с составом исходного плагиоклаза I —.У
Номер
образца
1032
1439-а
1574
1610
1619
1648
1698
1701
1728
2059
2074
2081
2086
Исходный плагиоклаз
Сахаровид­
ный пла­
гиоклаз V I
Генерация
Номер
Номер
V
V
II
I
I I —IV
IV
IV
I
IV
IV
II
I I —IV
I I —IV
1
0
2—5
4 5 -4 7
0 -1
3 -5
0 -2
4 -7
0 -1
1—3
1 6 -1 8
14—20
9 -1 1
3
5
3 -5
2 8 -3 0
0 -2
5—7
1 -5
0 -5
0—3
1—2
1 8 -2 0
21—23
10—12
55
Плагиоклаз (клевелаидит) V практически не отличается по со­
ставу от пластинчатого альбита IV (модальное значение № 1—3).
Сахаровидный плагиоклаз VI обладает непостоянным составом.
Содержание анортитовой составляющей в нем зависит от состава
исходного плагиоклаза, по которому он развивается. Это явление
иллюстрирует табл. 13. Согласно приведенным в ней данным, плагио­
клаз VI в большинстве случаев является более основным, чем исход­
ный плагиоклаз I I —V, либо имеет тот же состав. Исключением
является только сахаровидный плагиоклаз VI, развивающийся
по плагиоклазу I. Здесь новообразованный плагиоклаз IV является
более кислым по сравнению с исходным. Д ля пар плагиоклаз VI —
плагиоклаз I I —V разница в составе очень невелика и не превышает
2—4 номеров. Значительно выше она для пар плагиоклаз V I— плагио­
клаз I, где разница в составе достигает 10—15 номеров.
Копьевидный плагиоклаз V II обладает наиболее низким содер­
жанием анортитового компонента и, по-видимому, является чистым
альбитом. Все замеры показателей преломления плагиоклаза ока­
зались ниже, чем у альбита № 0 —1.
Приведенные выше данные показывают, что подавляющая часть
плагиоклаза в сподуменовых пегматитах является кислым альбитом
Таблица
1
2
3
4
5
S i0 2
T i0 2
AI2O3
F егОз
FeO
MnO
MgO
CaO
N aaO
K 2O
Ы 2О
Н гО H 20 +
66,98
0,04
20,38
0,18
67,60
0,04
20,17
0,11
67,58
0,04
20,29
0,09
67,18
0,04
20,68
0,14
67,24
0,04
20,10
0,14
0,007
0,22
0,48
9,20
0,56
Следы
0,12
0,02
0,01
0,25
0,52
9,00
0,40
0,06
---
—
—
0,02
0,14
0,40
8 80
0,66
0,15
0,20
0,22
0,06
0,35
0,58
8,00
1,10
0,10
0 16
0 04
Сумма
98,187
98,36
98,56
98,27
97,85
0,21
0,84
9,00
0,21
0,08
формулы
1760
1765
1030-в
1783-г
1017-6
Na
К
Са
0,79
0 03
0,02
0,77
0,02
0,03
0,77
0,01
0,04
0,75
0,04
0,02
0,69
0,06
0,03
Сумма
0,84
0,82
0,82
0,81
0,78
А1
р ез+
Si
1,07
0,01
2,97
1,05
1,05
1,08
1,05
2,98
2,99
2,97
2,99
Сумма
4,05
4,03
4,04
4,05
4,04
по
N a/C a/K
Ab
An
Or
93
3
4
92
5
3
93
6
1
92
4
4
86
6
8
по S i/A l
An
3
2
2,5
4
2,5
по данным
иммерсии
Ab
An
100
0
99
1
97
3 -5
99
1
96
5
Группа натрия
Группа кремния
Полево­
ш пато­
вые
мина%'
1 — обр. 1760 — зеленоватый пластинчатый альбит IV из средпезернистого
кварцево-сподумен-альбитового пегматита; 2 — обр. 1765-6 — белый клевеландит V из блокового кварца; 3 — обр. 1030-в — белый сахаровидпый плагиоклаз
V I из приконтактового участка пегматита с псевдоморфозами по сподумену;
4 — обр. 1783-г — голубой пластинчатый альбит IV из крупнозернистого кварцево-снодумен-альбитового пегматита; 5 — обр. 1017-Д — белый сахаровидный
плагиоклаз V I из мономинерального вторичного аплита.
Анализы выполнены в Ц Х А Л СЗТГУ .
56
Номер образца
К n иг.тя .ттлох и м и ч е с к ие
14
Р езул ьтаты химического ан али за альбитов
из сподуменовых пегм атитов, вес. %
Компоненты
Т а б л и ц а 15
Крпсталлохпмические формулы анализированных образцов плагиоклаза
и процентное содержание полевош патовых составляю щ их
•
№ 0—5. Этот вывод подтверждается и результатами химического
анализа пяти образцов минерала (табл. 14, 15), пересчитанными
на типовую формулу полевого шпата по кислороду (0 = 8 ). Полу­
ченные кристаллохимические формулы приведены в табл. 15, где
вычислено также содержание полевошпатовых составляющих —
альбита, анортита и ортоклаза —двумя методами: по соотношению
катионов в группе натрия и соотношению алюминия и кремния
в группе кремния.
Пересчеты показывают, что все анализированные образцы прак­
тически не отличаются по составу. Содержание анортитового минала не превышает 6 %, в среднем составляя около 3%. Нужно
отметить, что в альбитах всегда присутствуют в том или ином ко­
личестве микровключения апатита, освободиться от которых не­
возможно ввиду их очень небольших размеров (менее 0,01 мм).
Произвести количественный подсчет вростков апатита также не уда­
ется. В связи с этим истинное содержание анортитовой составля­
ющей в альбитах должно быть несколько ниже, чем показывает
химический анализ.
57
Методом пламенной фотометрии, наиболее надежным для опре­
деления щелочных элементов, анализировались 17 образцов плагио­
клаза из пегматитов различного типа. Результаты анализов при­
ведены в табл. 16. Согласно полученным данным содержание натрия
закономерно увеличивается от крупнотаблитчатых плагиоклазов
II из пегматитов кварцево-полевошпатового типа к пластинчатым
альбитам IV сподуменовых пегматитов в полном соответствии с умень­
шением их основности.
Таблица
Содержание щ елочных элементов в плагиоклазах
из пегматитов различного типа
ге, вес. %
п, 10 4%
Номер
образца
Na20
2101
2112
1574-а
1574-п
2184-1
1575-а
2187
Среднее
К 20
Li20
Помер
плагиоклаза
R b ,0
Cs20
Полевошпатовые пегматиты
Крупнотаблитчатый плагиоклаз II
9,05
0,51
16
5,4
10,4
0,45
8,8
20
10,5
0,50
8,5
85
10,6
0,38
8,5
31
10,6
0,63
22
38
10,7
0,57
3
61
10,8
0,51
5
25
0,5
1,6
6,6
2,3
0,5
3,4
0,6
10,5
2,2
0,51
16
6,7
40
18
5
5
5
5
5
5
М у с к о в и т-п о л е в о ш п а т о в ы е п е г м а т и т ы
Таблитчатый альбит II
2128-в
2121
2118-в
10,2
10,3
10,7
1675-7
1605-2
10,9
11,2
0,63
0,23
44
26
Среднее
10,7
0,46
24
0,52
0,42
0,48
19
19
10
25
25
45
1.7
1,1
1,3
5
5
5
39
33
1.9
20
3
1
33
1,6
Пластинчатый альбит IV
Сподуменовые
пегматиты
Пластинчатый альбит IV
58
1118
1248
1114-д
2172-2
1048-2
11,1
11,2
11,3
11,3
11,4
0,20
0,14
0,19
0,24
0,24
350
180
21
17
55
14
12
54
71
50
1,2
0,2
1,7
2,2
1,2
Среднее
11,3
0,20
125
46
1,3
2
1
0
0
0
•
Весьма любопытно поведение в плагиоклазах калия и редких
щелочей — рубидия, цезия и лития. Наиболее высоким содержанием
калия отличается плагиоклаз пегматитов полевошпатового типа
(х7 = 0,51% К 20), несколько ниже оно в альбитах из мусковитполевошпатовых пегматитов (х5 = 0,46% К 20). Альбиты из пегма­
титов сподуменового типа характеризуются минимальным содер­
жанием калия (хь = 0 ,2% К 20 ).
Подобно калию ведет себя в плагиоклазах цезий. Его содержа­
ние в минерале постепенно снижается от полевошпатовых пегмати­
тов (я7 — 0,00022% CsaO) к мусковит-полевошпатовому типу {хъ —
= 0,00016% Cs20) и достигает минимума в сподуменовых пегмати­
тах (хь = 0,00013% Cs20).
Несколько иначе меняется конентрация рубидия в минерале.
По сравнению с плагиоклазами пегматитов полевошпатового типа
(я, = 0,0040% R b 20) его содержание в минерале из мусковит-полевошпатовых пегматитов заметно ум ен ьш ается^ = 0,0033% R b aO).
В то же время альбиты сподуменовых пегматитов характеризу­
ются наибольшей концентрацией рубидия (z5 = 0,0046% R b20).
Совсем иначе ведет себя литий. Его концентрация в плагио­
клазах последовательно увеличивается от пегматитов полевошпа­
тового типа (S, = 0,00067% L i20) к мусковит-полевошпатовым
(хъ = 0,0024% L i20) и сподуменовым пегматитам {хъ = 0,012%
L isO).
Особенности поведения щелочных элементов-примесей в плагио­
клазах объясняются, с одной стороны, температурным режимом
при кристаллизации минерала, а с другой — кристаллохимиче­
скими особенностями их вхождения в решетку плагиоклаза. Пря­
мая корреляция между содержанием калия и основностью плагио­
клаза, вероятно, связана с уменьшением растворимости калиевого
компонента в плагиоклазе с уменьшением температуры. Подобная
закономерность хорошо изучена для калиевых полевых шпатов
[Барт, 1962]. Если калий, несмотря на большой ионный радиус
(1,33 А), допускается в небольшом количестве в решетку плагио­
клаза на место натрия (г{ = 0,98 А), то очень крупный цезий (rt =
= 1,65 А) может войти в структуру минерала только вместо калия
по схеме: Na ч - К ч - Cs. Таким цепным изоморфизмом объясняются
тесная прямая корреляция между цезием и калием, а также неожи­
данная на первый взгляд минимальная концентрация цезия в альби­
тах сподуменовых пегматитов, где общее содержание цезия в си­
стеме достигает максимума.
Концентрация рубидия в плагиоклазе, видимо, менее жестко
контролируется калием, в связи с чем альбиты сподуменовых пег­
матитов, кристаллизующиеся при наиболее низких температурах
и в условиях максимальной концентрации рубидия в пегматитовой
системе, обладают максимальным содержанием этого элемента.
59
Литий благодаря малому ионному радиусу (0,68 А) занимает
в плагиоклазе иную структурную позицию, чем другие щелочные
катионы. Он, вероятно, находится либо в полостях четверных колец
анионного каркаса (восьмерная координация), либо замещает алю­
миний в тетраэдрах. Поэтому концентрация лития в минерале никак
не связана с концентрацией в нем калия, а определяется исключи­
тельно общим содержанием лития в минералообразующей среде.
В альбитах сподуменовых пегматитов определялось также со­
держание бериллия количественным спектральным методом. Соглас­
но полученным данным (табл. 17), среднее содержание ВеО в аль­
бите при его нормальном распределении составляет 5 • 10“4 вес.%.
Таблица
Содержание бериллия в плагиоклазах из сподуменовых пегм атитов,
Номер
образца
ВеО
Номер
образца
ВеО
1004
1008-1
1010-а
1012-6
1094-ж
1016-в
1017
1017-ж
1018-2
1019-6
1020
1022-Д-1
1022-ж
1024-е
1028-д
2
2
1
1
1
2
2
3
6
5
8
3
1
3
3
1029-е
1029-е-1
1030-в
1031-е
1031-з
1032-3
1032-к
1032-п
1033
1034-к
1037-в
1037-г
1039-ж
1041-а
1042
1
6
10
3
1
2
4
5
2
2
1
1
2
2
2
Номер
образца
'
17
ВеО
1042-а
1045-г
1048-г
1049-в
1049-е
1051-а
1054-0
1052-6
1054-и
1054-р
1055
3
10
3
1
2
2
20
2
27
3
27
Среднее
5
* Данные количественного спектрального анализа. Аналитик JI. А. К равченко-Б ереж ная.
В табл. 18 приводятся результаты колориметрического опре­
деления ниобия и тантала в альбитах из пегматитов сподуменового
типа. Характерно преобладание тантала над ниобием при среднем
содержании Т а20 5 0,0035% и N b30 5 менее 0,001%.
Таким образом, изучение плагиоклазов из пегматитов различ­
ного типа, относящихся к различным генерациям, показывает,
что их состав закономерно меняется в ходе пегматитового про­
цесса как в отношении ведущих компонентов (N an C a), так и в от­
ношении элементов-примесей.
Сподумен — Li Al(Si20 6). Сподумен является породообразующим
минералом пегматитов сподуменового типа. В пегматитах других
типов он отсутствует. Взаимоотношения сподумена с другими мине­
ралами позволяют говорить о существовании, по крайней мере,
60
трех его генераций, каждая из которых связана с определенной парагенетической ассоциацией и имеет свои морфологические особен­
ности.
К п е р в о й генерации принадлежит сподумен средиезернистого кварцево-сподумен-альбитового агрегата. Он образует кри­
сталлы уплощенно-призматического (дощатого) облика длиной
от 1 до 10 см и от 0,2 до 1 см в поперечнике. Кристаллы сподумена
I располагаются изолированно друг от друга среди мозаичной мас­
сы кварца и пластинчатого альбита, но обычно имеют субпараллельную ориентировку. Такие струй­
Т а б л и ц а 18
чатые агрегаты повсеместно раз­
Содержание тан тала и ниобия
виваются по блоковому микров плагиоклазах сподуменовых
клин-пертиту II, используя при
пегматитов, вес. %
этом ослабленные зоны катаклазированных
моноблоков.
При
Номер
Т а205
Nb20 5
образца
интенсивном развитии сподумена
в породе остаются лишь отдель­
ные реликты микроклина самой
0,008
0,003
1008-1
1014-е
0,000
0,002
причудливой формы.
Нередко
1017-е
0,001
0.004
наблюдаются отдельные цепочки
1030-в
0,002
0,000
кристаллов сподумена, окружен­
0,004
0,003
120
ные пластинчатым альбитом, рас­
0,000
0,003
264
0,002
0,000
311
секающие блоковый микроклин.
Повсеместно наблюдается обтека­
ние блоков микроклина «струй­
Среднее
0,0035
0,001
ками»
кристаллов
сподумена
Аналитик 10. Н. Н овикова.
(рис. 15). Все это свидетельст­
вует о более позднем образова­
нии сподумена I по сравнению с блоковым микроклином II.
Пластинчатый сподумен выделяется также позже таблитчатого
и мелкопластинчатого альбита. Об этом свидетельствуют пересе­
чения цепочками кристаллов сподумена кварцево-плагиоклазового
пегматита, где плагиоклаз представлен крупнотаблитчатым альби­
том. При этом в сподумене наблюдаются реликты этого минерала,
а сам сподумен образует типичные пойкилобласты. Цепочки кристал­
лов сподумена пересекают также полосчатый мелкозернистый пег­
матит, сложенный на 80% мелкопластинчатым альбитом (рис. 16).
Сподумен кристаллизуется раньше пластинчатого альбита, явля­
ющегося наравне со сподуменом породообразующим минералом
среднезернистого кварцево-сподумен-альбитового агрегата. Выде­
ления пластинчатого альбита обычно приурочены к поверхности
кристаллов сподумена и часто образуют типичные розетки. По­
верхность соприкосновения этих минералов никогда не бывает
блестящей, а всегда неровная и несет явные следы коррозии спо­
думена со стороны альбита.
Более сложны взаимоотношения сподумена с кварцем. С одной
стороны, часть кварца кристаллизуется, несомненно, раньше спо­
думена. Заключенные в пойкилитовых кристаллах сподумена участки
61
?сах.-
агрегата кварца, сохраняющие те же особенности строения, что
и агрегат кварца в окружающей породе, несомненно, являются ре­
ликтовыми. С другой стороны, можно наблюдать пересечение спо­
думена цепочками и жилками кварца. Нередко зерна кварца тя­
готеют к поверхности кристаллов сподумена, образуя вокруг него
прерывистую или сплошную кайму. Этот кварц образуется позже
сподумена. Такие взаимо­
отношения дают основа­
ние для выделения двух
генераций кварца, одна из
которых образуется рань­
ше, а другая — позже
сподумена (стр. 25).
Таким образом, пла­
стинчатый сподумен I кри­
сталлизуется позже блоко­
вого микроклина II, таб­
литчатого
альбита
II,
мелкопластинчатого аль­
бита III, части зернистого
кварца, но раньше пла­
стинчатого альбита IV.
Ко в т о р о й генера­
ции относится крупнозер­
нистый сподумен,
про­
странственно
связанный
с гнездами крупно- и ги­
гантозернистого кварцевосподумен-полевошпатового
пегматита блоковой струк­
туры, где он образует
кристаллы короткоприз­
ересечение полосчатого альбитового пегм а­
матического облика от Р и с. 16. Пти
та гранобластовой структуры .
8 —10 см до 1 м в длину, 1 — агр егат м елкопластинчатого альби та I II' , 2 —ж е агр егат,
обогащ енный мусковитом цепочки
с поперечным сечением от тот
сподумена (S p ) и сопровож даю щ ий его пластинча­
ты
й
ал
ьби
т
I
V
(АЬ пл). Зар и со вк а
обнаж ения.
4 до 50 см. Основанием для
У м ен ьш ено в 4 р а з а .
его выделения в самостоя­
тельную генерацию служат
взаимоотношения сподумена II с идиоморфным блоковым микро­
клином III. Блоковый сподумен в отличие от дощатого сподумена
из кварцево-сподумен-альбитового агрегата никогда не замещает
микроклин, и кристаллы этих минералов располагаются изолирован­
но друг от друга среди массы зернистого кварца. Такие взаимоотно­
шения, по-видимому, свидетельствуют об одновременной кристал­
лизации сподумена и микроклина в блоковом пегматите (рис. 17).
Кристаллы сподумена часто «висят» в блоковом кварце или
располагаются цепочками. Внутри кристаллов нередко можно
наблюдать включения кварца, имеющие форму отрицательных
63
кристалликов сподумепа с характерной для последнего тонкой
скульптурой граней. В то же время кварц этих включений имеет
ту же гранобластовую структуру, что и блоковый кварц, окружа­
ющий сподумен. Все это позволяет рассматривать такие включения
как реликтовые, а сподумеп как более поздний минерал по срав­
нению с блоковым кварцем.
Рис. 18. М елкозернистый сподумен I I I (Sp / / / ) , развиваю щ ийся на границе
зерна кварца (Q u ) и пластинчатого альбита I V (АЬп л ).
В верхней части фотографии пластинчатый альби т зам ещ ается сахаровидным
iAb'caX) ■ Н иколи полускрещ ены . Увеличено в 150 р аз.
к ^ о м ' в Пг о у б о 1 ^ и ^ ь ^ е« ^ п ^ ЦеВО' ЬПОД^ еН та тб и то во г? агРегата с реликтовы м мнкро-
п ,р „ » „ „ „ ?г?р, 'г = • s s s s s ^ s r s s s s i r s ^ s z ^ r ^
■ в а я т е л а а в в w b k x ' i 'i s ih .»!—
Зари совка обнаж ения. Уменьшено в 15 р а з.
64
»"»»-
Альбит-клевеландит V нередко образует розетки на поверхности
кристаллов сподумена, а также рассекает их. Все это говорит о том,
что клевеландит кристаллизуется позже сподумепа. Таковы же и взаи­
моотношения сподумена с крупнопластинчатым мусковитом.
Таким образом, крупнозернистый сподумен II кристаллизуется
позже блокового кварца, одновременно с микроклином III и раньше
альбита (клевелапдита) V и крупиопластинчатого мусковита.
К т р е т ь е й генерации относится мелкозернистый сподумен,
образующий кристаллы короткопризматического или изометриче­
ского облика от 0,2 до 5 мм в поперечнике. Они часто развиваются
по краям крупных выделений кварца, берилла, сподумепа, клевеландита и мусковита (рис. 18), а также группируются в цепочки,
рассекающие вышеназванные минералы.
Мелкозернистый сподумен короткопризматического облика часто
развивается непосредственно по крупнозернистому сподумену I
5 З а к а з 1329
65
и II, располагаясь по границам микросдвигов и волосных трещи­
нок в виде цепочек (рис. 19). Нередко наблюдаются полные псевдо­
морфозы мелкозернистого сподумена по крупнозернистому. В том
случае, когда образование мелкозернистого сподумена сопровожда­
ется замещением крупнозернистого сподумена сахаровидным аль­
битом, такие псевдоморфозы теряют свою форму и переходят в ти­
пичный сподуменовый вторичный
аплит. Сподумен в этой породе
распределен относительно равно­
мерно и играет роль породообра­
зующего или
второстепенного
минерала в зависимости от состава
ап литов.
Сподумену
III, са­
харовидному альбиту и другим
минералам свойственна одинако­
вая степень идиоморфизма, бла­
годаря чему возникает характер­
ная полиэдрическая структура
агрегата, свидетельствующая об
одновременной
кристаллизации
этих минералов. Образование спо­
думена III характеризует позд­
нюю
гидротермальную стадию
пегматитового процесса и связано
с рекристаллизацией крупнозер­
нистых пород при регрессивном
динамометаморфизме [Гордиенко,
1962].
Газово-жидкие
включения
очень характерны для этого мине­
рала. Они имеют вытянутую труб­
чатую форму (рис. 20), располага­
ются по удлинению кристаллов,
Р ис. 19. Ц епочка идиоморфных кристал­
а в трещиноватых катаклазиролов сподумена I I I (Sp 111), пересекаю щ ая
кристалл сподумена I (Sp I ). Зарисовка
ванных участках
отсутствуют.
ш туф а уменьш ена.
На этом основании их следует
считать первичными. Содержание
включений может быть различным даже в пределах одного зерна.
В среднем оно составляет около 5% (по объему), редко повышается до
10%. Включения отсутствуют только в мелкозернистом сподумене III.
Ввиду очень малых размеров включений (0,001 X 0,01 мм)
даже при самых больших увеличениях не удается детально рас­
смотреть их строение. Газовая фаза составляет около 60—80% объема
включения. Другая подвияшая фаза с более высоким показателем
преломления, по-видимому, жидкая, составляет около 10—15%.
Внутри включений наблюдается твердая фаза. Достоверно судить
о составе этих твердых частиц, составляющих менее 5 % объема
включений, невозможно.
Исключительно малый размер включений не позволяет визуаль­
но регистрировать температуру их гомогенизации, поэтому при­
шлось обратиться к методу декрипитации.
Кривые растрескивания сподумена I были получены на двух
установках: в ИГЕМ АН СССР в лаборатории Е. Е. Костылевой
и во ВСЕГЕИ в лаборатории А. И. Захарченко (рис. 21).
Несмотря на различную конструкцию установок и различный
способ регистрации, термозвукограммы очень сходны между собой.
Единичные растрескивания отмечаются в интервале от 100 до 350—
Рис. 20. Газово-ж идкие включения в сподумене.
Ш лиф. Б е з ан ал и зато р а. У величено в 300 р аз.
380° С. При температуре выше 400° С начинаются массовые разрывы
включений, достигающие максимума при 430—490° С. Эта темпе­
ратура, видимо, и соответствует температуре кристаллизации спо­
думена.
Очень интенсивный максимум разрывов наблюдается при 850—
950° С. Этот максимум, вероятно, связан с растрескиванием а-сподумена при его переходе в высокотемпературный [3-сподумеп,
Процессы изменения сподумена. Известно, что сподумен на позд­
них стадиях пегматитообразования и при выветривании интенсивно
замещается другими минералами [Гинзбург, 1944]. Эти процессы
имеют место и в изученных пегматитах. Наиболее интенсивное изме­
нение сподумена связано со стадией формирования вторичных аплитов, когда он замещается агрегатом сахаровидного альбита и мелкочешуйчатого фенгитового мусковита. При этом часто образуются
**
66
-
67
полные псевдоморфозы по сподумену, имеющие сложное зональное
строение (рис. 22, а, б; 23). В центральной части псевдоморфоз
иногда сохраняются реликты сподумена, имеющие весьма неправиль­
ную форму, которые окружены щеткой чешуек мусковита. Внешняя
часть псевдоморфоз состоит из агрегата зерен альбита с небольшим
количеством мелких неориентированных чешуек мусковита. Опи801-
блеском. Форма кристаллов сподумена при этом иногда сохраня­
ется, а в центральной части таких псевдоморфоз наблюдаются ре­
ликты сподумена. Термическая дифференциальная кривая нагре­
вания темно-зеленой «восковой» массы приведена на рис. 24. Она
а
Р ис. 22. О бразование псевдоморфоз сахаровидного альби та, а — н ачальн ая стад и я; б
н ечн ая стад и я. Зарисовка ш туф а уменьш ена.
sl JL---- м__[
900
100о °с
Рис. 21. Декриптограммы
сподумена:
а ■
— устан овка ИГЕМ
АН СССР; б — уста­
новка ВСЕГЕИ.
1 — обы чная
чу в­
ствительность прибо­
ра; 2 — п овы ш ен н ая
чувствите л ьн о сть .
700 “С
санные псевдоморфозы наблюдаются исключительно в приконтактовых участках жил. Замещение сподумена сахаровидным альбитом
наблюдается и в центральных частях пегматитовых тел, но интенсив­
ность процесса здесь значительно меньше. Обычно развитие сахаро­
видного альбита по крупнозернистому сподумену I и II сопровожда­
ется образованием сподумена III как в виде отдельных мелких зерен
внутри крупных кристаллов, так и среди вторичных аплитов.
На контакте пегматитовых жил с секущими их диабазовыми
дайками и в зонах милоиитизации сподумен переходит в плотную
черную или буро-зеленую массу с раковистым изломом и восковым
68
ко-
очень сходна с термограммой нонтронита (сильные эндотермиче­
ские эффекты при 90—150° и 480—510° С и слабый экзотермический
эффект при 730° С) и в меньшей степени с термограммой гидро­
мусковита.
Наиболее интенсивно спо­
думен изменяется в трещино­
ватых зонах. Их мощность
достигает нескольких мет­
ров, а глубина — 450 м. Эти
зоны представлены сильно
ожелезненным кавернозным
пегматитом с большим ко­
личеством глинистых мине­
ралов. Пегматит рассечен
многочисленными
тонкими
прожилками скрытокристал­ Р и с. 23. Псевдоморфозы вы щ елачивания по спо­
думену и з участка кавернозного п егм ати та.
лического альбита ярко-крас­
1 — глинисты е минералы ; 2 — серицит; 3 — к а ­
ного цвета. Форма каверн верны
с кри сталлам и копьевидного альби та на
стенках.
разнообразная, но большей
частью вытянутая в одном
направлении. Форма и ха­
рактер распределения каверн в пегматите, несомненно, указы­
вают на то, что они образуются на месте полностью выщелоченного
сподумена. Наблюдаются постепенные переходы от свободных пустот
к полостям, заполненным глинистыми продуктами, сохраняющими
даже направление спайности сподумена. Стенки свободных пустот
часто бывают выстланы щетками кристаллов копьевидного альбита,
микроклина, десмина, кварца и бавенита (см. рис. 23).
69
Характер изменения пегматита в описанных зонах свидетель­
ствует об окислительных условиях среды, близких к приповерх­
ностным. Значительное количество гидроокислов железа, развитых
вдоль волосных трещин в различных минералах, разложение пи­
рита и сфалерита в лимонит, превращение литиофилита в пурпурит
и сиклерит — все эти процессы характерны и для изменения со­
ответствующих минералов в условиях выветривания. В современных
условиях умеренного климата сподумен является довольно устой­
чивым. Замещение сподумена монтмориллонитом и галлуазитом
проявлено очень незначительно.
Fe20 3 увеличиваются его удельный вес, показатели преломления
и рентгеновские параметры. Ввиду небольших вариаций состава
изученных образцов минерала и недостаточно высокой точности
определения физических констант количественную строгую зави­
симость между этими признаками выявить не удается. Об этом сви­
детельствует и термический анализ сподумена (рис. 26). Его диф­
ференциальные кривые нагревания характеризуются одним эндо­
термическим эффектом, начинающимся при 900—930° С и заканчи-
Р и с. 24. Д иф ф еренциальная кривая нагреван и я оливково-зеленых
продуктов зам ещ ения сподумена.
Состав и кристаллохимические особенности сподумена. Деталь­
ному изучению состава сподумена посвящена специальная работа
[Гордиенко, Каленчук, 1966]. Исследование показало, что прежние
данные о содержании в минерале лития, полученные классическим
весовым анализом, являются сильно заниженными. Содержание
L i20 в сподуменах изученных пегматитов составляет около 7,3%.
Значительно более низкое содержание лития в сподумене по сравне­
нию с теоретическим (—8,1% L i20) обусловлено изоморфным за­
мещением лития другими элементами. Установленная обратная
зависимость между содержанием воды (Н 20 +) и лития в минерале
(табл. 19, 20, 21; рис. 25) и пересчет его анализов на кристаллохими­
ческие формулы (табл. 22) позволяют предполагать, что литий в спо­
думене замещается группой гидроксония (Н30 +). При этом мелко­
зернистый сподумен III, образование которого связано с гидро­
термальным процессом, наиболее богат водой (обр. 1052-2, 1341-к,
1882-2 табл. 20). Часть лития замещается натрием, калием, кальцием,
магнием и двухвалентным железом. Присутствие окисного железа
связано с изоморфным замещением алюминия.
Вариации физических констант сподумена (удельный вес, опти­
ческие свойства, параметры элементарной ячейки, табл. 23) каче­
ственно коррелируются с вариациями его состава. С увеличением
содержания Н 20 + (уменьшением содержания лития) увеличиваются
показатели преломления и параметры элементарной ячейки. Неза­
висимо от содержания лития с ростом концентрации в минерале
70
Рис. 25. Зависим ость содерж ания связан н ой воды Н ,0 + от содерж ания ли ти я в еподумене
(сплош ная л и н и я).
У го л накл он а эм пирической прям ой бли зок к у г л у н ак л о н а теоретической зависимости
L i , 0 (H jO )+ (ш тр и х -п у н кти р и ая л и н и я) п р и зам ещ ении л и ти я н а гр у п п у гидроксония.
П ун кти рн ая л и н и я — вы численная зависимость п р и зам ещ ении и она л и ти я на ион H+.
Д анны е т а б л . 19 и 20.
вающимся при 980—1030° С. Эффект является необратимым. Он со­
ответствует переходу моноклинного а-сподумена в тетрагональный
Р-сподумен. При а —p-переходе наблюдаются резкое увеличение
объема, часто приводящее к разрыву тиглей, резкое уменьшение
светопреломления минерала (а-сподумена 1,677, Р-сподумена 1,518)
и полная перестройка структуры, отражающаяся на рентгенограм­
мах.
Малая точность измерения температуры эндотермического эф­
фекта на приборе ТП-1 не дает возможности установить количествен­
ную зависимость между температурой эффекта и вариациями хими­
ческого состава сподумена, хотя намечается тенденция к смещению
пика в сторону меньших температур для образцов с более высоким
содержанием Fe20 3 и L i,0 .
Та блица
19
Химический состав сподумена, вес. %
Европейская часть СССР
Компо­
ненты
SiOa
T i0 2
A l^ O g
F е20 3
FeO
М11О
MgO
CaO
Na20
K 20
Li20
H 20 +
H aO"
Sn02
BeO
p 2o 5
Сумма
. .
к
см
1
тН
ОО
тН
*
*
*
*
т -1
СМ
ГО
SP
63,60
0,03
26,69
0,78
0,22
0,15
0,12
0,15
0,53
023
7,12
0,70
0,42
Не обн.
64,02
0,01
26,85
0,20
0,15
0,14
0,09
0,18
0,30
0,30
7,17
0,64
0,38
64,36
0,05
24,62
2,19
0,29
0,12
0,05
0.40
0,23
0,10
7,21
0,59
0,26
63,58
0,04
26,71
0,57
—
—
—
—
—
—
—
100,44
100,43
со
ей
1
с— 1
ф
1
CNJ
СО
С\1
СО
00
тн
О
о
|>-
тН
ю
чН
rS
тН
тН
*
ю
*
*
*
*
VD
00
05
64,14
0,02
26,78
0,40
0,11
0,09
0.09
0,12
0,22
0,30
7,32
0,60
0,32
63.31
0,02
26,24
0 88
0,29
0.15
0,10
0,25
0,27
0,13
7,35
0,58
0,22
64,57
0,01
27,43
0,34
Не обн.
0,15
0,02
0,12
0,36
0,19
7,38
0,37
0,03
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
•
— •
100,47
100,08
100,51
99,79
со
—
0,08
0,22
0.24
0,50
0,19
7,25
0,54
0,16
.
63,24
0,04
26,24
0,98
—
63,96
0,02
26,71
0,63
0,02
0,10
0,23
0,10
0,30
0,21
7,44
0,50
0.22
0,03
аГ
03
1
со
СО
О
О
о
тН
62,94
0,05
27,21
0,38
—
—
—
—
-------
0,02
100,97
99,29
100,49
99.805
—
'
13
62,48
0,06
26,76
1,18
Не обн.
0,11
0,21
0,18
0,20
0,08
7,57
0,20
Н е оби.
0,06
0,006
64.16
0,03
25,11
1,08
0,18
0,11
0,03
0,25
0,78
0,02
6,74
0,39
0,20
63,84
Не обн.
25,56
1,04
Следы
0,10
1,56
0,70
0,31
0,21
5,35
0,47
0,23
99,096
тН
0,10
0,35
0,40
0,43
0,10
7,45
0,30
Не обн.
0,04
0,005
0,05
0,10
0,35
0,20
0,27
0,07
7,42
0,38
Не обн.
1212)
—
—
—
—
100,22
99,37
* Опредс ленда щелочей выполне)то мето цом ила менно!I фотомотрци. В ci обках приведень номера, образцов.
в
Продолжение
Европейская часть СССР
табл.
К азах ­
стан
Сибирь
Киллиней,
США
Минае,
Ж ераис,
Б рази ­
лия
Компо­
ненты
14
15 (97)
16 (68)
17(11+13)
18
19
20
21
22‘**
23
24
25
S i0 2
ТЮ 2
А120 з
Fe203
FeO
MnO
MgO
CaO
Na20
K 20
L i20
II 20 +
i i 2o SnOa
BeO
P 2O5
63,70
Не оби.
26,24
0,99
Следы
0,13
0,17
0,06
0,06
63,70
Не обн.
26,63
1,00
0,18
0,09
0,07
0,04
0,72
Не обн.
6,97
0,60
0,24
63,68
Не обн.
27,11
0,60
Не обн.
0.04
0,07
0,14
0,74
Не обн.
6,67
0,70
0,42
63,58
Не обн.
26,56
1,02
0,18
0,18
0,07
0,06
0,44
Не обн.
6,96
0,68
0,32
64,99
65,00
64,06
63,81
64,32
26,39
0,10
0,04
0,09
27,98
0,09
0,26
63,50
0,04
26,20
0,80
63,11
27.17
27,79
0,67
0,22
0,15
0,10
6,75
0,75
26,29
1,36
0,43
0,14
0,21
0,09
0,89
0,26
7,80
0,36
0,16
0,02
0,0003
28,51
0,81
0,13
0,99
0,07
6,84
0,20
62,92
Не обн.
27,37
1,17
0,94
0,03
0,27
0,56
Следы
0,25
6,26
0,06
0,14
0,73
0,17
0,55
5,60
0,36
7,45
0,12
Сумма . .
99,43
101,1203
99,82
101,07
7,18
0,90
0,05
0,09
0,14
0.60
0,05
7,26
0,08
0,10
0,06
0,13
0,12
0,54
7,54
0,15
0,80 **
100,16
** F —0,54; С1 —0,26%.
100,17
100,05
100,53
99,85
100,36
99,97
19
99,88
Таблица
Содержание щ елочей и связанной
Сравнение данны х определения щелочей методом пламенной
Номер
образца
L i20
Na20
К 20
н 2о +
20
воды в сподумене, вес. %
фотометрии (I) и классическим весовым методом (II)
Номер
в табл.
19
Характеристика образцов
I
II
I
II
I
II
1341-к
7,12
7,11
6,91
0,53
0,50
0,66
0,23
0,22
0,17
0,70
1
Светло-зеленый сподумен I I размером от 40 до 80 см в длину, среди ячеистого
блокового кварца и клевеландпта. Отдельные участки крупных кристаллов
сильно рекрпсталлпзоваиы
1882-2
7,17
6,80
0,30
0,46
0,30
0,43
0,64
2
Кристаллы яблочно-зеленого сподумена I I I , выделенные пз сподумена I обр. 1882-1
3
7.21
6,54
0,23
0,56
0,10
0,05
0,59
3
Серо-зеленый сподумеп I
1636
7,25
6,40
0,50
0,52
0,19
0,30
0,54
4
Серо-зеленый сподумен I, около 2—4 см в длину пз кварцево-сподумеи-альбгото­
вого пегматита
1893
7,29
—
0,31
—
0,15
—
0,34
—
Серо-зеленый сподумен I, дощатые кристаллы 0 ,2 х 1 х 5 см
1882-1
7,32
6,72
0,22
0,39
0,30
0,30
0,60
5
Кристаллы светло-зеленого сподумена I около 5 см в длину пз кварцево-снодумен-альбптового пегматита. Сподумен участками сильно рекристаллизован
1607-в
7,32
6,29
0,28
0,39
0,05
0,05
0,60
—
Белый сподумен I I , образующий блоки до 1,2 м в ассоциации с блоковым к в ар ­
цем, мпкроклином и клевеландитом
1783-г
7,34
6,80
0,47
0,46
0,10
0,40
0,35
—
Серо-зелепый сподумен I, дощатые кристаллы 0,5Х 1,5X5 см
5
7,35
6,57
0,27
0,88
0,13
0,07
0,58
6
То же
1765-6
7,36
7,00
0,39
0,39
0,11
0,26
0,36
—
»
1900
7,38
6,28
0,36
0,30
0,19
0,52
0,37
7
Блоковый перламутрово-белый сподумен II более 20 см в поперечнике среди яче­
истого серого кварца и клевеландита
1782-а
7,38
6,80
0,38
0,33
0,13
0,52
0,36
—
Серо-зеленый сподумен I, дощатые к р и стал л ы 0,2 X 2X 5 см
1048-е
7,42
6,60
0,27
0,40
0,07
0,23
0,38
8
Светло-зеленый сподумен I I , образующий толстопризматпческие кристаллы р аз­
мером в 3X 4X 8 mi
1770-а
7,44
6,60
5,34
0,64
0,53
0,50
0 38
0,50
9
Мелкозернистый сподумен I I I размером около 0,2 мм пз сподуменового аплита
-
74
75
Продолжение
N a20
Li20
Номер
образца
Н 20
КаО
Номер
в табл.
19
табл.
Х арактеристика образцов
I
II
I
II
I
II
1033-а
7,45
6 80
0,43
0,35
0,10
0,19
0,30
10
Блоковый перламутрово-белый сподумен II размером около 20X30X 50 см из бло­
кового молочно-белого кварца
1666-а
7,53
6,80
0,44
0,44
0,11
0,40
0,18
—
Серо-зеленый сподумен I размером ОД X 0,5X2 см
1033-е
7,57
7,61
6,48
0,20
0,26
0,26
0,08
0,06
0,19
0,20
И
К ристалл прозрачного яблочно-зеленого сподумена II из переходного участка от
среднезерпистого кварцсво-сподумен-плагиоклазового пегматита к крупнозерни­
стому кварцево-сподумен-микроклиновому пегматиту блоковой структуры
1052-2
6,91
6,99
—
0,40
0,44
—
0,06
0,09
—
0,91
1052-1
7,25
—
0,24
—
0,10
—
—
2181-1
7,26
—
0,27
—
0,09
—
—
2181-2-1
7,34
0,26
Яблочно-зеленый сподумен I I I размером около 0,5—0,2 мм, образующий псевдо­
морфозы по сподумену I из обр. 1052-1
-
Сподумен I дощатого облнка 0,2 X 1 X 4 см в среднезернистом кварцево-сподуменальбитовом пегматите. Участками рекрпсталлизован до образования полных
псевдоморфоз сподумена I I I
Кристаллы яблочно-зеленого сподумена I I I , извлеченные из массы сподумена I,
обр. 2181-2-1
Кристаллы светло-зеленого сподумена I из кварцево-сподумен-альбитового пег­
матита от 2 до 4 см в длину
0,12
П р и м е ч а н п е. Оиределе!ше во? ы (НгО1) и ще лочей ве совым меггодом про
выполнены I ХАЛ ИГ'ЕМ АН СССР аналити ком Г. Е. Kanei гаук.
изведены в ХАЛ КФ АН СССР и ЦХАЛ СЗГУ, фотометрические определения
Таблица
Кр исталл охимпчес кие форму лы анали
Группа
1
2
3
4
5
6
7
8
9
10
И
Д вухвалент
Одновалентные катионы
Номер
анализа
76
20
Группа алюминия и кремния
лития
Кислород
в анионной
группе
Трехвалентные катионы
ные катионы
Li
Na
К
Н 30
Сумма
Fe
Ми
Mg
Са
Сумма
Всего
А1
Fe
Сумма
Si
Сумма
3.60
3.61
3,66
3.74
3,63
3.74
3,69
3.77
3.74
3.77
3,85
0,13
0,07
0,06
0,10
0,05
0,07
0,09
0,07
0,07
0,10
0,05
0,04
0,05
0,02
0,05
0,05
0,02
0,03
0,01
0,03
0,01
0,01
0,19
0,18
0,17
0,15
0,17
0,16
0,11
0,11
0,14
008
0,06
3,96
3.91
3.91
4,04
3.95
3,99
3.92
3.96
3,98
3.96
3.97
0,02
0,02
0,03
0,02
0,02
0,01
0,01
0,01
0,02
0,02
0,01
0,01
0,02
0,01
0,02
0,02
0,01
0,04
0,02
0,02
0,02
0,03
0,05
0,03
0,02
0.03
0,02
0,03
0,01
0,05
0,05
0,08
0,09
0,10
0,08
0,06
0,10
0,04
0,10
0,06
0,14
0,08
4.04
4.00
4.01
4,12
4.01
4.09
3,96
4,06
4.04
4.10
4.05
3.96
3.96
3,66
3,95
3.94
3,92
4.02
3,91
3.94
4.03
3,98
0,07
0,02
0,21
0,06
0,04
0,08
0,03
0,09
0,06
0,04
0,11
4,03
3,93
3,87
4.01
3.98
4.00
4,05
4.00
4.00
4,07
4,09
7,97
8,02
8,13
7,99
8,02
8,00
7,95
8,00
8,00
7,93
7,91
12,00
12,00
12,00
12,00
12,00
12,00
12.00
12,00
12,00
12,00
12,00
0,01
0,03
0,05
0,04
0,07
0,04
21
зпрованных образцов сподумена
24,05
24.04
24.10
24.02
24.04
24.10
23,98
24.08
24.05
24.08
24.02
77
Таблица
Сравнение кристаллохимических формул сподумена
22
Система
пересчета
Группа кремния
и алюминия
Li
1900
I
п
ш
3.69
3,14
3.69
0,09
0,07
0,09
0,03
0,08
0,03
0,11
0,11
0,04
0,04
0,04
3,96
3,44
3,85
4,02
0,03
7,95 12,0
1882-1
I
п
ш
3,68
3,38
0,05
0,09
0,05
0,05
0,17
0,17
0,06
0,06
4,01
3,75
3,83
3,94
0,04
8,02 12,0
1882-2
I
п
ш
3.61
3,42
3.61
0,05
0,10
0,05
0,07
0,06
0,07
0,18
0,18
0,09
0,09
0,09
4,00
3,85
3,82
3,96
0,02
8,02 12,0
1033-с
I
п
3.85
3,33
3.85
0,01
0,03
0,01
0,05
0,06
0,05
0,06
0,06
0,08
0,08
0,08
4,05
3,56
3,99
3,98
0,11
7,91 12,0
Номер
образца
h i
Группа лптия
Na
К
НзО
R2+
2
А1
Fe3+
Si
2
П р и м е ч а н и я . I —щелочи определены методом пламенной фотометрии;
I I —щелочи определены весовым химическим методом; I I I —щелочи определе­
ны методом пламенной фотометрии, НоО+ прп пересчете исключена.
Р и с. 26. Термограммы спо­
думена.
1 — обр. 1341-1;
г — обр. 1341-1; (п овторн ое
н агр е в а н и е );
3 — обр.
1022-д;
4 — обр.
1033а;
5 — обр. 68.
20 100 2DО 300 400 500 600 700 800 ОО01000 1100°С
78
Мусковит — К 412 {AlSi3O10}(OH)2. Мусковит является харак­
терным минералом всех пегматитов района, однако в жилах различ­
ного типа он распространен неодинаково.
В пегматитах полевошпатового типа содержание мусковита не
превышает 0,1—0,5%. Он образует пластинчатые ндиоморфные
кристаллы от 0,5 до 3 см в поперечнике, приуроченные исключи­
тельно к гнездам неравномерно-крупнозернистого и гигантозерни­
стого пегматита блоковой структуры. Пластинки мусковита обыкно­
венно располагаются изолированно в массе зернистого блокового
кварца, реже они группируются в цепочки, пересекающие идиоморфные выделения плагиоклаза и микроклина, и, таким образом,
являются более поздними по времени образования. Мусковит кристал­
лизуется раньше граната — спессартина и ильменорутила, которые
нарастают на пластинки мусковита и оставляют на них характер­
ные отпечатки скульптуры своих граней.
В пегматитах мусковит-полевошпатового типа содержание муско­
вита достигает 10%, и здесь он приобретает роль породообразующего
минерала. Основная масса мусковита в жилах этого типа связана
с самостоятельными выделениями кварцево-мусковитового агре­
гата (так называемый «кварц-мусковитовый замещающий комп­
лекс»), который образует гнездовые или чаще жилообразные выде­
ления, рассекающие блоки микроклина, зернистого кварца и ско­
пления таблитчатого плагиоклаза. В таком агрегате мусковит встре­
чается в виде пластинок размером от 0,2 X 0,8 х 1 до 1,5 X 3 X
X 5 см. Он образует сростки с кварцем, на плоскостях соприкос­
новения которых нередко можно видеть характерные индукцион­
ные формы, свидетельствующие об одновременной кристаллизации
обоих минералов. На крупнопластинчатый мусковит нередко на­
растают мелкие кристаллы турмалина—шерла, граната и апатита.
В сподуменовых пегматитах содержание мусковита снижается
до 5—6 %. Здесь мусковит присутствует почти во всех структурных
разновидностях пегматита, но основная масса мусковита связана
со среднезернистым кварцево-сподумен-альбитовым агрегатом, где
он образует отдельные пластинки размером от 0,1 X 0,3 X 0,5
до 0,3 X 0,5 X 1,5 см. Такие пластинки обычно равномерно рас­
пределены в породе и приурочены к границам зерен кварца, аль­
бита и сподумена, нередко располагаются между двойниковыми
индивидами альбита или нарастают на поверхность кристаллов
сподумена, что свидетельствует о более позднем образовании муско­
вита по сравнению с перечисленными выше минералами.
Среди основной массы кварцево-сподумен-альбитового пегма­
тита иногда встречаются участки линзовидной или неправильной
формы, обогащенные кварцем и мусковитом и обедненные споду­
меном и альбитом. В отдельных участках породы пластинки муско­
вита образуют гнездовые скопления. Такие гнезда имеют линзо­
видную или неправильную форму, по сравнению с окружающей
породой они более крупнозернистые (отдельные пластинки муско­
вита здесь иногда достигают 5—15 см в поперечнике) и обогащены
79
Физические свой
Удельный вес
Номер
образца
1341-к
1882-2
1636
1882-1
1607-в
1783-г
1765-6
1900
1792
1048-е
1770-а
1033-а
1666-а
1033-а
1052-2
1052-1
1340-1
1340-2
определение
в смеси тяжелых
жидкостей
_
3,192 ± 0,002
—
3,170 ±0,001*
—
—
3,170 + 0,001 *
3,174 ± 0,001 *
3,176 ± 0,003
3,184 ± 0,002
3,185 ± 0,002
3,161 ± 0,001 *
—
3,193 ±0,004
3,188 ±0,002
3,178 ±0,003
3,184 ± 0,001 *
3,187 ± 0,003
Оптические свойства
Таблица
Ng
Nm
Np
N g -N p
с Ng,
град
3,15 ± 0,05
3,18 ± 0,03
3,15 ± 0,03
3,16 ± 0,04
3,18 ±0,01
3,16 ± 0,04
3,14 ± 0,04
3,16 ± 0,04
3,19 ± 0.03
3,14 ± 0,05
3,15 ± 0,04
3,16 ± 0,04
3,16 ± 0,04
3,18 ± 0,04
3,20 ± 0,04
3,17 ± 0,04
3,19 ± 0,04
3,15 ± 0,01
1,6777
1,6770
1.676
1,6766
1.6756
1.6774
1.676
1.6757
1.677
1.6774
1.677
1.6754
1,6763
1,6780
1,6793
1.6775
1,6759
1.6754
1,6682
1,6676
1.6632
1.6623
1,662
1.6623
1,6611
1.6630
1,662
1,6614
1,662
1.6631
1,662
1,6611
1,6630
1,6639
1,6661
1.6633
1.6624
1,6623
0,0145
0,0147
0,014
0,0143
0,0145
0,0144
0,014
0,0143
0,015
0,0143
0,015
0,0143
0,0133
0,0141
0,0132
0.0142
0,0135
0,0131
24
24
23
24
23
25
24
23
25
23
25
24
24
23
23
24
23
24
1.6673
1,6659
1.6673
1.666
1,6666
1 666
1.6672
1,666
1,6655
1,6671
1,6682
1,6700
1,6670
1.6673
1,6669
Параметры элементарной ячейки в кХ
|5= 69° 40',
Я= 5 9 0 ммк
микрообъемный
1,666
23
ства сподумена
+2V ,
град
ао
Ьо
Со
58
9,450 ± 0,010
9,459 ± 0,002
8,227 ± 0,005
8,217 ± 0,003
5,224 ±0,003
5,2215 ±0,0002
9,478 ± 0,008
8,229 ± 0,002
5,221 ± 0,001
62
60
9,476 ± 0,002
8,221 ± 0,001
5,219 ±0,001
58
62
60
62
60
9,442 ±0,006
9,455 ± 0,002
8,229 ± 0,005
8,239 ± 0,005
5,228 ± 0,002
5,231 ± 0,001
—
—
—
—
—
58
_
_
58
_
—
_
—
—
—
—.
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
Содержание,
вес. %
ЫгО
F егОз
7,12
0,78
7,17
0,20
7,25 . 0.57
7,32
0,40
0,27
7,32
0,49
7,34
7,36
0,75
0,34
7,38
0,55
7,38
0,57
7,42
7,44
0,63
0,38
7,45
0,85
7.53
1,18
7,57
1,67
6,95
7,25 Не опр.
Н еопр
0,74
7,09
1,00
* В измеренных образцах присутствовали мельчайшие газовые включения.
кварцем и мусковитом (до 60% кварца и 50—60% мусковита). В наи­
более типичном развитии такие гнезда совершенно аналогичны по
составу и структуре агрегата кварцево-мусковитовому замещающему
комплексу, характерному для пегматитов мусковит-полевошпатового типа.
В гнездах гигантозернистого кварцево-сподумен-полевошпатового пегматита мусковит образует крупные ельчатые кристаллы
до 10 см в поперечнике. Они обычно располагаются между пластин­
ками клевеландита и являются типичными угнетенными формами
роста, имеющими собственную скульптуру граней. Ельчатый муско­
вит нередко нарастает на грани кристаллов микроклина и споду­
мена, а цепочки его кристаллов рассекают блоковый ячеистый
кварц. Эти взаимоотношения свидетельствуют о более поздней
кристаллизации крупнопластинчатого ельчатого мусковита по срав­
нению со всеми вышеперечисленными минералами.
В сподуменовых пегматитах существенную роль играет мелко­
зернистый мусковит, который связан с мелкозернистыми породами,
обогащенными сахаровидным альбитом (вторичными аплитами).
Особенно богаты мусковитом агрегаты сахаровидного альбита,
развивающиеся в приконтактовых частях пегматитовых жил, где
в псевдомофозах по сподумену мусковит составляет до 80% массы
породы. Здесь также нередко встречаются участки вторичных аплитов, обогащенные мелкозернистым мусковитом (до 50%) и сахаро­
видным кварцем (до 70%) и почти лишенные сахаровидного альбита.
Зерна мусковита во вторичных аплитах имеют необычную для этого
минерала, несколько уплощенную изометрическую форму, сходную
с формой зерен ассоциирующих с ними альбита, кварца, сподумена
и микроклина, что, по-видимому, свидетельствует об одновремен­
ной кристаллизации всех этих минералов. В рассланцованных
участках породы мелкозернистый мусковит приобретает обычный
чешуйчатый облик.
На основании взаимоотношений мусковита с другими минералами
в различных структурных разновидностях пегматитов выделяются
по меньшей мере четыре генерации мусковита.
Наиболее р а н н е й генерацией является крупнопластинчатый
мусковит из пегматитов полевошпатового и мусковит-полевошнатового типов, а также пластинчатый мусковит из среднезернистого
кварцево-сподумен-альбитового агрегата в сподуменовых пегма­
титах. Кристаллизация мусковита I относится к довольно позд­
нему этапу пегматитового процесса и следует за формированием
гигантозернистого кварцево-полевошпатового пегматита блоковой
структуры.
6 З а к а з 1329
81
Ко в т о р о й
генерации принадлежит крупнопластинчатый
мусковит в сподуменовых пегматитах, связанный с гнездами крупно­
зернистого клевеландит-мусковитового и блокового кварцево-сподумен-полевошпатового пегматита. Постепенное увеличение в от­
дельных участках зернистости кварцево-сподумен-альбитового пег­
матита, содержащего в качестве второстепенного минерала пластин­
чатый мусковит I, приводящий к образованию гнезд указанных выше
пород, несомненно, свидетельствует о более позднем образовании
находящихся в них скоплений мусковита. Эти гнезда, по-видимому,
образуются в результате собирательной перекристаллизации равно­
мернозернистого кварцево-сподумен-альбитового пегматита, чем
объясняются их форма, строение, незакономерное положение в пег­
матитовых жилах и пестрый минералогический состав. Все это явля­
ется основанием для выделения крупнопластинчатого мусковита
в качестве самостоятельной генерации. Дополнительным основанием
к этому являются различные взаимоотношения мусковита первой
и второй генераций с зернистым кварцем. Если в первом случае
мусковит I кристаллизуется одновременно с большей частью зер­
нистого кварца, то во втором крупнопластинчатый и ельчатый
мусковит II образуется позже блокового кварца.
В качестве более поздней т р е т ь е й генерации выделяется
мелкозернистый мусковит — серицит. Основанием к этому является
не только его ассоциация с сахаровидным альбитом, но и взаимо­
отношения с крупнопластинчатым мусковитом первой и второй
генераций, по которым он непосредственно развивается.
В качестве самостоятельной ч е т в е р т о й генерации необ­
ходимо, вероятно, выделить крупнопластинчатый мусковит, иногда
наблюдающийся в отдельных участках мелкозернистой массы сери­
цита, обогащенных кварцем, где он образует агрегаты пластинок
до 1—2 см в поперечнике. Характерной особенностью является
постепенное увеличение размеров пластинок мусковита к центру
этих агрегатов и отсутствие у них резких границ с окружающей
мелкозернистой породой (рис. 27). Такой крупиопластинчатый мус­
ковит образуется, несомненно, позже мелкозернистого в процессе
собирательной перекристаллизации последнего. Необходимо от­
метить, что мусковит IV пользуется крайне ограниченным распро­
странением и отмечается только в пегматитах сподуменового
типа.
Химический состав мусковита. Результаты полных химических
анализов мусковита приведены в табл. 24. Они пересчитывались
на кристаллохимические формулы двумя методами: по В. С. Собо­
леву [1949], учитывающему содержание в минерале воды и возмож­
ность замещения калия группой оксония, и по методу Р. Эванса
[1948], берущего за основу безводное вещество. Результаты пере­
счетов приведены в табл. 25. Полученные данные свидетельствуют,
с одной стороны, об отсутствии грубых ошибок в определении катио­
нов, а с д р у го й — о сильно завышенных цифрах содержания воды
почти во всех образцах мусковита. Эта погрешность связана как
82
с несовершенством методики определения воды, так и с обогащением
водой мусковита при его подготовке к анализу.
Многочисленные исследования ряда авторов [Дилакторский,
1937; Шмакова, 1942; Цветков, Вальяшихина, 1956] показали, что
с увеличением степени дисперсности мусковита при растирании
на воздухе минерал поглощает воду, причем вновь приобретенная
вода при термическом анализе ведет себя как конституционная.
Поэтому рекомендуется измельчать мусковит для анализов настри­
гом. Однако и такое из­
мельчение не гарантирует
от захвата
мусковитом
дополнительной
воды.
Учитывая
эту возмож­
ность, приходится отда­
вать предпочтение пере­
счету анализов мусковита
на безводное вещество,
тем более, что во всех
других методах пересчета
[Соболев, 1949; Сердюченко, 1948; Богомолова 1959;
Foster, 1960] за основу
принимается какое-либо
Ш >
■
постоянное число ионов
т
*
или
зарядов в одной
* II "о-ъ
*
из кристаллохимических
■Л « «
_
= ,
ЧЧ
\\
групп, что само по себе
является предметом диСКУССИЙ
^
*
1 1 0 С О Д ерж аН И Ю
К рем -
Рис. 27. С обирательная перекристаллизация мелкочеш уйчатого м усковита — серицита I I I (I) с образованием гнезд крупнопластинчатого мусковита I V
(2), обогащ енны х кварцем .
НИЯ мусковиты делятся
на две группы: мелкоче­
шуйчатый мусковит — серицит с содержанием S i0 2 от 47,8 до
48,8% и крупнопластинчатый мусковит с содержанием S i0 2
от 42,5 до 45,8%. Повышенное содержание кремния в серицитах
не является следствием механической примеси кварца или других
минералов, поскольку проверка чистоты материала в иммерсии по­
казывает, что эти примеси составляют менее 0,3 %.
По А. К. Болдыреву [1937], избыток кремния в мусковитах
обусловлен компенсационным изоморфизмом по схеме: К + + А13+ ч <— S i4+ . Такие мусковиты являются промежуточными между идеаль­
ным мусковитом и пирофиллитом и получили наименование фенгитов. В фенгитах избыток кремния должен быть эквивалентен не­
достатку катионов в группе калия. Пересчеты анализов показывают,
что для мелкочешуйчатых мусковитов такая зависимость действи­
тельно имеет место. О принадлежности мелкочешуйчатых мускови­
тов — серицитов к фенгитовому ряду свидетельствует также обратная
зависимость меязду содержанием в них кремния и калия.
6*
83
Т а б л и ц а 24
Х имический состав
Но
мусковитов, вес. %
Мер анализа **
ненты
1
S i0 2
ТЮ 2
А120з
F е20з
FeO
MnO
MgO
CaO
KoO
Na20
Li20
Rb20
Cs20
h 2o H20
F
Сумма
2
3
4
44,50
47,76
47,97
48,83
0,04
0,06
0,03
0,06
36,98
31.63
35,62
34,98
1.04
2,51
1,18
1,12
0,14
He опр. He onp. 0,56
Сл.
0,06
0,03
0,04
0,12
0,36
0,10
0,49
0,09
0,22
0,76
0.48
8,50
8,05
8,51
10,00
0,95
0,52*
0,66
1,00
Следы
0,12
0,55
0,08
Н еонр.
1,46*
0,35 * 0,53
0,06*
»
0,01 *
0 01 *
»
0,44
0,44
0,56
4,77
4,83
4,66
4,90
He обн.
He обн.
101,24
99,54
98,66
100,28
5
6
7
8
9
44,20
0,06
36,71
1,35
He опр.
0,07
0,43
1.28
9,20
0,44
0,14
1,11
He опр.
»
5,48
42,48
0,10
35,67
1,59
He опр.
0,06
0,46
0,70
9,90
0,60
0,10
1,12*
0,02*
He опр,
5,83
44,36
0,10
36,12
1,84
He опр.
0,06
0,46
0,48
9,80
0,40
0,11
0,89 *
0,04*
He опр.
5,60
45.80
0,12
35,16
1,92
I-Ie опр.
»
0,18
0,25
8,48
1,40
Следы
0,58
Не опр.
»
6,34
44,02
0,05
36,38
1,91
0,14
0,04
0,03
0,03
9,92
0,66
0,09
0,85 *
0,03*
0,14
4,99
Следы
43,78
44,06
45,02 44.90
44.22
44,04 44,02
44,02
44,59
0,06
0,13
0,10
0,17
0,11
0,10
0,06
0,10
0,54
36,30
35,85 35,44
35.10
35,30
33,85 33,95
33,41
31,48
2,16
2,40
2,44
2,71
2,71
3,79
3,11
4,04
4,83
Не опр.
0,57
0,10
Сл.
Не опр.
0,10
0,79
0,61
1,00
»
0,02
0,03
»
Сл.
0,03
0,06
0.09
0,06
0,07
0.26
0,20
0,09
0,09
0,24
0,37
0,44
0,03
0,03
0,12
0,09
0.18
0,33
0,26
0,12
0,33
0,91
9,46
9,60
9,43
9,32
9,24
9,60
9,44
8,48
10,00
0,66
0,32
0,70
0,66
0,66
1,47
0,84
0.80 Не обн.
Сл.
Не опр. Следы
Следы Следы
012
0,19
Следы
Следы
»
1,02
0,84
0,84
0,74
0,75
0,42
0,54
0,62
Следы
»
Не опр. 0,05* Не опр. Не опр. 0,01 * Не опр.
0.02*
Не опр.
»
2,80
»
0,14
»
Не опр.
»
Не опр.
5,66
4,76
5,69
4,67
6,00
6,44
6.39
6,43
5,55
Следы
100,47
98,63
100,26
100,23
99,28
99,34
* Щелочи определены в ХАЛ ИГЕМ АН СССР, аналитик Г. Е . К аленчук.
** Анализы 1, 2, 3—10; 12—18 выполнены в Ц Х А Л С ЗТГУ , 3 н И —в ХАЛ
10
И
100,36
12
100,13
13
99,29
14
99,40
15
100,97
16
99,77
17
99,68
18
98,24
КФ A ll СССР, аналитик II. А. Елина.
Сподумеиовые пегм атиты . 1 —серебристый мелкочешуйчатый мусковит—сери
Мелкочешуйчатый мусковит—серицит I I I из псевдоморфоз по сподумену; 3 — му с
из мономинеральных гнезд л прожилок в блоковом кварцево-сподумен-микрок
размером 1 ,5 x 2 см, среди крупнозернистого кварцево-сподумен-альбитового пег
совместно с кварцем оторочки неправильной формы вокруг гигантских кристаллов
сковита I, размером 1,5 X 2 см, среди ячеистого кварца; 8 — перламутрово-белый
сахаровидного альбита и псевдоморфоз мелкочешуйчатой слюдкн по сподумену;
Между пачками мусковита большое количество кристаллов колумбита — танталита;
среди крупнозернпстого кварцево-сподумен-альбитового пегматита; И — крупно
I в виде единичных пластинок, размером 2 x 3 см, среди ячеистого темного ква
среди крупнозернистого кварцево-сподумен-альбитового пегматита; 14 — ельчатый
мусковит I пз участка среднезернпстого кварцево-мусковит-альбитового пегматп
цит I I I из приконтактового плагиоклазового аплита; 2 — золотисто-зеленый
ковит—серицит I I I ; 4 —крупнопластинчатый золотистый мусковит I I (1 X 1 ,5 см)
липовом пегматите; 5 —единичные пластинки золотисто-зеленого мусковита II,
матнта; 6 — пластинки зеленого мусковита I I размером 0 ,8 X 1 см, образующие
сподумена 0 1 , 5 м в длипу); 7 — изолированные пластинки золотисто-зеленого мумусковит IV в виде отдельных крупных пластинок, размером 0,5 X 2 см, среди
9 — зеленый мусковит I I размером 1 X 1,9 см из кварцево-мусковптового участка.
10 — единичные пластинки зеленого мусковита I I , размером 0,5—1,0 X 0,5 X 2,0 см,
пластинчатый мусковит I I пз крупнозернистого пегматита; 12 — зеленый мусковит
рца; 13 — единичные пачкп золотисто-зеленого мусковита I I , размером 3 X 4 см,
серебристо-серый мусковит II из блокового молочно-белого кварца; 15 — зеленый
та.
М усковит-полевош патовы е пегматиты. 16 — зеленый мусковит I , размером
мусковита I, размером 0,5 X 0,8 см, из среднезернистого кварц-нлагиомикрокли
5 x 8 см, в блоковом сером ячеистом кварце; 17—единичные пластинки зеленого
нового пегматита гранитной структуры.
Полевошпатовые пегматиты* 18— буровато-зеленый
84
мусковит I,
размером
1 X 1,5 см, из блокового кварцево-микроклинового пегматита.
85
К ристаллохим ические формулы
Таблица
25
анализированных мусковитов
Катионы 12-й координацпл
Номер
анализа
Система
пере­
счета *
К
1
2
3
4
5
6
7
8
9
10
И
12
13
14
15
16
17
18
1
2
1
2
1
2
1
2
1
2
1
2
1
2
1
2
1
2
1
2
1
2
1
2
1
2
1
2
1
2
1
2
1
2
1
2
Катионы 4-й
координации
Катионы 6-й координации
0,71
0,71
0,67
0,67
0,69
0,69
0,86
0,86
0,80
0,80
0,88
0,88
0,84
0,84
0,73
0,73
0,86
0,86
0,84
0,84
0,82
0,82
0,81
0,81
0,82
0.82
0,80
0,80
0,84
0,84
0,82
0 82
0,74
0,74
0,88
0,88
Na
0,13
0,13
0,08
0,08
0,12
0,12
0,07
0,07
0,06
0.06
0,08
0,08
0,05
0,05
0,17
0,17
0,09
0,09
0,09
0,09
0,09
0,09
0,04
0,04
0,09
0,09
0,08
0,08
0,20
0,20
0,11
0,11
0,11
0,11
—
—
Rb
0,01
0,01
0,02
0,02
—
—
0,07
0,07
0,05
0,05
0.05
0,05
0,04
0,04
0,02
0,02
0,04
0,04
0,05
0,05
—
—
0,03
0,03
0,03
0,03
0,03
0,03
0,03
0,03
0,02
0,02
0,02
0,02
0,03
0,03
Cs
0,05
0,05
0,03
0,03
0,02
0,02
—
—
0,09
0,09
0,05
0,05
0,03
0,03
0,02
0,02
—
—
—
—
0,01
0,01
—
—
0,01
0,01
0,02
0,02
0,02
0,02
0,01
0,01
0,02
0,02
0,07
0,07
Сумма
0,90
0,90
0,81
0,81
0,83
0,83
1,00
1,00
1,00
1,00
1,06
1,06
0,96
0,96
0,94
0,94
0,99
0,99
0,98
0,98
0,92
0,92
0,88
0,88
0,95
0,95
0,93
0,93
1,09
1,09
0,96
0,96
0,89
0,89
0.98
0,98
Н 30
0,10
—
0,19
—
0,14
—
—
—
—
—
—
■—
—
—
0,05
—
0,01
—
0,03
—
0.08
—
0,11
—
0,05
—
0,05
—
—
—
0,04
—
0,11
—
0,03
—
Сумма
1,00
0,90
1,00
0,81
0,97
0,83
1,00
1,00
1,00
1,00
1,06
1,06
0,96
0,96
0,99
0,94
1,00
0,99
1,01
0,98
1,00
0,92
0,99
0,88
1,00
0,95
0,98
0,93
1,09
1,09
1,00
0,96
1.00
0,89
1,01
0,98
Mg
0,05
0,05
0,04
0,04
0,01
0,01
0,01
0,01
0,04
0,04
0,05
0,05
0,05
0,05
0,02
0,02
F e2+
—
—
—
0,03
0,03
0,01
0,01
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
0,03
0,03
0,03
0,03
0,01
0,01
0,01
0,01
0,02
0,02
0,04
0,04
0,04
0,04
0,04
0,04
—
0,03
0,03
—
—
—
—
—
—
—
—
0,05
0,05
0,06
0,06
—
—
* Цифра 1 — результаты пересчета по методу В. С. Соболева; цифра 2 — по
Li
Сумма
А1
F е3+
2R 3+
Сумма
А1
Si
Сумма
0,02
0,02
0,03
0,0.3
0,14
0,14
—
—
0,06
0,06
0,03
0,03
0,03
0,03
—
—
0,01
0.01
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
0,05
0,05
'—
—■
■
—
0,07
0,07
0,07
0,07
0,18
0,18
0,02
0,02
0,10
0,10
0,08
0,08
0,08
0,08
0,02
0,02
0,01
0,01
—
—
0,06
0,06
0,03
0,03
0,01
0,01
0,01
0,01
0,02
0,02
0,14
0,14
0,10
0,10
0,04
0,04
1,84
1,88
1,85
1,89
1,52
1,75
1,85
1,87
1,85
1,85
1,89
1,89
1,87
1,87
1,86
1,87
1,90
1,90
1,92
1,91
1,93
1,94
1,85
1,88
1,96
1,85
1,84
1,85
1,77
1,75
1,74
1,76
1,70
1,73
1,67
1,65
0,05
0,06
0,06
0,06
0,12
0,13
0,08
0,08
0,07
0,07
0,08
0,08
0,09
0,09
0,10
0,10
0.10
0,10
0.11
0,11
0,12
0,12
0,12
0,12
0,14
0,14
0,14
0,14
0,20
0,20
0,16
0,16
0,21
0,21
0,25
0,25
1 89
1,94
1,91
1,95
1 64
188
1,93
1,95
1,92
1,92
1.97
1,97
1,96
1,96
1 96
197
2,00
2 00
2,03
2,02
2,05
2,06
1,97
2,00
2,10
1,99
1,98
1,99
1,97
1,95
1,90
1,92
1,91
1.94
1,92
1,90
1,96
2,01
1,98
2,02
1,82
2,06
1,95
1,97
2,02
2,02
2,05
2,05
2,04
2,04
1,98
1,99
2,01
2,01
2,03
2,02
2,11
2,12
2,00
2,03
2,11
2,00
1,99
2,00
1,99
1,97
2,04
2,06
2,01
2,04
1,96
1,94
0,89
0,87
0,85
0,85
0,87
0,74
1,00
0,99
1,00
1,00
1,04
1,04
1,00
1,00
0.92
0,91
1,01
1,01
1,00
1,01
0,99
0,98
0,98
0,96
0,92
0,97
0,98
0,97
0,97
0,98
0,98
0,98
0,99
0,97
0,89
0,92
3,11
3,15
3,15
3,17
3,13
3,26
3,00
3,01
3,00
3,00
2,96
2,96
3,00
3,00
3,08
3,09
2,99
2,99
3,00
2,99
3,01
3,02
3,02
3,04
3,08
3,03
3,02
3,03
3,03
3,02
3,02
3,02
3,01
3,03
3,01
3,08
4,00
400
4,00
4,00
4,00
4,00
4,00
4,00
4,00
4,00
4,00
4,00
4,00
4,00
4,00
4,00
4,00
4,00
4,00
4,00
4,00
4,00
4,00
4,00
4,00
4,00
4,00
4,00
4,00
4,00
4,00
4,00
4,00
4,00
4,00
4,00
ОН
Н 20
2,00
2,00
2,00
2,00
1,63
2,00
2,00
2,00
2,00
2,00
2,00
2,00
2,00
2,00
2,00
2,00
1,99
2,00
1,89
2,00
2,00
2,00
2,00
2,00
1,89
2,00
2,00
2,00
1,74
2,00
1,93
2,00
1,79
2,00
2,00
2,00
0,03
0,28
0,12
--
0,40
0,18
0,22
0,22
0,43
0,47
0,60
0,26
0,30
0,34
0,42
0,14
0,16
0,30
0,26
0,60
0,73
0,11
0,27
0,29
0,30
0,29
0,35
0,60
0,47
0,40
0,46
0,30
0,47
0,24
0,28
методу Р . Эванса (на 11 атомов кислорода, по безводному веществу).
Содержание алюминия в мусковитах меняется от 31,5 до 37,0%
в обратной зависимости от содержания кремния и в особенности
окисного железа. Наиболее высокое содержание алюминия харак­
терно для крупнопластинчатых мусковитов из пегматитов сподуменового типа, наиболее низкие содержания — для железистых
мусковитов и мелкочешуйчатых мусковитов — серицитов. Характер­
ными особенностями состава изученных мусковитов являются ма86
лая изменчивость суммарного содержания алюминия и окисного
железа (от 34,2 до 38,5%) в различных образцах слюд и общее умень­
шение суммы R2Os с увеличением содержания S i0 2. Эти особенности
находятся в полном соответствии с существующими представле­
ниями о двойственной роли алюминия в структуре слоистых сили­
катов (изоморфизм алюминия в октаэдрической координации с же­
лезом и магнием, а в тетраэдрической — с кремнием).
-
Изученные мусковиты характеризуются повышенным содержа­
нием валового железа (от 1,2 до 5,4%) и резким преобладанием трех­
валентного железа над двухвалентным. Отношение двухвалентного
к трехвалентному железу колеблется от 0,1 до 0,25 и возрастает
с увеличением общего содержания железа. Максимальной концент­
рацией железа отличаются мусковиты из пегматитов полевошпато­
вого и мусковит-полевошпатового типов (F e20 3 + FeO от 3,9 до
5,4%).
Для мусковитов из сподуменовых пегматитов характерно более
низкое содержание железа Q}Fe от 1,2 до 3,9%). Здесь максималь­
ной железистостыо отличается ранний мусковит I из кварцевосподумен-альбитового агрегата (2 F e 1,8—3,9%, среднее около
2,8%). Более низкой железистостыо обладает крупнопластинчатый
мусковит II Q}Fe от 1,2 до 2,7%, среднее около 2%). Поздний мелко­
чешуйчатый мусковит — серицит III отличается минимальной концент­
рацией железа QjFe — около 1,2 %).
Содержание магния в изученных мусковитах колеблется от 0,03
до 0,44%, составляя в среднем около 0,2%, что соответствует 2%
флогопитового компонента. По концентрации магния мусковиты
из пегматитов различного типа и различных генераций практически
не различаются. Такая картина характерна и для марганца, содер­
жание которого в изученных мусковитах не превышает сотых долей
процента. В целом содержание двухвалентных катионов, находя­
щихся в структуре мусковита в октаэдрических слоях (Mn, Mg,
Fe2+), невелико и не превышает 2,5% магнезиально-железистого
минала.
Содержание окиси кальция в мусковите колеблется от 0,03
до 0,90%. Строгих закономерностей в поведении кальция установить
не удается. Заметна тенденция к обогащению кальцием мелкочешуй­
чатых мусковитов— серицитов и крупнопластинчатых слюд из жил
полевошпатового типа.
Содержание К 20 в мусковитах меняется от 8 до 11% и обратно
пропорционально содержанию кремния. Наиболее низкие содержа­
ния К 20 характерны для мелкочешуйчатых мусковитов — серицитов
фенгитового ряда, а наиболее высокие — для крупнопластинчатых
мусковитов.
Концентрация N a20 в мусковитах меняется незначительно —
от 0,3 до 1,2% (1,4% N a20 в обр. 1042-в и 1044 табл. 24, видимо,
связано с ошибками весового анализа). Среднее содержание на­
трия в мусковитах из пегматитов различных типов практически
остается постоянным (Na20 — 0,7—0,5%). Ничтожное содержание
включений альбита в анализированных образцах, установленное
иммерсионным контролем (менее 0,3%), а также пересчеты анализов
показывают, что натрий является структурной примесью в муско­
вите. Содержание парагонитового компонента в изученных муско­
витах составляет в среднем около 10%.
Распределение редких щелочных элементов в мусковитах пред­
ставляет наибольший интерес ввиду большей изменчивости их кон88
Таблица
Содержание щ елочных элементов в мусковитах из пегматитов
различного ти п а по данным пламенной фотометрии, вес. %
Номер образца
и ь 2о
Cs20
Li20
Na20
К 20
26
П егм атиты полевошпатового типа
2128
2184-3
2184-2
1552-r-l
2185
2187
1545-е
1574-в
0.131
0,134
0,148
0.210
0,264
0,265
0,52
0,63
0,003
0,001
0,004
0,020
0.007
0.007
0,020
0,016
0,168
0,177
0,139
0,060
0,138
0,084
0,210
0,110
0,67
0,72
0,55
0,61
0,45
0,81
0,30
—
10,7
10,5
10,8
10,3
10,8
10,8
8,95
10,8
Среднее
0,288
0,010
0,136
0.59
10,50
П егм атиты м усковит-полевош патового типа
0,045
0,180
0,043
0,044
• 0,220
0,042
0,056
0,063
0,210
225/62
2158/60
13/62
24 /62
1610
224/62
218/62
216/62
1608
1808
1609
0,160
0,210
0,283
0,362
0,370
0,418
0,438
0,460
0,460
0,54
0,67
0,007
0,020
0,022
0,065
—
—
0,020
С р ед н ее
0,397
0,0268
—
0,039
0,030
0,029
0,040
0,340
0,60
0,51
0,77
0,92
0,60
0,74
1.13
0,61
0,84
0,80
—
10,96
10,42
9,98
9,82
9,50
10,7
9,74
10,66
9,44
8,48
—
0,124
0,74
10,03
П егм атиты еподуменового типа
М усковит I
1042-в
4106
1996
2002
1515
2016
1318-6
1052-д
1048-12
1049-е
1044-г
■1326-в
1661-а
1048-2
1048-1
2167
1044-а
1638
0,58
0,60
0,635
0,65
0,65
0,653
0,70
0,72
0,723
0,74
0,75
0,75
0,76
0.79
0,81
0,84
0,89
0,915
—
—
—
0,0100
0,0190
0,0167
0,0143
0,0162
0.0162
0,0160
0,0147
0,230
0,140
0,224
0,102
0,130
0,223
0,160
0,153
—
—
—
—
0,0208
0,0210
0,0165
0,0175
—
0,0360
0,0224
0,410
0,392
0,578
0,460
0.434
—
—
0,508
0,660
—
0.462
0,505
0,495
0,510
0,320
0,130
0,141
0,545
—
0,195
0,246
0,076
0,121
—
—
.
—
10,58
10,35
10,62
10,60
10,50
11,1
10,78
9,24
—
10,65
10,34
10,40
10.50
9,46
10,8
10,02
89
Продолжение
табл.
26
-------------------
Таблица
Статистические параметры распределения содержаний редких
щ елочных элементов в мусковите. Обработка данны х табл. 26
Номер образца
R b20
Cs20
Li20
Na20
К 20
1777
1318-а
К -1064
0,94
0,956
0,622
0,0344
0.0810
0,020
0,120
0,205
0,230
0,523
0,617
1,25
9,53
10,42
10,66
Компо­
ненты
Среднее
0,746
0,0189
0,166
0,495
10,35
Li20
М усковит II
1114-г
1013
1884/1904
1342
1033
1884
1942
1634-г
1011
1783-г
1048-Д
ЮЗЗ-з
1344
0,76
0,93
1,02
1,02
1,04
1,07
1,08
1,09
1,06
1,11
1,12
1,14
1,50
Среднее
1,07
0,0159
0,0230
0,148
0,089
0,0400
0,0200
0,0495
0,0780
0,0482
0,0490
0,080
—
—
—
0,562
—
0,66
0 56
—
10,77
10,9
9,60
9,17
—
0,467
0,473
0,463
0,66
0,44
0,0170
0,1600
0,0640
0,077
0,060
0,077
0,120
0,140
0,063
0,200
0,070
0,58
0,52
10,5
10,41
10,35
9,96
9,20
10,90
9,80
10,35
0,051
0,102
0,492
10,16
_
_
0,78
8,22
—
—
Rb20
Cs20
Тпп пегматита
Полевошпатовый
Мусковптпо левошпатовый
Сподуменовый
Полевошпатовый
Мусковптполевошпатовый
Сподуменовый
Полевошпатовый
Мусковптполевошпатовый
Сподуменовый
Генера­
ция
мине­
рала
п
Х±вX
а
V
I
I
8
10
0,136+0,017
0,124±0,023
0,049
0,072
36,0
58,0
I
II
17
11
0,166+0,013
0,102±0,013
0,052
0,043
31,3
42,2
I
I
8
И
0,288+0,038
0,397±0,042
0,107
0,138
34,2
34,7
I
II
21
13
0,746+0,031
1,07±0,035
0,140
0,128
18.4
12,0
I
I
8
9
0,010±0,004
0,027± 0,006
0,010
0,017
100,0
63,0
I
II
17
11
0,019±0,003
0,051±0,006
0,011
0,019
57,9
37,2
27
Статистические параметры
П р и м е ч а н и е , п — число анализов; х ± о - — среднее арифметическое
и ош ибка его определения; а- —стандартное отклонение; у — коэффициент
вариации, %.
М усковит III
1002
1012
1884-А-М
0,37
0,50
0,44
0,010
0,010
0,030
0,085
0 078
0,060
М усковит IV
1884-А-К *
0,86
0,080
0,060
0,80
10,60
* [Крупиопластинчатый мусковит IV, развивающийся по мелкочегауйчатому серициту I I I обр. 1884-А-М.
Рис. 28. Распределение рубидия в мусковите.
I — крупнопластинчаты й
мусковит
из
пегматитов полевош патового и м усковитполевош патового типов; I I — кр у п н о п л а­
стинчатый мусковит из пегматитов споду­
менового типа; I I I — мелкочеш уйчатый
фенгитовый мусковит — серицит из спо­
думеновых пегм атитов.
центраций. В табл. 26 сведены результаты анализов мусковита
различных генераций из пегматитов всех трех выделенных типов.
Статистические параметры распределения содержаний рубидия,
цезия и лития в каждой разновидности минерала приводятся
в табл. 27. Характер распределения иллюстрируют соответствующие
гистограммы (рис. 28).
90
91
Содержание рубидия в изученных мусковитах варьирует очень
широко, от 0,13 до 1,5% R b20 . Наиболее низким содержанием руби­
дия отличается мусковит I из полевошпатовых пегматитов (х8 =
= 0,29% R b20). В мусковите I из мусковит-полевошпатовых пег­
матитов концентрация рубидия увеличивается в среднем почти
в полтора раза (хХ1 = 0,40% R b 20 ).
Мусковит из сподуменовых пегматитов отличается максимальной
концентрацией рубидия. При этом содержание рубидия в мусковитах
различных генераций закономерно меняется. Ранний мусковит I
из среднезернистого кварцево-сподумен-альбитового агрегата со­
держит от 0,6 до 1% Rb20 при среднем около 0,75% (х21). Более
поздний крупнопластинчатый мусковит II отличается гораздо более
высокой концентрацией рубидия, от 0,8 до 1,5% R b 20 при среднем
около 1,1% (х 13). Поздний мелкочешуйчатый мусковит —серицит III
резко обедняется рубидием (от 0,4 до 0,5% R b20). Крупнопластин­
чатый мусковит IV, возникающий при собирательной перекристал­
лизации мелкочешуйчатого серицита III, вновь обогащается руби­
дием (до 0,8% R b 20 , обр. 1884-А-К, табл. 26).
Цезий в мусковитах ведет себя аналогично рубидию. Минималь­
ная концентрация цезия характерна для мусковита полевошпато­
вых пегматитов (х8 = 0,010% Cs20). Содержание цезия заметно
увеличивается в мусковите из пегматитов мусковит-полевошпатового
типа (х9 = 0,027% Cs20). Концентрация цезия в мусковитах спо­
думеновых пегматитов варьирует от 0,010 до 0,16% Cs20 . Среднее
содержание этого элемента в мусковите I составляет около 0,02%
Cs20 (х17). Концентрация цезия резко увеличивается в мусковите II
(х ц = 0,05% Cs20). В мелкочешуйчатом позднем мусковите III
содержание цезия падает до минимума (около 0,01% Cs20) и вновь
увеличивается в крупнопластинчатом мусковите IV (0,08% C s,0,
обр. 1884-А-К).
Содержание лития в мусковитах варьирует от 0,04 до 0,36%
L i20 . Несмотря на это, различия средних содержаний л и т и я в муско­
витах из пегматитов различного типа невелики (табл. 27). В споду­
меновых пегматитах по содержанию лития несколько различаются
мусковиты различных генераций. Так, ранний мусковит I обога­
щен литием (х17 = 0,166% L iaO) по сравнению с более поздним
крупнопластинчатым мусковитом II {х1г = 0,102% L i20) и мелко­
чешуйчатым мусковитом — серицитом III (0,06—0,08% L i20).
Таким образом, поведение в мусковитах лития, с одной стороны,
и рубидия и цезия, с другой — резко различно. Это различие в пер­
вую очередь связано с неодинаковым положением указанных катио­
нов в структуре минерала. Как известно, литий занимает в слюдах
октаэдрические позиции, изоморфно замещая алюминий или маг­
ний. Изоморфизм лития и алюминия весьма ограничен, с чем свя­
зано относительно низкое содержание L i,О в мусковите (предельно
до 0,4% L i,0 ).
92
Изоморфное замещение магния или железа литием осуществля­
ется более свободно благодаря близости ионных радиусов этих
элементов. В изученных мусковитах вхождение лития в решетку
минерала определяется цепным изоморфизмом по схеме
А13+ ч—
F e3+ ч—
(Mg, Fe)2+ ч—
Li+.
Об
этом свидетельствует прямая зависимость между содержанием
в мусковите фемических катионов (Fe3+ + Fe2+ + Mg2+) и кон­
центрацией в нем лития. Коэффициент корреляции для пар (Fe3+,
Fe2+, Mg2+) — Li+, равный + 0,81, указывает на большую тесноту
связи между этими катионами. Отсюда становится понятной причина
обогащения литием мусковита I, обладающего большей желези­
стостыо по сравнению с менее железистыми поздними мусковитами
II и III.
Концентрация рубидия и цезия в мусковите определяется не
изоморфной емкостью минерала, а другими причинами; и рубидий,
и цезий, как показывают приведенные ниже результаты рентгенов­
ского исследования, изоморфно замещают калий. Это также под­
тверждается и прямой корреляцией между содержанием рубидия
и цезия в минерале (гщ,_с9 = + 0,72). Изоморфизм между калием,
рубидием и цезием, по-видимому, неограничен; получены синтети­
ческие чисто рубидиевые и цезиевые фтор-мусковиты, а мусковиты
с содержанием R b aO до 2,5% и Cs20 до 0,5% и выше обычны в лепидолитовых пегматитах. Вероятно, концентрация рубидия и цезия
в мусковите зависит от условий кристаллизации минерала и, в пер­
вую очередь, от соотношения К : Rb : Cs в минералообразующей
среде. По мере развития пегматитового процесса во времени концент­
рации рубидия и цезия относительно калия постепенно возрастает,
что и вызывает закономерное увеличение содержания рубидия
и цезия в более поздних мусковитах. Подобным же образом ведут
себя рубидий и цезий в микроклинах (стр. 32—38).
По сравнению с другими минералами мусковиты отличаются
повышенным содержанием тантала и ниобия (табл. 28).
Распределение содержания ниобия и тантала иллюстрирует рис. 29.
Согласно полученным данным содеря<ание Т а 20 5 в мусковитах,
принадлежащих пегматитам различного типа и различным гене­
рациям, практически не изменяется и в среднем составляет 0,009—
0,011% Т а 20 5.
Распределение ниобия имеет совсем иной характер. По содер­
жанию N b20 5 все изученные мусковиты распадаются на три группы.
Наиболее низким содержанием ниобия отличаются мелкочешуй­
чатые мусковиты— серициты III (максимум концентрации 0,010—
0,015% N b20 6; T a20 6/N b20 5 = 0,9). Значительно выше концентра­
ция ниобия в крупнопластинчатых мусковитах I и II из сподумено­
вых пегматитов (максимум концентрации 0,020—0,025% N b20 5;
T a 20 5/N b205 = 0,5). Для мусковитов I из пегматитов полевошпато­
вого и мусковит-полевошпатового типов максимум концентрации
достигает 0,030—0,035% N b20 5, a T a 20 5/N b20 5 уменьшается до 0,3.
93
Таблица
Содержание тан тала и ниобия в мусковитах, вес. %
28
Мелкочешуйчатый мусковит—серицит I I I
из сподуменовых пегматитов
Тщательность отбора слюд для анализов (материал лишен
включений размером более 0,005 мм) исключала влияние примеси
мелкокристаллического колумбита — танталита. Поэтому тантал и
ниобий в мусковитах следует признать кристаллохимической при­
месью. Вопрос о возможности вхождений этих элементов в решетку
слюд рассматривался рядом авторов [Одикадзе, 1958; Кузьменко,
1959 и др.]. Согласно этим представлениям, тантал и ниобий зани­
мают октаэдрические по­
зиции железа по схеме
3.
2 F e3 + + A l3 + ■«—
1002
1002*
1012
1012
1844а-м
0,005
0,011
0,005
0,006
0,016
0,005
0,007
0,016
0,013
0,011
1,0
1,6
0,33
0,46
1,45
Среднее
0,009
0,010
0,9
Крупнопластпнчатый мусковит I и II
из сподуменовых пегматитов
1344
1344*
1783-г
1048-г
1048*
1044-а
1042-в
1042-в *
1013
1013*
1884/1904
2176
1011
1049-е
1044-г
1462
1015-6
1844а-к
0,018
0,008
0,007
0,007
0,008
0,009
0,014
0,027
0.013
0,008
0,012
0,008
0,014
0,012
0,005
0,007
0,007
0,010
0,015
0,016
0,026
0,024
0,032
0,014
0,024
0,024
0,030
0,028
0,020
0,028
0,024
0,028
0,005
0,022
0,008
0,020
0,32
0,88
0,50
Среднее
0,011
0,022
0,5
1,2
0,5
0,27
0,29
0,25
0,64
0,58
1,1
0,43
0,29
0,60
0,29
0.58
0,43
—
Крупнопластинчатый мусковит I из пегматитов
полевошпатового п мусковит-полевошпатового типа
4107-3
1608
1808
1574-в
0,013
0,010
0,015
0,015
0,032
0,032
0,036
0,052
0,41
0,31
0,14
0,29
Среднее
0,011
0,038
0,3
П р и м е ч а н и я . 1. А нализы выполнены пирогалло-танниновым калориметрическим методом из навесок 3—5 г, аналитик
10. Н . Н овикова. 2. Отмечены повторные определения из того же
м атериала.
или
N b 5+ + 2 M g 2+,
2 F e 3+ •<—
N b 5 + - j - L i +.
Учитывая
постоянное
присутствие в мусковитах
бериллия, способного зани­
мать только положение крем­
ния в четвертой координа- ^
ции, можно предложить и
другую схему:
Feyi + Siiv — (Nb,Ta)vl +
- f B e fv -
Анализ состава изучен­
ных мусковитов показывает,
что присутствие в них тан­
тала и ниобия скорее всего
обусловлено цепным изомор­
физмом в октаэдрических
позициях
по
следующей
схеме:
А1з+ ч—
F e 3+ +—
T i* +
( N b , Т а ) 5+.
10 20 30 40 50 SO
ID 20 30 40
Об этом свидетельствует
Ta2D5,W~37o
НЬг05,10'э%
рост содержания
тантала
Р
ис.
29.
Распределение
тан
та
л
а и ниобия в му­
и ниобия с увеличением
сковите. О бозначения см. н а рис. 28.
железистости
мусковитов
(рис. 30) и содержания
титана (обр. 1574-в). Коэффициент корреляции rFe—r , o„ = + 0,85
указывает на большую тесноту прямой зависимости между содержа­
нием суммы земельных кислот и я^елезистостыо минерала, что под­
тверждает высказанное предположение.
Бериллий количественно определялся только в крупнопластин­
чатых мусковитах I и II из сподуменовых пегматитов. Распределе­
ние содержаний ВеО близко к нормальному (рис. 31), среднее ариф­
метическое и максимум концентрации совпадают и равны 0,006%
ВеО. Полуколичественный спектральный анализ показывает, что
содержание бериллия в мусковитах из пегматитов всех трех типов
95
остается практически постоянным. Бериллий, несомненно, является
кристаллохимической нримесыо в мусковите. Его вхождение в струк­
туру минерала обусловлено изоморфным замещением кремния с па­
раллельным вхождением высоковалентных катионов (Ti4+, Sn4+,
Nb5+, Та5+) в октаэдрические позиции. Одна из возможных схем
изоморфизма была приведена выше. Расчет показывает, что соотно­
шение бериллия с танталом и ниобием в мусковитах близко к экви­
валентному, что не противоречит высказанному предположению
о их совместном вхождении в структуру минерала.
виты постепенно обедняются железом и связанными с ним кристал­
лохимически титаном, ванадием, скандием, ниобием и литием. Кроме
того, идет накопление в мусковитах рубидия и цезия. Таким образом,
состав мусковита отражает общую геохимическую эволюцию пег­
матитового процесса — обогащение минералообразующей среды на
более поздних этапах редкими щелочами и обеднение ее фемическими
элементами.
Физические свойства мусковита. Окраска мусковита и ее интен­
сивность изменчивы. Мелкочешуйчатые разновидности минерала
перламутрово-белые или слегка желтоватые. Крупнопластинчатые
мусковиты окрашены более интенсивно в зеленоватый цвет различ­
ных оттенков. В пегматитах полевошпатового типа мусковиты имеют
зеленовато-бурую окраску, в мусковит-полевошпатовых и сподумено­
вых пегматитах — золотисто-зеленую. Кривые поглощения в види­
мой области спектра позволяют отождествлять окраску мусковита
с влиянием Fe3+.
Оптические свойства мусковита представлены в табл. 29. Глав­
ные показатели преломления определялись на микрокристаллорефрактометре методом хроматической вариации. Угол оптических
осей измерялся в специально изготовленных препаратах на столике
Федорова по коноскопическим фигурам.
Таблица
29
О птические свойства м усковита
Рис. 30. Зависим ость между ж елезистостью
мусковита и содержанием земельных кислот
R205(Ta20 6 + Nb20 5).
Р и с. 31. Распределение содерж аний ВеО
в крупнокристаллическом мусковите сподуменовых пегм атитов.
Спектральным анализом, кроме вышеуказанных элементов, уста­
новлены также Sc, Tl, Sn, Ga, V, Ti, Zn, Ni, Cu, Zr , Gr и Ba.
Результаты статистической обработки полуколичественных анализов
40 образцов мусковита показывают, что мусковиты из пегматитов
различного типа характеризуются неодинаковой концентрацией
этих элементов. Для мусковита из полевошпатовых пегматитов
характерна повышенная концентрация скандия (0,001—0,01%),
галлия (0,01—0,1 %), ванадия (0,00?г—0,0?г%), титана и стронция.
Мусковит из пегматитов мусковит-полевошпатового типа ха­
рактеризуется повышенным содержанием циркония (0,001—0,00/1%)
и отсутствием скандия.
Мусковиты из сподуменовых пегматитов отличаются повышен­
ной концентрацией таллия (0,001—0,01%). Для них характерно
также отсутствие скандия, циркония и ванадия. Во всех мусковитах
постоянно присутствует олово (от 0,01 до 0,0д%). Хром,барий, никель,
медь и цинк отмечаются в единичных анализах и, по-видимому,
являются случайными элементами-примесями.
Детальное изучение химизма мусковита показывает, что его
состав закономерно меняется в ходе пегматитового процесса. Муско­
96
Номер
образца
Ng
Nm
Np
N g — Np
2 V,
град
1002
1012
1033-к
1344
1044-а
1042-в
1013
1884/1904
2176
1011
1049-е
1044-г
1608
1052-Д
1808
1574-в
4106
2083
1,597
1,599
1,597
1,597
1,600
1,597
1,597
1.597
1,598
1.599
1,597
1,599
1,601
1,604
1,606
1,611
1,602
1,600
1,593
1,595
1,593
1,594
1,593
1,592
1,594
1,592
1,593
1,592
1,593
1,592
1,595
1,597
1,601
1,605
1,597
1,597
1,561
1.562
1.561
1,561
1,562
1,560
1,561
1,562
1,561
1,563
1,562
1,563
1,564
1,565
1,565
1,569
1,564
1,562
0,036
0,037
0,036
0,036
0,038
0,037
0,036
0,035
0,037
0,036
0,036
0,036
0,037
0,039
0,041
0,042
0,038
0,038
43,5
42
42
43
45
—
42,5
42,5
—
—
41
42,5
40,5
43
42
36,5
2 Fe
1,12
1,18
—
1,18
1,84
1,92
2.05
2,16
—
2,71
2,71
3,89
3,90
—
5,04
5,44
—
— .
40
—
На рис. 32 графически показана зависимость главных показа­
телей преломления от содержания железа в мусковитах — все они
увеличиваются с увеличением содержания Fe20 3 + FeO. При со­
держании суммарного железа от 1,0 до 3,5% увеличение Ng и Np
7 З а к а з 1329
97
I
весьма незначительно (соответственно от 1,597 до 1,601 и от 1,560
до 1,564), в то время как N m остается практически постоянным.
При содержании суммарного Яхелеза 4,0% и выше значения N g
и N m резко возрастают, тогда как значение N p увеличивается не
столь заметно. В соответствии с этим меняется и угол оптических
осей, уменьшаясь с увеличением железистости мусковитов.
Рентгеновское изучение мусковита выполнено на ионизацион­
ном дифрактометре с целью определения параметров элементарной
ячейки Ь0 и с0 [Гордиенко, Денисов, 1964].
N
Р ис.
32.
Зависим ость
показателей
преломле­
н и я от ж елезистости му­
сковита .
Таблица
Размеры элементарной ячейки м усковита и содержание рубидия
и железа в минерале
кХ
Номер
образца
1002
1608
1012
1808
1042-в
■1574-в
1052-Д
1049-е
1044-г
1011-ж
1013
1044-а
1884/1904
1033
1344
266
30
Вес. %
со
во
Rb20
F е20 3
F е20 з -{- F еО
20,008 ± 0,003
20,019 ±0,008
20,030 ± 0,003
20,043 ± 0,002
20,033 ± 0,003
20,050 ± 0,004
20,051 ± 0,003
20,068 ± 0,002
20,069 ± 0,003
20,089 ± 0,002
20,084 ± 0,010
20,084 ± 0,010
20,100 ±0,002
20,090 ± 0,005
20,145 ± 0,010
20,290 ± 0,010
8,9776
9,0040
8,9806
9,0078
8,9796
9,932
9,0078
8,992
8,998
8,992
8,979
8,989
8,986
8,992
8,977
8,970
0,35
0.42
0,53
0,54
0,58
0,62
0,72
0,74
0,75
0,84
0,85
0,89
1,02
1,04
1,46
2,84
1,12
3,11
1,18
4,04
1,92
4,83
1,12
3,90
1,18
5,04
1,92
5,44
2,71
3,79
2,71
1,91
1,84
2,16
2,71
3,89
2,71
2,05
1,84
2,16
1,04
1,18
—
—
—
--
—
—
Зависимость с0 — содержание R b 20 носит линейный характер.
Дисперсия точек графика не превышает точности определения ис­
ходных величин (±0,010 кХ для с0 и ±0,15 для R b 20).
Уравнение регрессии этой зависимости описывается двумя сле­
дующими выражениями:
Для определения с0 производилась съемка монокристаллов
(пластинок слюды). В качестве внутреннего стандарта применялся
NaCl. Расчет с0 производился по линиям (004), (006), (008), (00,10)
(00,12), (00,16). Для определения Ь0 снимался порошок мусковита.
Расчет производился по одной линии (060), которая промерялась
несколько раз.
Полученные данные приведены в табл. 30. Значение с0 в изучен­
ных мусковитах изменяется от 20,008 до 20,290 к Х в зависимости
от содержания в минерале R b aO. Значение Ь0 изменяется от 8,977
до 9,032 в зависимости от содержания в мусковите железа. Особенно
ценными для диагностики состава мусковита по его рентгеновским
константам является то обстоятельство, что параметры Ь0 и с0 изме­
няются независимо друг от друга.
Графически зависимость увеличения параметров с0 от увеличения
содержания рубидия и Ь0 от увеличения содержания железа пред­
ставлена на рис. 33.
с ? ь = с ? + 0,125n,
(1)
* = 8 ( ^ ь - с 0к ),
(2)
где п — содержание R b 20 , вес.%; с™ — параметр с0 рубидиевого
мусковита; c f — параметр с0 чистокалиевого мусковита.
Уравнение (2) позволяет судить о содержании рубидия в муско­
вите по значению с0 с точностью ± 0,10 вес.%.
Зависимость Ь0 — содержание Fe2Os + FeO имеет усложнен­
ный характер за счет более быстрого роста Ь0 для образцов с высо­
ким содержанием железа (обр. 1574-в). Подобное же усложнение
линейной зависимости отмечается и для показателей преломления
высокожелезистых мусковитов. Аналогичное явление установлено
М. Д. Фостер [Foster, 1960], однако его причина пока не ясна.
Таким образом, железо и рубидий, определяющие специфику
состава изученных мусковитов, определяют и главные физические
константы минерала. Параметры элементарной ячейки Ь0 и с0 и
оптические свойства (2F, Ng, N p, Nm) дают надежную информацию
7*
93
о содержании этих элементов в мусковите, что может быть исполь­
зовано для статистических исследований его состава, не прибегая
к более трудоемким химическим определениям.
гату, где он ассоциирует с ильменорутилом, бериллом, гранатом
и мусковитом.
В мусковит-полевошпатовых пегматитах колумбит — танталит
также редок. Его отдельные пластинки размером около 0,2 X 5 X 5 мм
обычно приурочены к гнездам кварцево-мусковитового агрегата.
2 0 ,3 0
В жилах с хорошо выраженным концентрически зональным строе­
нием на границе кварцевого ядра с блоковыми выделениями полевых
шпатов встречаются гнездовые скопления минерала в виде сростков
короткостолбчатых кристаллов до 5 см в поперечнике.
20,25
В сподуменовых пегматитах колумбит — танталит распространен
повсеместно и является характерным второстепенным минералом.
Здесь выделяется, по крайней мере, три генерации колумбита — тан­
талита, принадлежащих к различным парагенетическим ассоциа­
циям, обладающих характерными морфологическими особенностями
2 0,20
и различающихся по химическому составу.
К п е р в о й генерации принадлежит
колумбит —танталит
пластинчатого облика, связанный со среднезернистым кварцевосподумен-альбитовым агрегатом, где он кристаллизуется позже
2 0,15
кварца, сподумена и альбита. Его кристаллы обыкновенно приуро­
чены к границам раздела этих минералов, иногда они образуют це­
почки зерен вдоль волосных трещин, рассекающих пегматит, часто
располагаются по трещинам спайности альбита и мусковита. Харак­
1884/1904
20,10
терно очень равномерное распределение колумбита—танталита в
1011
кварцево-сподумен-альбитовом среднезернистом агрегате.
1013
Ко в т о р о й генерации относится толстотаблитчатый ко­
1049
лумбит— танталит из блокового кварцево-сподумен-полевошпатового
1574во/ о 1052
пегматита и крупнопластинчатый колумбит из кварцево-мусковито20,05
ЮВВо,
вого агрегата. Основанием для выделения этих морфологических
/J04-2
разновидностей минерала в самостоятельную генерацию, кроме
/ 0 Ю12
'■>1508
его принадлежности к указанным ассоциациям, является его гнездо­
вое распределение в пегматите и особенности химического состава..
2 0,00
На примере микроклина, сподумена, мусковита и клевеландита
показано, что формирование этих блоковых агрегатов связано
2
3
4
5
с процессом собирательной перекристаллизации среднезернистого
5в203 + FeO, %
кварцево-сподумен-альбитового пегматита. Можно предполагать,
8,95
19,95
что 2,В
и крупнозернистый колумбит—танталит II также образуется
0.2 0,4 О,В
0,81,01,21,4 1,61,82,0 2,22,4 2,6
благодаря собирательной перекристаллизации вещества колум битаHb20, Вес.%
танталита I, с чем связаны его гнездовое распределение в породе
Рис. 33. Зависим ость парам етров элементарной ячейки м усковита от содерясания в минерале
и большие размеры кристаллов.
рубидия и ж елеза.
Н ом ера н а граф ике соответствую т номерам образцов м усковита в таб л. 30.
Верхняя возрастная граница крупнозернистого колумбит—тан­
талита II определяется его взаимоотношениями с сахаровидным
альбитом (рис. 34), который корродирует минерал, уничтожая соб­
ВТОРОСТЕПЕННЫ Е М И Н ЕРА ЛЫ
ственную скульптуру его граней. Нередки случаи, когда монолит­
Колумбит —танталит — (Fe, Mn) (Nb, Та)2О0. Минералы этого
ная пластинка колумбита — танталита, переходя из клевеландита или
ряда в пегматитах различного типа распространены неодинаково.
блокового кварца в агрегат сахаровидного, оказывается разорван­
В полевошпатовых пегматитах они практически отсутствуют.
ной и изъеденной ими.
Лишь в одной из жил было найдено несколько пластинок колум­
К т р е т ь е й генерации относится мелкозернистый колумбит—
бита, приуроченных к блоковому кварцево-микроклиновому агретанталит, связанный с сахаровидным альбитом и другими минералами
100
101
вторичных анлитов. Основанием для его выделения в самостоятельную
генерацию являются непосредственные взаимоотношения с крупно­
зернистым колумбитом—танталитом II.
При замещении последнего сахаровид­
ным альбитом кроме обычной корро­
1 зии его граней, в случае особенно
интенсивного развития этого процесса,
от основной массы колумбита — танта­
лита II вначале отделяются участки не­
правильной формы, далее переходящие
в небольшие зерна, обладающие округ­
лой изометрической формой, характер­
ной для всех минералов вторичных
аплитов. Непосредственно простран­
ственную связь таких зерен с материн­
скими кристаллами колумбита-танта­
Р и с. 34. П л асти н ч аты й кристалл
лита II удается проследить на рас­
колумбита—тан тал и та ( J ) , распола­
гаю щ и й ся в клевеландите (2) и са­
стоянии от 1 до 5—8 см (рис. 35).
харовидном альбите (3).
Во втором случае он разорван и з а ­
Эти взаимоотношения ясно показывают,
л еч е н сахаровидным альбитом . З а ­
что мелкозернистый колумбит—тантарисовка ш туф а уменьш ена.
Р ис. 35. Замещ ение толстопластинчатого кристалла колумбита—тан та л и т а I I
( T N — черное) сахаровидным альбитом и переотложенне его вещ ества в виде
мелких идиоморфных кристаллов среди агрегата сахаровидного ал ьби та. З ар и ­
совка ш туф а уменьш ена.
102
лит III образуется при замещении сахаровидным альбитом ко­
лумбита-танталита ранних генераций и переотложении его вещества
во вторичных аплитах.
Химический состав колу мбита—танталита. В табл. 31 приводятся
результаты химических анализов 17 образцов колумбита-танталита.
За исключением одного образца (32/62, ан. № 13), все они относятся
к пегматитам сподуменового типа. нь205,%
Согласно этим данным, в колум- уд'
битах — танталитах
обнаружены
следующие элементы: Nb, Та, Fe, 60
Mn, Mg, Са, Ti, Al, Sn, Zr, V. 50
Спектральным анализом дополни­
тельно установлено присутствие 40
следов рения, лития и натрия. 30
Полные химические анализы
были пересчитаны на типовую 20
формулу АВ2Ов п о кислороду 10
(табл. 32), откуда следует, что
качество анализов является вполне 0
удовлетворительным, и они хорошо
укладываются в типовую формулу TazDs,%
для минералов этого ряда.
70
Данные по содержанию тантала
и ниобия послужили основой Б0
для массового определения содер­ 50
жания этих элементов в минерале
по его удельному весу (стр. 109). 40
Выявленные закономерности изме­ 30
нения содержания тантала и нио­
бия в минералах этой группы из­ го
лагаются ниже. Здесь только не­ 10
обходимо заметить, что даже не­
многочисленные химические ана­ D 2 4 6 8 10 12 Mr0,Fe0,%
лизы указывают на большие вари­ Рис. 36. К орреляц и я п ар Nb — Fe и
ации состава минералов от почти Т а—Mn в колумбитах—тан тали тах . Д анны е
табл. 31.
чистых колумбитов до чистых тан­
талитов.
Содержание марганца и железа в колумбитах—танталитах варьи­
рует довольно широко: от 7,3 до 12,87% МпО и от 2,6 до 11,4% FeO,
но подчиняется определенным закономерностям.
С увеличением содержания в минерале ниобия увеличивается
содержание железа (rNb_Fe = + 0,73). Менее тесная корреляция
существует между концентрацией в колумбите — танталите тантала
и марганца. Обе эти зависимости иллюстрирует рис. 36. (гТа_Мп =
= + 0,52). В целом соотношение MnO/FeO в большинстве изученных
образцов близко к 1 и изменяется преимущественно в сторону увели­
чения концентрации марганца.
103
Таблица
Химический состав минералов группы колумбита—тан тали та, вес. %
31
Номер образца *
Компоненты
1
2 (1350-в)
3 (1013)
4 (1012)
5
6 (1048-2)
7 (1048)
8(1061)
ТагОй
Nb20 6
МпО
FeO
Z r0 2
Sn02
T i0 2
S i0 2
23,01
55,74
7,27
11,36
0,39
27,23
59,96
11,63
7,27
0,39
27,84
50,36
10,62
7,65
32,68
47,51
8,30
8,75
40,38
39,38
—
—
0,99
0,21
А 1 20 з
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
0,59
Следы
0,75
--
42,64
37,51
9,31
8,41
0,02
0,31
0,08
0,35
0,49
0,28
0,19
0,56
—
50,46
29,07
8,50
7,18
—
0,99
0,22
30,80
47,59
9,27
9,14
Следы
0,43
—
0,29
0,54
0,81
0,15
0,51
—
—
--
_
—
0,91
0,38
0,39
Следы
—
Fe2Og
MgO
CaO
vo3
H20 +
h 2o -
0,05
0,46
0,11
0,15
—
0,06
0,30
0,12
—
0,31
Сумма
100,02
100,02
—
99,60
100,26
Уд. вес
?
5,78±0,02
6,06+0,05
5,93±0,02
6,008
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
100,15
—
6,25±0,05
6,20 ±0,01
6,65±0,05
—
'
—
—
—
—
—
■
*
1, 2, 4, 5 — мелкопластпнчатый колумбит—танталит I из среднезернистого кварцево-сподумен-альбитового агре­
гата; 3 — крупнопластинчатый колумбит—танталит I I из ассоциации с крупнопластинчатым мусковитом; 6—12, 14, 15,
17 — короткостолбчатый и толстотаблптчатый колумбит—танталит II из блокового кварцево-сподумен-полевошпатового
пегматита; 16 — изометрический кристалл колумбита—танталита IV из сахаровидного альбита в гнезде кварцево-микроклинового агрегата полиэдрической структуры (перекристаллизованного вторичного аплита); 13— короткостолбчатый
колумбит—танталит II из кварцевого ядра пегматитовой жилы мусковит-полевошпатового типа.
Продолжение
табл.
31
Номер образца *
Компо­
ненты
Та20 6
Nb20 5
МпО
FeO
Z r0 2
Sn02
T i0 2
S i0 2
Al20 3
Fe2C>3
MgO
CaO
vo3
9 (1054-ж)
10(1045)
11 (1046)
12(1054-3)
13(13/62)
14 (1022)
15 (1033-к)
16 (1067)
17
51,90
28,25
52,75
27,86
54,73
25,92
55,87
24,27
9.15
6,07
56,08
23,60
2,91
11,99
0,13
0,64
1,66
0,99
0,28
1,24
0,18
0,80
57,14
24,99
11,66
4,43
0,09
0,41
0,11
0,30
0,30
0,15
0,14
0,67
66,00
15,21
12,87
2,74
0,34
0,83
0,19
0,86
0,33
0,28
0,06
0,60
73,68
8,78
7,31
5,65
0,38
0,78
0,24
0,23
0,27
1,58
0,26
0,80
74,31
8,61
11,65
2,58
0,78
0,40
0,40
0,36
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
0,19
0,25
0,75
0,05
—
—
—
—
H20 +
H 20 "
—
—
—
—
—
—
—
—
-----
—
—
—
-----
—
-----
-----
Сумма
—
—
—
—
100,50
100,39
100,31
99,86
100,33
Уд. вес
6,63±0,05
6,67±0,01
6,65±0,03
6,75±0,03
6,933
6,7±0,05
7,05±0,03
7,690
7,290
105.
*
1, 2, 4, 5 —мелкопластинчатый колумбит—танталит I из среднезернистого кварцево-сподумен-альбитового агре­
гата; 3 —крупнопластинчатый колумбит—танталит II из ассоциации с крупнопластинчатым мусковитом; 6—12, 14, 15,
17 — короткостолбчатый и толстотаблитчатый колумбит—танталит II из блокового кварцево-сподумеп-полевошпатового
пегматита; 16 — изометрический кристалл колумбита—танталита IV из сахаровидного альбита в гнезде кварцево-микроклпнового агрегата полиэдрической структуры (перекристаллизованного вторичного аплита); 13— короткостолбчатый
колумбит—танталит II из кварцевого ядра пегматитовой жилы мусковит-полевошпатового типа..
Таблица
Пересчет химических анализов колум бита—тан тал и та н а типовую
формулу АВ2О0
Группа железа-м арганца (А)
са
со
И
ч
ей
Н
S3
ft
Ф
Й
О
м
1
2
4
5
7
13
14
15
16
17
Группа нпобия-тантала (В)
Четы рехва­
лентные катионы
F e2+ Mn
Ga
Mg
П ятивалентпJtlJbl
ТТТ-чТ
Т-ТТЛР тл
Jtx«Q
Яттт
111U
Н Ы с
F e3+
cd
S
s
О
0,59 0,38 0,03
0,35 0,57 0,02 —
0,50 0,51 0,04 0,01
0,48 0,46 0,04 —
0,48 0,54 0,04 0,02
0,69 0,18 0,06 0,02
0,27 0,72 0,05 0,02
0,85 0,18 0,05 0,01
0,50 0,38 0,01 0,03
0,18 0,73 0,02 0,02
32
—
0,04
—
0,01
0,07
0,01
0,02
0,10
—
1,00
0,94
1,10
0,98
1,09
1,02
1,07
1,11
1,02
0,95
Ti
S
о
Nb
Та
03
S
S
а
0.05
0,04
—
0,02
0,05
0,04
0,01
0,04
0,01
0,11
0,02
0,04
0,05
0,04
1,57
1,56
1,40
1,40
1,16
0,77
0,82
0,53
0,32
0,32
0,39
0,13
0,55
0,58
0,79
1,11
1,13
1,39
1,62
1,67
1,96 2,01
1,99 2,03
1,95 1,96
1,98 2,02
1,95 1,96
1,88 1,99
1,95 1,97
1,92 1,96
1,94 1,99
1,99 2,03
сЗ
Sn
—
0,01
0,02
0,01 —
0,02 0,09
0,01 0,01
0,03 0,01
0,03 0,02
0,01 0,03
ей
£►~w
О
Окисное железо постоянно присутствует в колумбитах—танталитах
в небольшом количестве (от 0,15 до 0,8% F e20 3). В целом содержание
окиси железа эквивалентно содержанию титана и олова, что под­
тверждает гетеровалентную схему изоморфизма:
Fe3+ + (Ti, Sn)4+ — >Fe2+ + (Nb,Ta)5+.
Содержание титана в колумбите—танталите колеблется в широких
пределах — от 0,08 до 1,66% ТЮ 2, наибольшая концентрация ти­
тана отмечается в колумбитах—танталитах из мусковит-полевошпатовых пегматитов (обр. 32/62 табл. 31). В колумбитах—танталитах из
пегматитов сподуменового типа содержание ТЮ 3 не превышает
1 % и в целом обратно пропорционально содержанию тантала.
О л о в о отмечается во всех анализировавшихся образцах (0,3—
0,9% S n 0 2). Присутствие вростков касситерита в минерале ни изби­
рательным растворением в царской водке и смеси H F + H 2S04,
ни изучением полировок не подтвердилось. По-видимому, олово
изоморфно замещает тантал и ниобий по схеме, приведенной выше.
Физические свойства колумбита—танталита. Облик кристаллов
колумбита—танталита весьма изменчив, так же как и размер. Выде­
ляются три основных типа кристаллов:
а)
кристаллы листоватого и пластинчатого облика. Отноше­
ние толщины к ширине и длине близко к 1 : 15 : 20. Преимущественно
развиты грани [100], другие формы обычно отсутствуют;
106
б) кристаллы плоскопризматического облика. Отношение тол­
щины к ширине и длине близко к 1 : 5: 20 или 1 : 3 : 1 0 . Преимуще­
ственным развитием пользуются грани [100], но нередко отмечаются
грани [010] и грани зоны [Ако]. Реже наблюдаются грани [ООН
и грани зоны [hoi];
в) кристаллы короткопризматического облика. Отношение тол­
щины к ширине и длине меняется от 1 : 2 : 5 до 1 : 1 : 3. Нередко
наблюдаются кристаллы столбчатого облика с квадратным попереч­
ным сечением. Грани [100] и [010] развиты приблизительно одина­
ково. Обычны грани пояса \ hko] и [hkl].
Согласно многочисленным измерениям удельного веса кристаллов
колумбита—танталита различного типа выявляется следующая тен­
денция: кристаллы листоватого и пластинчатого облика являются
преимущественно колумбитами; кристаллы плоскопризматического
облика — промежуточными между колумбитом и танталитом, а
кристаллы короткопризматического облика приближаются по со­
ставу к танталиту.
Рентгеновское изучение колумбита—танталита (табл. 33) показы­
вает, что параметры его элементарной ячейки возрастают с уве­
личением содержания марганца в минерале. Наиболее четкая зави­
симость, близкая к линейной, получена для а0 и с0 (рис. 37). Сравни­
тельно небольшая дисперсия точек позволяет использовать эти
рентгеновские константы для грубого (с точностью ± 2 %) определе­
ния содержания марганца и железа в колумбите—танталите. Диспер­
сия точек для v0 несколько больше ( ±3 %) и менее пригодна для диаг­
ностики состава минерала. Для параметра Ь0 отчетливой зависимости
не получено. Аномально высокое значение Ь0 имеет обр. 1607, что,,
вероятно, связано с повышенным содержанием в нем олова.
Т а б л и ц а 33
П араметры элементарной ячейки колум бита—тан тал и та и содержание
в нем MnO, FeO, вес, %
Номер
образца
1607
1061
1054-3
1012
1048
1013
1022
1033-K1
FeNb2Oe*
MnNb20 6*
kX
kX 3
а0
bo
с0
»0
5,013
5,057
5,150
5,083
5,084
5,164
5,185
5,164
4,992
5,081
14,634
14,142
14,161
14,306
14,289
14,205
14,142
14,205
13,96
14,39
5,586
5,682
5,764
5,693
5,703
5,768
5,800
5,768
5,616
5,766
409,8
406,3
420,3
414,0
414,3
423,1
425,3
423,1
391
422
* Рентгеновские
[B randt, 1943].
параметры
синтетических
MnO
FeO
7,31
8,50
9,15
9,27
9,31
10,62
11,66
12,87
Нет
18
5,65
7,18
6,07
9,14
8,41
7,65
4,43
2,74
18
Нет
соединений
по
Брандту
107'
Таким образом, рентгеновское изучение природного колумбита—
танталита подтвердило выявленную К. Брандтом [Brandt, 1944]
для синтезированных крайних членов этого ряда зависимость рент­
геновских констант от содержания марганца и железа и независи-
Удельный вес минералов ряда колумбита—танталита линейно
возрастает с увеличением содержания тантала. Эта зависимость,
как показано В. А. Кузнецовым (1945) и А. И. Гинзбургом (1946),
Mb20s , %
Таг 0^, %
-\80
80-
430
420
410
400
390
70V0
зво
370
5,80
5,70
5, БО
5.50
5,40
г)?
14.50
14.50
14,40
Ъ0
14,30
14,2D
14,10
14,00
0 ____ ______ *__________ i__________________________ ______ *____ ___ —
5,00
5,50
Б,00
Б, 50
7,00
7,50
8,D0
У д ел ьн ы й Вес
Р °7
-- —
'Я
Рис. 38. Зависим ость удельного веса колумбита—тан тал и та от содерж ания ниобия и тайтала*
Д анны е табл. 31.
может служить надежным критерием для определения содержания
в минерале тантала и ниобия. Собственные аналитические данные
(табл. 31) позволили уточнить диаграмму, предложенную этими
исследованиями (рис. 38 и 39), благодаря чему дисперсия точек
Mb2Ds ,% 1 ' .
2 5 70
T a ?D c%
' I Ij j u u r f T J U - U iT-i’I'T-w м 1.111 I i . I I II I I I 11 111 I
60
50
20
3D .V 40
........................ I I.. 1,1II...................... I,
мость их от содержания тантала и ниобия. Абсолютные значения
параметров природного колумбита—танталита несколько отличаются
в сторону их увеличения для а0 и с0 и уменьшения для Ъ0. Объемы
элементарной ячейки у0для природных и синтетических колумбитов —
танталитов сходны. Зависимость параметров ячейки от содержания
марганца и железа для природных образцов проявляется более
отчетливо за исключением параметра Ъй.
108
30
2D
i ' i 11 ч 1 ■ 1 1 м .1 .............! 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 i 1 1 11 i . i i - i 1 1 1 1..U
10
Рис. 37. К о рреляц и я между содержанием ж елеза и м арган ца в колумбите—тан тали те и вари а­
циям и его рентгеновских кон стан т. Д анны е таб л. 31.
40
50
50
Nb2Ds ,%
10
1 1 1.1 1 1 1 .11 1 . 1 11
70
Ta? 0 c ,%
80
I.................. ........I. I. II..........................................
5,0 1 2 3 * 5,5 6 7 8 9 0,0 1 г з 4 5t5 6 7
Удельный Вес
в 9 7:D 1 2 3
4 7,5
Р и с. 39. Номограмма для определения содержания Т а20 5 и Nb:Os в колумбите—танталите по
его удельному весу.
графика уменьшилась почти втрое. Поскольку главную ошибку при
таких определениях составляют погрешности в измерении плотности,
точность определения содержания тантала и ниобия в минерале
вычислена по средней ошибке определения удельного веса микрообъемным методом [Руденко, Василевский, 1957]. Для минералов
109
с удельным весом от 5,5 до 7,5 при навесках 25—40 мг она составляет
±0,05 d или около ±1% от определяемой величины, что соответ­
ствует ± 1 ,5 —2,0 вес.% Т а 20 5 и N b20 5. Для массовых определений
такая ошибка вполне удовлетворительна. Для очень малых навесок
минерала (0,5—5 мг) она возрастает до 8—10 вес.% Т а20 5 и N b20 5,
что, однако, позволяет уверенно производить грубую диагностику
состава минерала.
Закономерности изменения содержаний тантала и ниобия в колум­
битах—танталитах. Использование зависимости удельного веса ко­
лумбита—танталита от содержания в нем тантала и ниобия позволило
провести статистическое изучение состава минералов этого ряда
в отношении ведущих и наиболее сильно варьирующих компонентов.
Удалось установить, что содержание ниобия и тантала в колумбите—
танталите закономерно изменяется в зависимости от принадлежности
к определенному типу пегматита и парагенетической ассоциации.
Колумбит—танталит из пегматитов полевошпатового типа, со­
гласно немногочисленным измерениям, имеет удельный вес 5,50—
5,53 е/см3, что соответствует содержанию в минерале 63—65%
N b20 5 и 16—18% Т а20 5, т. е. представлен почти чистым колумбитом.
В пегматитах мусковит-полевошпатового типа удельный вес
колумбита—танталита варьирует очень широко— от 5,5 до 6,9. Еди­
ничные кристаллы колумбита—танталита в жилах небольших раз­
меров из гнезд кварцево-мусковитового агрегата обычно имеют
удельный вес 5,5—5,9 (соответственно 64—52% N b20 5 и 16—29%
Т а20 5).
В жилах более крупных размеров его пластинчатые выделения
в крупнозернистом кварцево-полевошпатовом пегматите и кварцевомусковитовом агрегате имеют удельный вес 6,10—6,30 (15 образ­
цов), что соответствует содержанию в минерале 45—39% N b20 5
и 34—43% Т а20 5. Толстотаблитчатый колумбит—танталит из пери­
ферических участков кварцевых ядер отличается очень высоким
удельным весом 6,7—6,9 (12 образцов),' что свидетельствует о его
принадлежности к танталиту (55—64% Т а20 5 и 18—26% N b20 5).
Состав колумбитов—танталитов из сподуменовых пегматитов изу­
чен более детально. Результаты статистической обработки измерений
удельного веса более чем 300 образцов минерала приводятся в
табл. 34. Кривые распределения удельного веса (гистограммы)
представлены на рис. 40.
Гистограмма 1 иллюстрирует распределение удельного веса
минерала, выделенного из минералогических проб (среднее по пег­
матитам сподуменового типа). Согласно полученным данным она
не противоречит нормальному закону, хотя кривая и имеет значи­
тельную положительную асимметрию (табл. 34, графа 1). Средне­
арифметическое значение удельного веса равно 5,98, что соответ­
ствует содержанию в колумбите—танталите 32% Т а20 5 и 48% N b20 6.
Состав колумбита—танталита различных генераций, принадлежа­
щих к отдельным структурным разновидностям пегматита, выяв­
лялся путем измерения удельного веса отдельных кристаллов, извле­
110
ченных из штуфных проб. На гистограмме 2 суммированы все ре­
зультаты этих измерений. Она характеризует весьма большие ко­
лебания удельного веса минерала, что говорит о большой изменчи­
вости его состава (от 16 до 79% Т а20 5 и от 5 до 75% Nb20 5). В то же
время колумбиты—танталиты каждой из парагенетических ассоциаций
обладают относительно устойчивым содержанием тантала и ниобия,
о чем свидетельствуют значительно меньшие вариации их удельного
веса.
Таблица
Статистические оценки * распределения удельного веса
и содержаний Та20 5 и Nb20 5 в колум битах—тан тали тах
различных групп (парагенетических ассоциаций)
34
Статистические параметры
Ин­
декс
груп­
пы
1
3
4
5
6
6i
62
7
8
Характеристика
группы
X
п
Т а205, Nb20 5,
УД. вес вес. »/о вес.
%
Колумбит—танталит из
протолочных валовых
п р о б ................................ 36 5,98
Колумбит—танталит
I
из
среднезернистого
кварцево-сподуменальбитового пегматита 52 6,00
Колумбит—танталит II
из кварцево-мускови­
тового гнезда . . . . 31 6,08
5,83 **
Колумбит—танталит II
из блокового кварцево-сподумен-полевошпатового пегматита 85 6,56
Колумбит—танталит II
пз ассоциации с клев е л а н д п т о м ................ 63 6,50
То ж е ................................. 21 6,08
»
........................... 42 6,71
Колумбит—танталит 11
в ассоциации с блоко­
вым кварцем ................ 22 6,76
Колумбит—танталит I I I
и IV из вторичных
12 7,05
а
А
Е
32
49
0,25
+ 0,668 0,762
32
49
0,21
+0,09
0,834
35
27 **
46
54 **
0,40
+1,61
0,962
51
31
0,34
+0,458 0,521
49
35
56
33
46
26
0,35
0,16
0,21
+0,275 0,868
+0,317 0,756
+0,126 0,805
58
25
0,25
+0,242 0,767
67
15
0,48
+0,532 0,701
* п — число наблюдений; х — среднее арифметическое; а — стандартное
отклонение удельного веса; А — асспметрпя; Е — показатель эксцесса. Курсивом
выделены оценки А и ,£,не согласующиеся с законом нормального распределения.
** Модальные значения.
111
. к .
Mt
Лш1
Р и с. 40. Гистограммы
распределения удель­
ного веса колумбита—
тан та л и т а и з различ­
ных
парагенетических ассоциаций спо­
дум еновы х п егм ати­
тов.
/ftk IV
I ... if W ~ .
5,5 6,0 6,5 7,0 7,5 8,0
Уд в л ь н ь / и
16 33 50 65 82
0
1__1__, таг о5 , %
. .
63 48 32 16 0
Nb2 D5 ,%
112
1
'5,0 5,5 6,0 6,5 7,0 7,5 8,0
Sec
16 33 50 65 BZ
. .
63 48 32 16 О
Распределения удельного веса колумбита—танталита I из средне­
зернистого кварцево-сподумен-альбитового агрегата (рис. 40, гисто­
граммы 3) согласуется с нормальным законом (табл. 34) и имеет
следующие параметры: среднеарифметическое хЪ2 = 6,00, что от­
вечает содержанию в колумбите—танталите 33% Т а20 5и47% N b20 5;
среднеквадратичное отклонение ±7% R 20 6. Ошибка определения
среднеарифметического составляет ±0,97% R 20 6.
. Распределение удельного веса колумбита-танталита II, ассоцииру­
ющего с кварцево-мусковитовым агрегатом (гистограмма 4), не со­
гласуется ни с нормальным, нн с логнормальным законами (про­
верка соответствия в обонх случаях дает недопустимые значения
асимметрии и эксцесса). Средний состав этой разновидности колум­
бита—танталита можетбыть определен по модальному значению удель­
ного веса, равному 5,83, что соответствует содержанию 27% Т а20 5
и 54% N b20 6 в минерале. Среднеквадратичное отклонение значи­
тельно и превышает 15% R 20 5.
Распределение удельного веса колумбита —танталита II, связанного
с участками гигантозернистого кварцево-сподумен-полевошпатового пегматита блоковой структуры, характеризуется несколькими
максимумами, два из которых значимы и имеют модальные значения
6,05 и 6,65. Проверка согласуемости эмпирического распределения
с нормальным законом дала отрицательные результаты (недопусти­
мое значение эксцесса, табл. 34, графа 6). Такой случай при много­
вершинной кривой может свидетельствовать о неоднородности вы­
борки [Урбах, 1964J. В действительности состав блокового пегма­
тита, с которым связаны гнездовые скопления колумбита—танталита
II, неодинаков. Некоторые его участки почти тождественны кварцевосподумен-альбптовому среднезернистому пегматиту, другие обо­
гащены клевеландитом или кварцем. Особенно четко выделяются
гнезда блокового кварца с низким содержанием сподумена и других
минералов. Исходя из этого, совокупность 5 была подразделена
на две — 6 и 7. Гистограмма 6 характеризует распределение удель­
ного веса колумбита—танталита II из блокового пегматита с высоким
содержанием клевелаидита, гистограмма 7 характеризует колумбиттанталит II из блокового пегматита, обогащенного кварцем (более
4 0 -5 0 % ).
Анализ кривой 6 (рис. 40) показывает, что распределение удель-.
ного веса и здесь не согласуется с нормальным законом. Эта сово­
купность разделяется на две, в каждой из которых значения удель­
ного веса распределяются по нормальному закону. Меньшая по
объему (6j) имеет следующие параметры: х 2Х = 6,08 (35% Т а20 5
и 46% Nb<>05); а = 0,16 ( ± 6 % R»05). Большая по объему (6 2 —
— x i2 = 6,71 (56% Т а20 5 и 26% N b20 5); с = 0,21 ( ± 7 % R 20 5).
Распределение удельного веса в совокупности 7 (колумбит—
танталит II из блокового кварца) согласуется с нормальным зако­
ном с параметрами: х„а = 6,76 (58% Та„05 и 25% Nb„05) и а =
= 0,25 ( ± 8 % R 20 6).
8 З а к а з 13 29
113
Распределение удельного веса колумбита—танталита II, ассо­
циирующего с сахаровидным альбитом, иллюстрирует гистограмма 8.
Для этой генерации минерала характерно очень высокое среднее
значение удельного веса (х8 = 7,05), отвечающее содержанию 67%
Т а ,0 5 и 15 % N b20 5 в минерале, а также большая величина средне­
квадратичного отклонения ( ±16% R 20 6). Числа наблюдений для
характеристики закона распределения здесь явно недостаточно.
Учитывая сложный характер кривых распределения, сравнение
состава выделенных групп колумбита—танталита наиболее удобно
проводить на основании модальных значений удельного веса, а о зна­
чимости различий судить с помощью непараметрического критерия
Колмогорова — Смирнова А2. Расчет показывает, что различия
состава групп 1, 3 и 6 J незначимы и обусловлены, по-видимому,
малыми объемами выборок (А,2Х_3 = 0 ,4Д 23_в = 0,56 Д 2^ = 1,65 <
2,65). Несущественны также различия между группами 62 и 7
(^2с2-7 = 0,8 <£ 2,65). Различия параметров распределения удельного
веса для всех других сочетаний значимы, т. е. свидетельствуют о ре­
альных отличиях среднего содержания тантала и ниобия в колум­
битах—танталитах выделенных групп (табл. 35).
Сходство среднего состава колумбита—танталита в целом по сподуменовым пегматитам (группа 1, 31% Т а20 5 и 49 N b20 5) со средним
составом колумбита—танталита I (группа 3, 32% Т а20 5 и 48% N b ,0 5)
на первый взгляд неожиданно. Однако, если учесть, что среднезернистый кварцево-сподумен-альбнтовый агрегат, с которым
связан колумбит—танталит I, составляет не менее 80% всего объема
пегматитовых жил, то это совпадение вполне понятно.
Колумбит—танталит II из кварцево-мусковитового агрегата
заметно обеднен танталом и обогащен ниобием (27% Т а ,0 5 и 54%
N b20 5) по сравнению с колумбитом—танталитом I. Колумбит—танта­
лит И, связанный с блоковым кварцево-сподумен-полевошпатовым
пегматитом, напротив, обогащается танталом и обедняется ниобием
(группы 6 2 и 7, 57% Т а20 5 и 26% N b20 5). В то же время в этой ассо­
циации встречается и колумбит—танталит II, состав которого прак­
тически не отличается от состава колумбита—танталита I (группа 6 ,
35% Т а20 5 и 46% N b20 5).
Поскольку образование гнездовых скоплений колумбита—танта­
лита II связано с собирательной перекристаллизацией колумбита —
танталита I и идет, по-видимому, одновременно в различных
участках среднезерннстого пегматита, нет оснований считать, что
различия состава колумбита—танталита II в каждой ассоциации
определяются различиями термодинамических условий кристаллиза­
ции минерала. Решающую роль здесь играют изменения активности
Na и К и кислотности — щелочности минералообразующей среды
в локальных участках пегматита.
Известно, что тантал и ниобий способны давать со щелочными
элементами (Li, Na, К, Rb, Cs) устойчивые комплексные соединения
типа R+R5+ F7 и R+R5+ F50. Установлено, что константы равновесия
114
Таблица
35
Оценка значимости различий состава колумбита—тан тали та
выделенных групп (парагенетических ассоциаций, табл. 34)
с помощью критерия Колмогорова—Смирнова К% и кри тери я Ф иш ера Ф,:
Значения
Индекс
группы
1
1
3
4
5
6
61
62
7
8
0,225
0,380
11,7
8,48
0,83
13,37
9.56
7,11
0,31
17,7
12,0
0,79
21.0
15,5
9,75
8,5
5.65
0,85
12,1
9,9
5,3
0,29
8,1
1,26
1,00
3,34
5,7
2,29
2,10
3,13
11,4
9,7
6,4
0,49
3,2
3
1,42
1,69
4
2.56
2,30
3,63
2,24
5
1,84
1,65
2,62
1,80
1,38
1,72
6
1,96
1,69
2,78
1,90
1,31
1,76
1,06
1,46
6 l
2,44
2,72
1,72
1,93
6,2
2,22
4.51
2.51
4,78
2,58
62
1,42
1,72
1,00
1,64
3,63
2,25
2,62
1,94
2,78
2,00
1,72
1,96
7
1,00
1.98
1.42
1.91
1,42
1,98
1,85
1,84
1,96
1,93
2,44
2,07
1,42
1,93
S
3,67
3,65
5,22
3,56
5,3
3,7
1,99
2,36
1,88
2,36
9,00
3,8
5.22
3,61
2,9
3-80
3,69
Значения Ф „/Фо,05
П р и м е ч а н и я . 1. Фп — различия значимы при Х ^ ^ 2 ,6 5 и не значимы
при Я ,^^1,83; различия значимы прп Ф л > Ф о ,05- 2. Значимые различия выде­
лены курсивом.
для фтортанталов и фторниобатов резко отличны и сильно меняются
в зависимости от концентрации в растворе H F, т. е. зависят от кис­
лотности — щелочности среды. С понижением кислотности (увели­
чение щелочности) устойчивость щелочных фтор-комплексов земель­
ных кислот резко падает, причем нестойкость соединений растет
с увеличением атомных номеров элементов [Савченко, Тананаев,
1946]. Учитывая указанные свойства комплексных соединений тан­
тала и ниобия, в форме которых, по-видимому, и мигрируют эти
элементы в процессе пегматитообразования, следует ожидать, что
изменение концентрации щелочных элементов в минералообразу­
ющей среде будет вызывать и изменение в ней активности земельных
8*
115
кислот, что, в свою очередь, должно отразиться и на составе колум­
бита —танталита.
Наблюдения показывают, что повышенная концентрация калия
вызывает обогащение колумбита—танталита ниобием (кварцево-мусковитовый агрегат), а увеличение концентрации натрня и кремния —
обогащение минерала танталом (кварцево-клевеландитовый блоко­
вый пегматит). В тех случаях, когда состав блокового пегматита
тождествен составу исходного среднезернистого пегматита (нет
изменения соотношений между щелочными элементами), не меняется
и Та — Nb-отношение в колумбите—тан­
талите II по сравнению с этой величиной
в исходном колумбите—танталите I.
Не менее важную роль играет и соот­
ношение в минералообразующей среде
марганца и железа. Выше было показано,
что в колумбита—танталитах существует
прямая корреляция между парами Та —
Мп и Nb — Fe. По-видимому, увеличение
концентрации в растворе Мп будет способ­
ствовать кристаллизации более богатых
танталом членов ряда колумбита — танта­
лита, а увеличение концентрации ж е л е з а разностей, более богатых ниобием. Это
подтверждает наблюдения. Так, в ассо­
Р и с. 41. К ри сталл колумбита—
циации с мусковитом главным концентра­
тан та л и т а I I , развиваю щ ийся
том железа в изученных пегматитах, как
между пластинкам и клевелан­
д и та.
правило, является колумбит, а в гнездах
С трелкой п оказано н аправлен и е
блокового кварца, где кристаллизуются
р о ста. В процессе роста мине­
рал
обогащ ается танталом и
наиболее богатые марганцем разновид­
обедняется ниобием. (У величи­
вается его удельн ы й вес: уча­
ности апатита и граната, присутствует
сток 1 — 5,85, участок 2 — 5,99,
танталит.
участок з — 5,92, участок 4 —
6,34). У величено в 3 р аза .
В результате измерения удельного
веса кристаллов колумбита—танталита II
разной величины из одних и тех же гнездовых скоплений по­
лучены любопытные данные об изменении состава минерала в про­
цессе его роста. Как правило, более крупные кристаллы по срав­
нению с более мелкими обогащены танталом и обеднены ниобием.
Интересно, что эта закономерность распространяется как на колум­
бит-танталит, связанный с кварцево-мусковитовым агрегатом, так
и на колумбит—танталит из блокового кварцево-сподумен-клевеландитового пегматита; для последней ассоциации она проявляется
значительно более рельефно (табл. 36).
Для одного крупного кристалла колумбита—танталита из гнезда
клевеландита удалось непосредственно показать, что его внешние
зоны роста обогащены танталом и обеднены ниобием по сравнению
с внутренними (рис. 41). Приведенные данные свидетельствуют о том,
что независимо от исходного состава зародышей и кислотности—
щелочности среды при собирательной перекристаллизации колум■Мб
Т а б л и ц а 36
З ави си м о сть у д ел ьн о го веса к р и стал л о в к о л у м б и т -т а н т а л и т а
от и х р азм ер а *
Н омер образца
Уд. вес
Р азмер
к р и с т а л л а , мм
А ссоциация
1048-8
1048-7
1048-10
1048-9
1607-2-2
1607-2-3
1807-2-1
1807-2-2
1807-3
1807-1
1840-1
1840-2
1858-а-1
1858-а-2
1859-5-2
1859-5-1
1888-3
1888-1
2008-1
2008-12
2156-1
2156-2
2156-3
5,90
5,89
5,90
5,80
7.51
7,21
6,78
6,70
5,76
5,72
6,30
15X 10X 0,5
10X 10X 0,3
3 5X 20X 6
35X 10X 2
4X 3X 3
12X 1X 1
10 X 6 X 2 ,3
5X 4X 1
6 X 2 X 0 ,5
2 X 1 X 0 ,4
14X 10X 2,5
К левеландпт
6,20
6,49
6,05
6,95
6,76
6,84
6,24
6,47
6,31
6,65
6,24
6,07
»
»
»
К левелан дп т
Б локовы й к в ар ц
М усковит
»
»
»
К левеландпт
»
»
»
10x5x2
8x 6 x 1 ,3
8 X 8 X 0 ,2
8X 3X 4
6 X 5 X 2 ,5
1 0X 8X 2
5 X 6 X 1 ,4
15X 12X 3
8X 4X 4
17X 7X 5,5
20X 9X 2,5
7 X 5 X 1 ,5
Б л оковы й к в ар ц
»
К левелан дп т
»
»
»
»
»
»
* К р и стал л ы вы делены из одного ш туф а.
бита—таНхалита наблюдается общая тенденция к увеличению кон­
центрации тантала в минерале в ходе этого процесса. Указанная
закономерность сохраняется и на поздних этапах пегматитообразованпя. Колумбит—танталит III, связанный с процессом рекристал­
лизации, характеризуется наиболее высоким содержанием тантала
(в среднем — 67% Т а20 5), что, по-видимому, связано с дальнейшим
увеличением концентрации натрия в минералообразующей среде
(образование мономинеральных пород, сложенных сахаровидным
альбитом). В этнх условиях становится возможным даже образование
микролита, в состав которого входит и натрий. Именно с микро­
литом ассоциирует танталит, обладающий наиболее высоким содер­
жанием тантала (74% Т а20 5, обр. 1607).
Трифилит —литиофилит — Li(Fe, Мп)Р04. Минералы этого ряда
встречаются только в сподуменовых пегматитах, где среднее содер­
жание трифилита—литиофилита составляет около 0,05—0,1%. Вы­
деляются две его генерации.
Крупнозернистый трифилит—литиофилит I образует отдельные
зерна или крупные «желваки» размером от 0,5 до 10 см в поперечнике,
117
приуроченные к участкам гигантозерннстого кварцево-сподуменполевошпатового пегматита блоковой структуры, обогащенного клевеландитом. Реже он ассоциирует с крупнопластинчатым мусковитом
и сульфидами — пиритом и сфалеритом.
Трифилит—литиофилит образуется позже блокового сподумена II
п раньше апатита, что доказывается, с одной стороны, нарастанием
его на поверхность кристаллов сподумена, а с другой — каемками
кристаллов апатита вокруг выделений трифилита—лптиофилита.
Мелкозернистый трифилит—литиофилит II представлен идиоморфными кристаллами размером от 0,1 до 1 мм, располагающимися
среди выделений крупнозернистого трифилита —литиофилита, где они
группируются в цепочки, приуроченные к границам блоков катаклазированного крупнозернистого трифилита—литиофилита, рассекая
последний. Часто его мелкозернистые идиоморфные выделения со­
провождают сахаровидный альбит, развивающийся по крупно­
зернистому трифилиту—литиофилиту I. Образование трифилита —ли­
тиофилита II, несомненно, связано с процессом рекристаллизации
в пегматитах.
При окислении (выветривании) трифилит —литиофилит чрезвы­
чайно легко изменяется в разнообразные железо-марганцовистые
фосфаты. Среди них достоверно установлены пурпурит, гетерозит,
сиклерит, чильдренит, конинкит, дюфренит, гюролит, дестинезит,
бераунит. Наиболее часто литиофилит замещается первыми тремя
минералами, образующими корки на его поверхности. Вплоть до
полных псевдоморфоз.
Химический состав. Результаты химических анализов минерала
II их пересчет (табл. 37) свидетельствуют о больших вариациях его
состава: содержание литиофилитового компонента колеблется от 47,4
до 79,5%, а трифилитового
от 20,5 до 52,6%. Каких-либо законо­
мерностей изменения состава минерала в зависимости от геологи­
ческих условий установить на столь малом количестве образцов
не удается.
Полный анализ литиофилита заслуживает особого внимания,
поэтому мы останавливаемся на нем подробнее. Анализ произво­
дился после растворения минерала, лишенного вростков апатита,
по кислотному методу. Тем самым влияние силикатных примесей —
кварца, альбита, сподумена — на результаты анализа устранялось.
Удовлетворительное совпадение рассчитанной формулы с теорети­
ческой указывает на отсутствие больших ошибок в анализе, однако
количество двухвалентных катионов несколько завышено, а коли­
чество фосфора и кремния занижено. В минерале присутствует
заметное количество магния, замещающего Fe2+ [Винчелл, Винчелл, 1953]. Присутствие кальция в минерале такяле, вероятно,
связано с изоморфным замещением марганца.
Особенно интересно высокое содержание в минерале натрия,
которое не может быть объяснено ни ошибками анализа, ни влиянием
посторонних примесей (содержание натрофилитовой составляющей
достигает 18%). По-видимому, здесь натрий изоморфно замещает
118
Таблица
37
Химический состав триф илита—литиофилита, вес. %
Н омер образц а
Компоненты
р 2о 5
S i0 2
T i0 2
Aloog
Fe .;03
FeO
MnO
MgO
CaO
N a20
Li-20
K 20
Сумма
1847
1903*
1761
2190
—
—
—
—
9,28
35,50
—
—
—
—
—
41,53
0,90
Следы
0,18
1,22
14’,58
28,14
0,37
0,75
3,59
7,95
--
_
----20,34
25,70
—
—
—
—
—
—
—
—
—
20,34
21,63
—
—
—_
—
100,18
—
|
Содорл ание м иналов, вес. %
Мпы алы
L iF e ( P 0 4)
L iM n (P 04)
N a(F e, M n )(P 0 4)
20.5
79,5—>
—
33,3
62,2—>
18,0
43,8
56,2—>
52,6
47,4
* К ристал л охи м и ч еская ф орм ула
(Li0,85Na0,19)l,04(Mn0,(,eFe2+4Fl,^03Mg0,02Ca0,02)l,0e[(P0,9lSi0,03)0,97O4,00]-
Обр. 1847 — розово-ж елты й литиоф илит среди к рупн озерн истого кварц евосподуменового п егм атита блоковой стр у к ту р ы , обогащ енного клевелан дн том .
Р азм ер зерн а лптиоф илита 0 ,3 X 0 ,5 X 0 ,8 с м . А н ал и ти к К. М. Б а б к и н а .
Обр. 1903 — зерно зелен овато-ж ел того л ити оф или та, разм ером 0,8 x 1 x 1 ,3 см,
среди серого блокового к в ар ц а в ассоциации с клевелан дн том . А нали тик
В. В. А стафьева. Обр. 1761 — выделение серо-зеленого лити оф или та, размером
0,3 x 0 , 5 x 1 см, среди блокового к в а р ц а . А н ал и ти к К. М. Б а б к и н а . О бр. 2190 —
ж елтовато-зелен ы й лити оф или т из ц ен трал ьн ой части о к р угл ого ж ел в ак а
около 3,5 с м в поперечнике, с поверхн ости слож енного п урпурп том и стшлеритом. «Ж елвак» р асп о л агается па гран и ц е блокового м и к р о к л п н а и к левел ан д н та. А налн тнк К. М. Б аб к и н а.
литий, что подтверждается пересчетом анализа. Часть фосфора
в минерале замещается кремнием по схеме
p 5 + _ |_ R 2 +
S i4 + + R 3 + .
Действительно, согласно результатам анализа в минерале при­
сутствует окисное железо в количестве, эквивалентном кремнию.
Таким образом, в минералах группы трифилита—литиофилита
119
изо­
Мп2+ ч—
Са2+; Р5+
Si«+; Fe2+ ч — Fe3+.
Кроме вышеуказанных элементов, спектральным анализом в со­
ставе трнфилита—литиофилита обнаружены слабые линии бериллия.
Физические
свойства
трифилита — литиофилита
сведены в табл. 38 и пред­
ставлены графически на
рис. 42. Вариации его
оптических свойств хо­
рошо согласуются со спра­
вочными данными [Винчелл, Винчелл, 1953]. но
рентгеновское исследова­
ние минерала, выполнен­
ное А. П. Денисовым,
заслуживает особого вни­
мания.
Изучено три образца
минерала с различным
содержанием марганца и
железа. По рентгенограм­
мам качания определены
параметры элементарной
ячейки монокристалла из
обр. 1903. На основании
полученных значений па­
раметров была пропндицирована порошкограмма
LiMnPD\
LLFePDi,
того же образца (табл. 39)
Рис. 42. Вариации оптических свойств и параметров ® ^ Н в П уточнены Р^Зэлементарной ячейки в ряду литиофилит—трифилит меры элементарной ЯЧеЙки. Для двух других
образцов
рентгеновские
константы вычислены по порошкограммам. В таблице сопоставлены
параметры элементарной ячейки минерала и содержание в нем
железа (трифилитового компонента). Приведенные данные показы­
вают, что с ростом лхелезистости минерала размеры его элементарной
ячейки по всем трем осям закономерно уменьшаются. Графически
эта зависимость представлена на рис. 42, откуда следует, что с умень­
шением содержания в минерале Ге-компонента на 1% а 0, Ь0 и с0
уменьшаются соответственно на 0,0006, 0,0013 и 0,0009 кХ . Строго
линейный характер указанной зависимости подтверждается также
сравнением найденных параметров элементарной ячейки с величи­
нами а0, Ь0 и с0 синтетического литиофилита [Geller, Dnrand, 1960].
120
03
&
4
VO
ей
Н
0ОНЭ
-эыших
Я
оЗ н
щ
& Ф
аФ а
«:
о
О
0ОНО
оЗ
н
Я
5
>§<
-ОЫ1ХПО
ООНЭ
f t
-эьииих
н
LO О
CDЮ
I I I I I 8 см
I юI
CD ^
оОО C
DСОС"- ["•
СО Ю
СО
---
I I
О
Оvn
СО LO
M ill a Ю
I ОI
оо
о*о
+1 +1
t05
о о00
со*со
оо
о
1+111
СЧ
о
со"
о
.ч
03
н
оз-а
*а
о^ й
н
Р
н
В
Р
ч
Ь
сз ft
ЯЧ о
о фгл СО
05
од
он
fоЗяcC
д
оЗ
>>1 t=c
?с я2
д
см
ф
Я
"
. 03
ft
ftO
ft
лV
ХГСО
О
Оо
о
о о
о
о о
+1+1 1 1 +1 1 I I
С!
хО Ю
О
С-1-ЧН
Г- С~чР
0 -Н 0 5 0 0 0
>> д
оi
т—
IЯ
. >э< +1
ft 2
°о S
н
СО
а
&
И
Ф
S
03н
О
1а
t- ч
Os^^COCO
С\1 СО
Ю СО
О О
оя
ft
О
нЗ
31+1
а ; со
о« Sя
я5 я0:1
СО LO
10,362 ± 0,007
L i+ ч---- N a+; Мп2+ ч-— Fe2+ ч — Mg2+;
эонээь
-их по
Сб
ОЙ
.о ,
10,415 ± 0 ,0 0 5
10,403 ± 0 ,0 0 5
гетеровалентный
и его состав
и
трн ф и ли та—литиофилита
изо-
свойства
многообразный
ЮЮ
ЮI j
сосо со-сосо со
С_| Ч
з Я
>э< р
Физические
устанавливается
морфизм:
СЦ
а.
С
ООЮ
СО^ СО'со
-О II со
о
оОС
:о
:! £аг
■
*—
i счсоt>*со сосо
-г-н ■»—< т-< CD O ’
оооооооо
оооооооо
нюО
05 ЕнСО С4! tj
^ Я . я
. О f t^
оft од оО 2ь*<
w ф со
С
ОСО05["■ t>- СОСО
t^c-c-oocot^t-oo
СОСОСОСОСОСОСОСО
3 я
Ен
И
о
00 о б СО I 00
сосо особ со
со со | со
Ь-
^OOC^^COODCSvr1
0 0 0 0 0 5 0 5 05 00 С 005
СОСОСОСОСОСОСОСО
оv сеов й
!мн£о*
1st>С
ОТНО
05L
СO
ОсО
sr0 О о
00 0О5Ю
0 т-(0
С—05
О]
■°
« оо
Я
я СО н Ф
03 Я Е-1СМ
ft g о
со Я О
§б+>
“ тоН
oi со
н
я о
121
Таблица
асч ет р ен тген о гр ам м ы п орош ка т р и ф и л и т а —л и т и о ф и л и т а
Обр. 1903
Обр. 1847
Обр
39
1838-е-ж
ш
I
020
110
021
101
111
121
130
131
112
041
032, 122
220, 211
132
221
231
142,212, 113
151
240, 222, 123
241
061
133
043
223, 251
062, 320
321
114, 162
170, 153
0,34, 124
340
072
044
172, 204
214, 262, 081
342
173
263
182
361
281, 430
122
h
п
3
9
3
2
9
9
4
10
4
4
8
4
6,98
5,21
4,29
3,93
3,71
3,505
3,025
2,789
2,535
2,473
2,3876
2,2838
2,1472
2
2
■1
9
2
3
5
2
5
6
1
1
2
1
6
1
4
2
1,8578
1,8282
1,8147
1,7505
1,6775
1,6645
1,6367
1,5945
1,5133
1,5054
1,4599
1,4304
1,4153
1,395
1.3473
1,3311
1,3135
1.2826
3
1
1
5
3
3
1,2336
1,1786
1,1692
1,1583
1,1427
1.1201
2
I
4
/
4
h
п
h
/г
3
10
5
3
9
9
3
10
4
3
7
4
1
1
2
2
5,26
4,32
3,97
3.74
3,515
3,040
2.789
2,543
2,479
2,3963
2,2895
2,1534
2,0564
2,0223
1,8649
1,8299
3
9
5
3
9
10
5
10
5
3
7
4
5,21
4,33
3.97
3.76
3,522
3.045
2,789
2,543
2,478
2,3915
2,2910
2,1534
2
2
1,8667
1,8333
8
3
4
4
3
4
5
1
1
1
1
3
1
3
3
1
2
1
1
3
2
2
1,7536
1,6782
1,6682
1,6382
1,5964
1,5154
1,5060
1.4628
1,4306
1,4166
1,395
1,3492
1,3338
1,3162
1.2845
1,2704
1,2356
1,1812
1,1705
1,1603
1,1451
1,1213
8
3
4
4
3
3
4
1.7540
1,6789
1,6686
1.6399
1.5970
1,5192
1,5086
2
2
4
1 4190
1,3984
1,3515
3
3
1
3
1,3169
1,2845
1,2701
1,2391
4
3
3
1,1619
1,1457
1,1221
'
Поскольку по порошкограммам размеры а0, Ъ0 и с0 могут быть
надежно определены с точностью ±0,005 к Х , то на основании рент­
генометрических данных можно судить о содержании в минерале
минала L iF eP 04 с точностью около 5—8%. Использование рентге­
новских данных для статистического изучения состава минерала,
видимо, более надежно, чем использование оптических констант,
особенно при высоком содержании железистого компонента.
Апатит - Са10 [РО4]0 (ОН, F)2. Апатит является характерным
акцессорным минералом сподуменовых пегматитов, где его среднее
содержание составляет около 0,2%. Меньше распространен он в мусковит-полевошпатовых пегматитах. Здесь заметное количество апа­
тита отмечается только в жилах с редкометальной минерализацией.
В безрудных пегматитах полевошпатового типа апатит обнаружен
не был. Таким образом, наличие апатита является надежным по­
исковым индикатором редкометального оруденения в пегматитах
изученного района. Изучение взаимоотношений апатита с другими
минералами позволяет выделить, по крайней мере, три его
генерации.
Наиболее р а н н и м следует считать игольчатый апатит, пред­
ставленный микроскопическими вростками в пластинчатом альбите
и придающий ему характерный голубоватый оттенок.
Ко в т о р о й генерации принадлежит крупнозернистый апатит
изометрического облика. Он, по-видимому, образуется в результате
собирательной перекристаллизации апатита I, о чем свидетельствует
его пространственная связь с гнездами белого клевеландита. лишен­
ного включений апатита I, гнездовое распределение в пегматите
и отсутствие в участках породы, сложенных голубым клевеландитом.
К третьей
генерации относится мелкозернистый апатит,
связанный с агрегатами сахаровидного альбита (вторичными аплитами).
Химический состав. Результаты химических анализов (табл. 40)
показывают, что изученные апатиты имеют довольно простой хими­
ческий состав и относятся к фторапатитам с содержанием гидрооксил-апатнтового компонента от 15 до 30%. Для всех образцов
характерно высокое содержание марганца и очень низкое содержание
стронция и редких земель (<0,0?г% ). Самая низкая концентрация
марганца (до 0,5% МиО) характерна для мелкозернистого апатита III
из приконтактовых участков пегматитовых жил. Более высоким
содержанием марганца (-—- 3%) отличается мелкозернистый апатит III
из вторичных аплитов, развивающихся в центральных частях пегма­
титовых жил (анализ 3). Самая высокая концентрация марганца
(от 4,5 до 6 % МпО и выше) наблюдается в крупнозернистом синезеленом апатите II.
Кристаллохимическая природа марганца в изученных апатитах
детально обсуждалось ранее [Гордиенко, Денисов, Колесникова,
1964]. По нашему мнению, марганец находится в апатитах в двух­
валентном состоянии и изоморфно замещает кальций в девятерной
123
Таблица
Таблица
40
Х имический состав апатита, вес. %
р 2о 5
S i0 2
T R 0O3
А120з
Р е2Оз
МпО
MgO
СаО
SrO
N a20
К 20
Li20
Н 20
И 20+
F
Cl
42,02
0.07
lie обн.
0,05
0.08
0.54
0,08
55,22
0,05
0,12
0,05
Не обн.
0,09
0.21
2,51
Не обн.
41,35
41,02
Не обн.
Не обн.
Сумма
—0 = F 2
101,09
1.06
—
Сумма
100,03
—
0,70
3
3,02
54,66
0,44
3,06
4
4,45
5
6
0,27
5,81
41,47
0,08
Не обн.
0.08
0,22
6 12
0,05
49,95
0,05
0,02
52,15
0,35
2,90
—
—
0,61
3,07
—
—
0,30
2,74
0.06
0.26
2.59
0.02
—
100,97
1,09
—
99,88
Кристаллохимические формулы
^• (l4i,oiNao,o3Ca9,89Mn5+04lMg0,0.,Feo^uSr0,Qx)io,o[(P5,94Mn^+01AlgloiSio.oi)e,o X
х O24,0](O0,2lOH0,24Fl, 35 ) 1.80
6' (Na0i01Ca9,08Mn|+8eFeo^o3Mgo.oiSro,oi)iO:o[(P5,95MnJf02Al0,02Sio,oi)6,o0 24,o] X
X (O0,X4(OH0l29Fl,40Cl0,0l)l,84-
1—
голубой мелкозернистый апатит I I I в виде отдельных зерен среди
псевдоморфоз мелкочешуйчатого мусковита (серицита) и сахаровидного альби­
та по сподумену; 2 — спнпй мелкозернистый апатит I I I из приконтактового
участка пегматитовой ж илы, сложенного сахаровидным альбитом; 3 — спний
мелкозернистый апатит I I I из вторичного аплита кварцево-альбитового соста­
ва, замещающего гигантозернистый сподумен; 4 — сине-зелеиый до черного
апатит I I , образующий выделения неправильной изометрической формы, р аз­
мером около 15 см в поперечнике, в ассоциации с белым пластинчатым клевеландитом на апатит нарастаю т зерна циртолита и уранинита; 5 — изомет­
рические выделения сине-зеленого апатита I I , размером около 2 см в попе­
речнике, среди белого клевеландпта; 6 — короткостолбчатые кристаллы синезеленого апатита II размером около 2 см, нарастающие на гигантозершгстый
сподумен в массе блокового серого кварца.
координации. Об этом свидетельствуют результаты пересчетов хими­
ческих анализов апатита (табл. 40), а также всестороннее изучение
физических свойств минерала, включая его рентгеновские константы
(табл. 41). Удалось показать, что параметры элементарной ячейки
апатита закономерно уменьшаются с увеличением содержания мар124
Уд. вес *
2
*
*
ад
fe;
1
Ярко-голубая
0,54
3,185
1,6305 1,6331 0,0026
2
Сине-зеленая
0.70
3,190
1,6370 1,6396 0,0026
3
Голубая
3,02
3,223 1,6383 1,6410 0,0027
4
4,45
3,238 1,6410 1 6436 0,0026
5
Сине-зеленая, поч­
ти черная
Сине-зеленая
5,81
3,250 1,6425 1,6451 0,0026
6
То же
6,12
3,253 1,6439 1,6465 0,0026
Номер
анализа
1
МпО, вес.
%
Номер анализа
Компо­
ненты
41
Ф изические свойства ап ати та
Окраска в штуфе
кХ
0
fe;
* Средняя ошибка определений ±0,002.
** Средняя
ошибка определений главных
ния ± 0,0002.
fe
1
О
fe
“о
со
9,377
±0,003
9,383
± 0,009
9,362
± 0,001
9.360
± 0,002
9,352
± 0,001
9,347
± 0,001
6,880
± 0,002
6,880
± 0,001
6,855
± 0,001
6,833
± 0,003
6,822
± 0,006
6,821
± 0,004
показателей
преломле­
ганца, причем изменение параметра с0 идет вдвое быстрее, чем пара­
метра а0 (рис. 43).
Как известно, в структуре апатита катионы кальция в окружении
девяти анионов кислорода образуют непрерывные колонки, вытяну­
тые по оси «с». В этих колонках ионы Са2+ являются наиболее сбли­
женными в том же направлении. Поэтому вполне естественно, что
изоморфное замещение крупного иона кальция { r i = 1,06 А) в девя­
терной координации меньшим ионом двухвалентного марганца (г{ =
= 0,91 А) должно приводить к более быстрому уменьшению пара­
метра с0 элементарной ячейки минерала. Приведенные выше данные
об изменении параметров элементарной ячейки марганцевых апати­
тов полностью соответствуют последним данным В. М. Винокурова,
М. М. Зарипова [1961] по электронному парамагнитному резонансу,
которые показывают, что марганец в сине-зеленых апатитах яв­
ляется двухвалентным и располагается на тройных винтовых осях
в структуре апатита, т. е. занимает место кальция в девятерной
координации.
Графики, связывающие содержание МпО, величину удельного
веса и с0-марганцевых фторапатитов, позволяют определять содер­
жание марганца в минерале с точностью до ± 0 ,2 —0,3 вес. %. Ис­
пользование оптических констант для этой цели менее надежно,
хотя ориентировочно такая оценка по значениям главных показа­
телей преломления вполне возможна.
Ранее (Денисов и др., 1961] была показана зависимость удельного
веса и параметров элементарной ячейки апатита от концентрации
125
в нем редких земель и стронция. Используя все данные о свойствах
апатитов, содержащих марганец, стронций и редкие земли, пред­
ставляется возможным по совокупности физических констант с до­
статочной степенью точности судить о составе любого образца фторапатита, не применяя химический анализ.
Для апатита из пегматитов района характерна яркая сине-зеленая или голубовато-зеленая окраска. Сравнение ее интенсивности
и содержания марганца в минерале показывает, что здесь не суще­
ствует какой-либо определенной зависимости. Окраска апатита
1,640
1,635
1,630
УВ. Вес
3,24
3,22
3,20
3,18
L
МпО, бес. %
Р и с. 43. Зависим ость физических свойств ап ати та о т концентрации в нем мар­
ганц а.
Н ом ера точек соответствую т порядковым номерам табл. 41. Т очка 7 — синте­
тический фторапатит.
неустойчива. Он частично обесцвечивается при нагревании до 350° С
и полностью — при нагревании до 550° С. Эти факты свидетель­
ствуют о том, что сине-зеленая окраска минерала определяется
не концентрацией марганца, а связана, по-видимому, с дефектными
F-центрами, т. е. относится к стереохроматическому типу.
Гранат — (Мп, F e)3(Al, Fe)., [Si04]3. Гранат является характер­
ным акцессорным минералом для всех пегматитов изученного рай­
она. Взаимоотношения граната с другими минералами позволяют
выделить, по крайней мере, две его генерации — крупнозернистый
гранат I, кристаллизующийся раньше, и мелкозернистый гранат II,
кристаллизующийся позже сахаровидного альбита.
Г р а н а т I образует кристаллы (комбинации тетрагон-триоктаэдра и ромбододекаэдра) размером от 0,5 м м до 10 см в поперечнике.
По времени образования он является одним из наиболее поздних
минералов. Цепочки зерен граната рассекают блоковые выделения
кварца и микроклпна, таблички плагиоклаза, кристаллы сподумена,
126
Компо­
ненты
и2он2о+
38,06
0.1?
19,70
18.23
20,97
0,94
1,20
0,22
Не обн.
Следы
0.06
0,85
Сумм а
100,34
3
2
1
I
FeO *
МпО
MgO
CaO
К 20
NaoO
Li.,О
1,645
42
4
5
Номер образца п анализа **
Si О.,
ТЮ2
N
Таблица
Х имический состав гранатов, вес. %
II
I
38,75
3816
0,15
0.11
19.44
18.48
13,09
15,48
26,34
26.29
0.38
0.15
0.44
0.58
0.42
—
Не обн.
—
0.07
—
0.03
—
0,61
0,71
37,83
0,11
19.44
13,66
27,48
0.39
0,45
—
—
—
—
0.64
35.91
99,68
100,00
99,60
И
I
II
37,51 39,00
0,11
0,11
19,65 19,29
18,46 16,40
21.24 22,71
0 96
0,07
0,50
1,22
—
0,34
—
0,24
—
0,09
—.
0.08
0.90
0.85
37.48
0.11
19.21
17,45
24.17
0.07
0,55
—
—
0,96
39,97
0.14
18,75
14.60
24,80
0,14
0,54
0,32
0,24
0,11
0,03
0.67
100,00
100,00
100,31
100,00
II
I
99,73
—
—
I
20,12
15,05
27,66
0,47
0.39
—
*
Валовое железо, в ходе анализа определенное как Fe203 и пересчи­
танное на FeO. Анализы произведены в Ц Х А Л СЗГУ.
** I — результаты анализов; I I — исправленные анализы (за вычетом
определенного количества окислов па механическую прпмесь альбита, мик­
роклина и сподумена), приведенные к 100%.
Полевош патовые пегматиты. 1 — обр. 1574 — кристаллы вишнево-красного
граната I, размером около 0,2—0,5 см, из крупнозернистого кварцево-плагпоклазового пегматита.
Сподуменовые пегматиты. 2 — обр. 1048 — агрегат кристаллов граната
1 буро-розового цвета от 0,5 до 4 см в поперечинке, нарастающих на поверх­
ность крупного кристалла берилла, из крупнозернистого кварцево-сподуменальбитового пегматита; 3 — обр. 1349-а — зерна розово-бурого граната II
до 0,2 см в поперечнике среди мономинерального сахаровндного альбита;
4 — обр. 1349-е — кристаллы розово-бурого граната I размером до 2 см в по­
перечнике среди клевеландита и блокового кварца; 5 — обр. 4000 — краснобурый гранат I из крупнозернистого кварцево-сподумен-альбитового пегма­
тита.
берилла и колумбита. Он нередко проникает по плоскостям спай­
ности мусковита и клевеландита, образуя уплощенные кристаллы
(угнетенные формы роста). Более поздним, по сравнению с грана­
том I, является только сахаровидный альбит, который отчетливо
корродирует поверхность его граней.
Мелкозернистый гранат II образует кристаллы размером от 0,05
до 0,3 мм, представляющие собой обычно комбинацию ромбододека­
эдра и тетрагон-триоктаэдра. Нередко кристаллы бывают собраны
127
в тонкозернистый агрегат. Мелкозернистый гранат ассоциирует
с сахаровидным альбитом, мелкозернистым сподуменом, кварцем,
микроклином и мелкочешуйчатым мусковитом и является характер­
ным акцессорным минералом вторичных аплитов, но кристалли­
зуется, вероятно, позже всех других минералов, так как нередко
развивается вдоль микротрещинок, рассекающих жилки вторичных
аплитов.
Химический состав. Гранаты из пегматитов района характери­
зуются высоким содержанием марганца, окисного железа и алюми­
ния и низким содержанием кальция и магния, что позволяет относить
их к спессартин-альмандиновому ряду (табл. 42). Расчеты показы­
вают (табл. 43), что содержание спессартинового компонента ко­
леблется в изученных гранатах от 50 до 65%, альмандинового —
от 32 до 43%, гроссулярового — от 1 до 3,6% и пиропового —
от 0,4 до 4%.
Вишнево-красный гранат из пегматитов полевошпатового типа
(обр. 1574, ан. № 1) обладает пониженным содержанием спессартнновой составляющей (50%) и повышенным — альмандиновой
(— 43%) наряду с наивысшим содержанием гроссуляровой (3,6%)
и пироповой (3,9%). по сравнению с крупнозернистым розово-бурым
и розовым гранатом I из пегматитов сподуменового типа. В свою
очередь, для последнего наблюдается тенденция к увеличению со-
;
держания спессартинового компонента в более крупных по размеру
выделениях, обычно связанных с гнездами блокового кварцевосподумен-полевошпатового пегматита, обогащенного клевеландитом
(обр. 1349-а и 1349-е).
Если по содержанию основных компонентов гранаты из пегма­
титов полевошпатового и сподуменового типа отличаются сравни­
тельно мало, то по содержанию в них редких элементов эти различия
весьма существенны. Спектральным анализом в составе гранатов
обнаружено 28 элементов, причем концентрация отдельных эле­
ментов оказывается весьма специфичной. К таким элементам, в пер­
вую очередь, относятся скандий и редкие земли иттриевой группы,
в меньшей степени олово, германий, молибден, висмут, литий, калий
и натрий.
Для гранатов из пегматитов полевошпатового типа характерна
значительная концентрация скандия и редких земель иттриевой
группы, которые совершенно не отмечаются в гранатах из других
типов пегматитов. Для более точной оценки содержания этих эле­
ментов были выполнены количественные спектральные определения
скандия, рентгеноспектральное определение редких земель в двух
образцах гранатов, а для одного образца химическими методами
выделена сумма редкоземельных элементов и сделано их рентгено­
спектральное определение. Результаты этих анализов показывают
Таблица
Р езу л ьтаты пересчета хн •
мическнх анализов граната
К рпсталлохим нческая фор
мула
43
Содержание миналов, %
Номер
образца
Пересчет
анализа *
катионы R2+
R3+
Мп
Fe
Са
Mg
S
А1
Si
Ti
У
н2о
Sps
Aim
Grs
Руг
3,08
3,19
0.01
0,01
3.09
3,20
0.25
0,24
49.7
42.8
3,6
3,9
3.11
3,21
0,01
0,01
3.12
3.22
0,26
0,27
57,2
40,8
1,6
0.4
3.15
3.30
0,01
0,01
3,16
3,31
0.20
0.20
61,9
35,9
1.6
0,6
3,11
3,23
0.01
0.01
3.12
3,24
0.17
0,08
65,2
31.8
1.3
1,7
3,98
2,95
_
--
2,98
2.95
—
--
63,0
34,1
1,0
1.9
1574
I
II
1,48
1,52
1,27
1,31
0,11
0,11
0,12
0,12
2,98
3,06
1,90
1,94
1048
I
II
1.70
1,75
1,21
1,25
0,05
0,05
0,01
0.01
2.97
3.06
•1.88
1,94
1349-а
I
II
1.84
1.93
1 07
1,12
0,05
0 05
0,02
0,02
2,98
3,12
1,80
1.88
1349-е
I
II
1.91
1.99
0,94
0.97
0.04
0,04
0,05
0,05
2,94
3,05
1.88
1.95
I
II
1,94
1,92
1,05
1.04
0,03
0,06
0,06
0,03
3,08
3,05
1 97
1.95
4000
* I — результаты перзсчета анализов на 12 атомов кислорода, II — на 5 ато
128
катионы R4+
*
t
*
мов катионов в группе R 2+ + R3+9 З а к а з 1329
129
Т а б л и ц а 44
Т а б л н ц а 45
Содержание сканди я и редких земель в гранатах
из пегм атитовы х ж ил полевошпатового типа
Номер образца
Компоненты
1574
Вес. % от ]^ T R
Вес. %
0.128
0,2
Не опр.
0.7
2.9
0,018
1.2
0,2
0,2
1.4
0.1
3,0
0,1
2.4
0.3
3.4
0,5
83,8
0,2
0,2
SC 2O 3
0,2
0,1
0,2
0,2
0,2
H 0 0 O 3
0,6
0.1
0.7
Е Г 0О 3
T u20 3
Y b20 3
ТЛ12О3
V .T R a O s
1559
Вес. %
Ьа20 3
С е02
Р Г2О3
Nd20 3
S m 20 3
E u20 3
Grd20 3
Tb20 3
Dy20 3
y 2o 3
Номер
образца
H e
опр.
—
Содержание тан тала н ниобия в гранатах, вес. °0
1
Тип пегматитов,
Та20,5
Nb205
генерация граната
Та20 6
Nh20 5
0.13
0.6
0.7
1574
2574-2
0,005
0,005
0,005
0,006
1
1,5
Полевошпатовый,
нат I
гра­
1048
1349-а
1349-а *
1349-е
1349-е*
1016
1016*
1039
1039 *
1041-а
1041-а *
5001
0,026
0,006
0,015
"0,033
0,018
0,025
0,010
0,014
0,016
0,041
0,019
0,010
0,005
0.003
0,006
0,006
0,003
0,008
0,003
0 012
0,006
0.007
0.002
0.003
5.5
2
2.5
6.6
2.7
31
3.3
1.2
2.7
5.8
4,5
3.3
Сподуменовый,
нат I
гра­
Среднее
0.018
0.006
3,0
1349-в
1002
0,008
0.006
0.002
0 003
4.0
2.0
Сподуменовый,
нат 11
гра­
0,0070
0,0025
3,0
Не опр.
—
Аналитики: Н . А. Елнна, Л. И. Полежаева, Л . А. Кравченко-Береж ная
Среднее
(табл. 44), что среди редкоземельных элементов ведущими являются
элементы иттриевон группы и сам иттрий (— 90%). Содержание
окиси скандия подвержено сильным колебаниям и меняется от 0,02
до 0,13%. Кроме скандия и редких земель, гранаты полевошпатовых
пегматитов отличаются повышенным содержанием германия, молиб­
дена и висмута. Интересно отметить, что гранат является един­
ственным минералом, в котором обнаружен германий.
Гранаты из пегматитов сподуменового типа характеризуются
повышенным содержанием свинца, натрия, лития и рубидия, и отсут­
ствием скандия, редких земель, молибдена и висмута. Для гранатов
из пегматитов мусковит-полевошпатового типа характерно наиболее
высокое содержание калия, наличие циркония и отсутствие олова,
характерного для гранатов из пегматитов других типов. Скандий,
редкие земли, молибден и висмут здесь также не обнаруживаются.
Содержание ниобия и тантала определялось калориметрически
из навесок 3—5 г по пирогалло-танниновому методу (табл. 45).
Интересной особенностью является повышенное содержание пятиокисей тантала и ниобия в гранатах, при резком преобладании
130
|
|
* Повторные определения.
тантала над ниобием (Ta/Nb — 3), что не может быть объяснено
механической примесью колумбита—танталита (Та/Nb < 1). Харак­
терны также значительные колебания в содержании пятиокпси тан­
тала в различных генерациях граната из сподуменовых пегматитов.
При этом гранат I заметно обогащен танталом, а мелкозернистый
гранат II обладает пониженным содержанием этого элемента.
Гранат из пегматитов полевошпатового типа характеризуется
наиболее низкими содержаниями тантала и ниобия, близкими к пре­
делу чувствительности калориметрических определений.
Физические свойства. По цвету резко различаются гранаты из пег­
матитов полевошпатового типа и гранаты из сподуменовых и мусковит-полевошпатовых пегматитов. Первые обладают большей про­
зрачностью и вишнево-красным цветом, а вторые характеризуются
меньшей прозрачностью, розовым или буровато-розовым цветом.
Все вариации физических свойств изученных гранатов связаны
с различным содержанием в них марганца и железа (табл. 46).
Таблица
46
Ф изические свойства граната
Номер
образца
1574
2111-а
1559
1048
1349-а
1349-6
4000
1016
1039-6
1039-а
1041-а
5001
1838-а
1349-в
4000-а
1607
1033-1
Уд.
вес
«о, к Х
МпО,
вес. %
Содержание
сиессартинового
компонента
1,810
4,22
11,563±0,004
20,97
50
1.809
—
1.812
4,20
4,20
4.20
_
11,566+0,004
1.808
1.807
1,806
-1.807
1,907
1.807
1.802
4.20
4,21
—
4.24
4.16
4,14
4.19
4,16
11,569+0.002
11,577+0,004
11,573
11.563±0.004
И. 574 ±0.004
11.577±0,004
11.581±0,004
И 587±0,002
_
__
27,47
26,54
1,802
—
—
—
—
1,808
1.810
4,20
—
4,25
11,578±0,002
11.572
11,566±0,002
—
—
4.22
11.562±0,003
._
Цвет
Вишневокрасный
То же
»
Буроваторозовый
То же
»
Розовый
»
Темно-розовый
То же
»
Красновато­
розовый
Оранжеворозовый
Розовый
»
Оранжево­
красный
То же
алкХ
22,71
57
24,80
26,34
27.66
62
65
63
65
С увеличением содержания сиессартинового компонента (МпО) заметно
увеличивается размер элементарной ячейки. Показатель преломле­
ния и удельный вес соответственно уменьшаются, но в связи с не­
высокой точностью измерения этих величин указанная зависимость
менее четкая (рис. 44). Эти зависимости соответствуют справочным
данным и могут быть использованы для точной диагностики граната.
Константа а 0 достаточно надежна для определения содержания МпО
в гранатах. Данные удельного веса и показателей преломления
являются дополнительными для такой диагностики.
Берилл — Ве3А1.2 (Si60 18) • nll.,0 . Берилл встречается в пегмати­
тах всех трех типов. Наиболее распространен он в сподуменовых
пегматитах, являясь здесь обычным второстепенным минералом.
Менее распространен берилл в пегматитах мусковит-полевошпатового типа. В пегматитах кварцево-полевошпатового типа берилл
весьма редок и встречается лишь в единичных жилах. Взаимоотно­
шения берилла с другими минералами позволяют выделить не­
сколько его генераций.
Наиболее р а н н и м является длиннопризматический берилл
из пегматитов полевошпатового типа, где он пространственно связан
с гнездами неравномерно-грубозернистого кварцев о-полевошпато132
вого пегматита блоковой структуры н кристаллизуется позже блоко­
вого кварца.
Ко в т о р о й генерации принадлежит короткопризматический
берилл из пегматитов мусковит-полевошпатового типа, связанный
со среднезерннстым кварцево-альбитовым и кварцево-мусковитовым
агрегатом, а также берилл из среднезернистого кварцево-сподуменальбитового агрегата в жилах сподуменового типа. Берилл II кри­
сталлизуется позже зернистого кварца, сподумена, пластинчатого
альбита, которые присутствуют в нем в виде реликтов, но раньше
Рис. hh. Зависим ость физиче­
ских свойств гран ата от содер­
ж ан и я в нем м арганца. Данные
табл. 46.
мусковита, пластинки которого рассекают кристаллы берилла.
Основанием для выделения берилла II в самостоятельную генерацию
служит то, что все вышеперечисленные его парагенетические ассо­
циации развиваются путем замещения блокового кварцево-полево­
шпатового пегматита (рис. 45), содержащего в качестве акцессорного
минерала берилл I.
Третьей
генерацией минерала является крупнозернистый
(до 50 см в поперечнике) изометрический берилл, присутствующий
в гнездах грубозернистого кварцево-сподумен-полевошпатового пег­
матита блоковой структуры. Он кристаллизуется позже сподумена II
и микроклина III, на поверхность которых нарастает берилл, но
раньше клевеландита и крупнопластинчатого мусковита, образу­
ющих розетки вокруг его кристаллов. К этой же генерации, повидимому, принадлежит и берилл, образующий гнездовые скопления
в крупнозернистом кварцево-мусковитовом агрегате, поскольку обе
разновидности пегматита тесно пространственно связаны друг с дру­
гом и образуются за счет собирательной перекристаллизации средне­
зернистого кварцево-сподумен-альбитового пегматита.
К ч е т в е р т о й генерации относится мелкозернистый берилл,
связанный с процессом рекристаллизации более раннего берилла
133
и его замещения сахаровидным альбитом. Он образует идноморфные
кристаллы от 0,2 до 10 мм в поперечнике, часто уплощенные по
пинакоиду. Эти кристаллы располагаются в виде цепочек вдоль
мнкросдвпгов и волосовидных трещин внутри крупных выделении
берилла (рис. 46). Во вторичных аплитах берилл III образует округ­
лые изометрические зерна от 0,1 до 1 мм в поперечнике, которые
Результаты пересчета полных химических анализов (табл. 48) пока­
зывают, что все они хорошо укладываются в типовую формулу
Be3A l,(Si(i0 ls), с учетом гетеровалентного цепного изоморфизма
во всех трех основных группах — бериллия, алюминия и кремния,—
возможных вакансий на месте бериллия и алюминия и обязательной
их компенсации зарядами «нестехиометрическпх катионов» в каналах
[Бакакин, Белов, 19621.
Рис. 46. Идноморфные кристаллы берилла I V (Be /У ), р азв и в а­
ю щ иеся вдоль трещ инки в крупнозернистом берилле / / (Be I I ) .
Никс ли полуекрещ ены. Увеличено в 24 р аза.
Рис. 45. Замещ ение блокового микроклина I I ( Mi ) кварцево-сподумен-альбитовым агрегате м#
П рисутствую щ ий в этой ассоциации берилл I I (Be) обычно л о кал и зу ется на контакте с м икро­
клином. Зари совка обнаж ения. Уменьшено в 7,5 р аза.
не отличаются от сахаровидного альбита, мелкозернистого споду­
мена и микроклина ни своей формой, ни характером распределения.
Это позволяет рассматривать мелкозернистый берилл как характер­
ный акцессорный минерал породы, кристаллизующийся одновре­
менно с перечисленными выше минералами.
В процессе выщелачивания сподумена и отложения на стенках
возникших полостей копьевидного альбита и цеолитов берилл раз­
лагается с образованием бавенита и бертрандита.
Химический состав. Результаты химических анализов минерала
приводятся в табл. 47—49. Для 8 образцов берилла был произведен
полный анализ; в 19 образцах анализировались только щелочные
элементы и бериллий как наиболее сильно варьирующие компоненты.
134
Малые значения погрешности баланса зарядов (Az = ±0,01 ч-=- 0,05) указывают на отсутствие грубых аналитических ошибок,
а близкие значения среднеарифметического + Д z и —Д z, соответ­
ственно равные 0,027 и 0,023, — на ничтожное содержание щелочных
элементов, связанных с газово-жидкими включениями в минерале
(в противном случае должно иметь место неравенство: | + A z|^>
» I—а Щ).
Высокое содержание N a20 и L i,0 в бериллах из сподуменовых
п мусковнт-полевошпатовых пегматитов, а также Na/Li, близкое
к 1, свидетельствует о их принадлежности к натрово-литиевой разно­
видности [Беус, 1960]. Характерно низкое содержание в бериллах
кальция, железа, марганца и магния, а также отсутствие хрома.
Берилл пз пегматитов полевошпатового типа должен быть от­
несен к натриевой разновидности. Для него характерно очень низкое
135
Т а б л и ц а 47
Результаты химических анализов берилла
Номер анализа
Компо­
ненты
SiOo
ТЮ 2
А12Оз
F е20з
FeO
МпО
MgO
CaO
ВеО
Na20
К 20
L i20
Rb^O
Cs^O
Н 20 "
Н ,0 +
F
Р 20 5
Сумма |
1
2
3
64,12
Следы
18,69
0,57
0,13
Следы
»
0,30
11,48
1,94
0.10
0,81
—
—
0.21
1,54
—■
63,78
Следы
18,23
0,28
0,13
0,12
0,15
0,42
11.60
1,71
Следы
0,74
—
—
0,11
2,63
64,21
0,09
17,70
Не обн.
0,46
Следы
0,21
0,40
11,63
1,32
0,27
0,52
0,101
0,41
0,59
1,73
Не обн.
»
—
0,11
99,89
|
99,94
4
5
6
7
8
63,50
62,10
63,30
63.85
64.84
Следы Следы Следы Следы
0.04
17,48
17,67
17,97
18,20
16,10
0,51
0,18
0,21
0,16
1.0
0,28
0,20
0,26
0,26
Не опр.
Следы Не обн. Следы Следы
Следы
0,14
0,10
0,02
0,07
0,78
0,25
0,12
0,25
0,27
0,19
12,27
12,35
12,37
12,57
12,90
1,68
1,56
1,61
1,33
1,00
Следы
0.33
Следы Следы
0.55'
0,62
0,69
0,74
0,80
0,04
0,026
0,05
0,04
0,017
_
0,262
0,48
0,20
0,12
0,35
0,10
0,40
0,25
0,18
2,80
2,87
2,75
2,60
2,45
—
—
Следы
—
—
0,21
| 99,631 1100,168
98,80 j100,18 |100,497 | 100,28
1 — зеленый пластинчатый берилл III , материал А. Б. Н аливкипа; 2 —
бесцветный и белый полупрозрачный берилл I I I среди альбптового агрегата
вблизи крупных кварцевых обособлений, материал В. В. Матиаса; 3 — мо­
лочно-белый берилл I II около 10 ем в поперечнике среди блокового кварца;
на берилл нарастает клевеландпт; 4 — полупрозрачный желтовато-зеленый
кристалл берилла I II около 5 см в поперечнике из кварцево-сподумен-клевеландитового пегматита блоковой стрктуры вблизи блоков микроклина; 5 —
молочно-белые кристаллы берилла I I I от 2 до 3,5 см в поперечнике среди го­
лубого клевеландита серого ячеистого блокового кварца и перламутрово-белого
сподумена; 6 — полупрозрачные желтоватые выделения берилла II около
1,5—2 см в поперечнике среди среднезернистого кварцево-сподумен-альбито­
вого пегматита; 7 —прозрачный желтовато-зеленый берилл I I I из кварцевомусковптого агрегата; 8 —длшшопрпзматпческие кристаллы бурого берилла
I размером около 0 ,5X 0,5x3 см в блоковом кварце из пегматитов полево­
шпатового типа. Анализы 1—7 выполнены Е. А. Кульчицкой, анализ 8 —
К . М. Бабкиной.
содержание лития, высокое содержание натрия и магния и большой
дефицит катионов в группе алюминия. Кроме того, в нем постоянно
присутствуют скандий (0,03—0,06% Sc20 3 по данным количествен­
ного спектрального анализа), иттрий, иттербий и ванадий, которые
не отмечаются в бериллах из пегматитов других типов. Содержание
ВеО в бериллах колеблется от 11,36 до 13,90 вес. % (табл. 49). Наи­
более высокой концентрацией ВеО отличается берилл I из пегмати­
тов полевошпатового типа (12,9—13,6%). В бериллах из мусковитполевошпатовых пегматитов содержание ВеО снижается до 12,3—
136
12,6%. Еще более низкие содержания бериллия характерны для
берилла из пегматитов сподуменового типа (11,4—12,8% ВеО).
Содержание ВеО в отдельных генерациях берилла из сподуменовых
пегматитов иллюстрирует рис. 47.
Среднее содержание ВеО в берилле II из среднезернистого квар­
цево-сподумен-альбитового агрегата при колебаниях от 12,37
Оо 01
I 5
-
2
^ 4
2
В
!й Dт
5»
11,5
ВеО, Вес. %
Р и с. 47. Распределение содержаний бериллия в бериллах из различны х
парагенетических ассоциаций сподуменовых пегм атитов.
1 — берилл / и з кварцево-сподум ен-альбитового среднезернистого агр егата;
2 — берилл I I I из блокового кварцево-клевеландитового агр егата; з — бе­
р и л л I I I и з гн езд крупнопластинчатого м усковита I I .
до 12,0% составляет 12,25%. Распределение содержаний ВеО обла­
дает резко выраженной правосторонней симметрией и не согласуется
с нормальным законом.
Среднее содержание ВеО в берилле III из гигантозернистого
кварцево-сподумен-полевошпатового пегматита уменьшается до
11,9% при вариации от 11,5 до 12,3%. Н а кривой распределения
намечаются два максимума (11,6 и 12,3% ВеО), в связи с чем рас­
пределение также не согласутся с нормальным законом. Среднее
содержание ВеО в берилле III из кварцево-мусковитового агрегата
составляет 12,6 %, что значительно превышает содержание этого,
компонента в двух первых разностях берилла.
Учитывая отличия распределения ВеО от нормального закона,
значимость различий между этими тремя совокупностями можно
установить, применив непараметрический критерий л2. Расчет пока­
зывает (табл. 50), что бериллы, принадлежащие трем парагенетическим ассоциациям, существенно различаются между собой по
137'
Таблица
Кристаллохнмнческ
Дополнительные катионы
(Кф)
Группа бериллия (I)
Группа алюми
48
не формулы берилла
Группа
кремния (III)
ния (II)
Анионы
Б а л а н с зарядов
Н20
Na
Са
К
Cs
0 35
0.32
0,24
0,31
0,29
0,29
0 24
0,18
0,3
0.05
0,05
0.02
0,01
0,02
0,03
0,01
0.01
—
0,03
—
0,04
—
—
0,07
—
0,02
—
0.02
—
—
Li
у
Be
—
—
—
0,03
0.03
0,07
0,39
0,37
0,34
0,33
0,39
0.34
0.34
0,26
2,56 0,30
2,61 0.28
2,63 0.20
2.77 0,22
2,82 0,18
2,78 0.22
2.81 0,19
2,83 --
Li
Si
у
Al
0,06
0,02 —
0,02 0,04
—
—
—
—
—
—
—
—
— 0,05
2.92
2.91
2,89
2,99
3,00
3,00
3,00
2,93
1,95 0,04
1,94 0,02
1,94 —
1,91 0.04
1,91 0.01
1,92 0,02
1,93 0,01
1,77 0,07
Al
F e3+ F e2+ Mg
0,01
0,0?,
0 03
0,02
0 02
0 02
0.02
—
Li
У
Si
AI
2,00 5.96 0,04
0 OP,
OOP
0 02
0,01
0,01
0,01
0,11
содержанию бериллия, подтверждая тем самым обоснованность
выделения указанных разновидностей.
Закономерности изменения состава берилла IV характеризует
табл. 51, из данных которой следует, что мелкозернистый берилл IV
по сравнению с материнским крупнозернистым обедняется берил­
лием. Отдельные образцы берилла IV имеют самые низкие содержа­
ния ВеО — 11,3—11,4%.
Содержание щелочных элементов — лития, натрия, калия, руби­
дия и цезия— в бериллах изученных пегматитов широко варьирует.
Согласно полученным данным (табл. 49), наиболее низкая концен­
трация щелочей характерна для берилла из полевошпатовых пегма­
титов: L i,0 — 0,07, N a20 — 0,84, К 20 — 0,28, B b 20 и Cs20 —
менее 0,005%. В бериллах из пегматитов мусковит-полевошпатового типа содержание L i,0 увеличивается до 0,3%, N a ,0 — 1,2%,
Cs20 — до 0,18%.
Бериллы из сподуменовых пегматитов характеризуются наи­
большей концентрацией щелочных элементов: Ы 20 от 0,3 до 1%
(среднее 0,67), N a,0 — от 1,1 до 2,3% (среднее 1,62), R b20 — от 0,01
до 0,06% (среднее 0,035) и Cs20 — от 0,12 до 0,87%. Сравнение
показывает, что концентрация щелочных элементов в бериллах
из различных парагенетических ассоциаций изменяется весьма
незначительно. Лишь берилл III из блокового кварцево-сподуменполевошпатового пегматита отличается повышенным содержанием
цезия (до 0,9% Cs20 при среднем 0,35%).
Различия в содержании щелочных элементов в мелкозернистом
берилле IV и крупнозернистом берилле II —III показаны на примере
двух парных анализов в табл. 51, из которых видно, что мелко­
зернистый берилл TV обогащается натрием и в меньшей степени
литием.
•138
Ti
0,01
0,01
0,05
0,03
0.03
0,01
2,00 5.97 0,03
2,00 6,00
2,00 5.97 0,03
2,00 5 92 0,08
2,00 5.93 0,07
2,00 5.94 0.06
1,96 6,00
1Т20 (теоре­
V
_
6,00
6,00
6,00
6.00
6,00
6,00
6.00
6,00
тиче­
ское)
18
18
18
18
18
18
18
18
0,48
0,86
0,54
0.88
0.91
0.86
0.81
0,76
0,78
0,81
0,64
0,66
0,68
0,62
0,50
0,52
36- г
Az
I—i n
-0,45
-0,51
-0.36
-0,33
-0.39
-0,38
-0,34
-0.29
+0.42
+ 0,42
+0,41
+0,35
+0,40
+0,36
+0,37
+0,27
—0.08
- 0 ,0 9
+0,05.
0,02
+
+0,01
—0,02
+0,03
0.02
+
Сопоставление содержания бериллия и щелочных элементов
в бериллах, принадлежащих пегматитам различного типа и различ­
ным парагенетическнм ассоциациям, показывает, что в ходе пегма­
титового процесса этот «сквозной минерал» последовательно обога­
щается щелочами и обедняется бериллием, тем самым чутко отражая
изменения химизма минералообразующей среды.
Учитывая приведенные выше аналитические данные и твердо
установленную обратную зависимость между концентрацией в мине­
рале бериллия и щелочных элементов, связанную с изоморфным
замещением бериллия литием, натрием и цезием [Бакакин, Белов,
19621, следует признать, что содержание ВеО в минерале является
более надежным доказательством его щелочности, чем данные о кон­
центрации самих щелочных элементов. Этот парадокс, по-видимому,,
связан с различной точностью аналитических методов определения
указанных компонентов. Для щелочей относительная ошибка опре­
деления составляет ± 8—10% (пламенная фотометрия), в то время
как для определения бериллия она на порядок меньше ( ± 0,1 —
0,2 %. весовой метод).
Физические свойства. В литературе неоднократно обсуждался
вопрос о связи физических свойств берилла с его химическим соста­
вом. Установлено, что удельный вес и показатели преломления
минерала увеличиваются пропорционально увеличению содержания
щелочей и, соответственно, уменьшению содержания в нем бериллия
[Дорфман, 1952; Соседко, 1957]. Эта зависимость получила общее
признание и приводится в справочных руководствах по минералогии
как метод диагностики состава берилла [Винчелл, Винчелл, 1953;
Трегер, 1958; Дир, Хауи и Зусман, 1966]. В связи с этим нами было
предпринято всестороннее изучение физических свойств берилла
в поисках быстрого и точного метода определения содержания
139»
Т а б л и ц а 49
Продолжение
табл.
49
Содержание бериллия и щ елочных элементов в бериллах, вес. %
Номер
анализа
ВеО
Li20
Na20
Rb20
о
Номер
образца
to
Номер
анализа
Номер
образца
ВеО
Li20
Na.,0
К 20
1 RKO
С >2()
i
Cs20
Берилл III из блокового кварцево-сподумен-полевошпатового агрегата
Пегматиты полевошпатового типа. Б ерилл I
1575-а
2811
12,90
13,63
0,04
0,10
1,00
0,68
0,55
Следы
—
—
Среднее
13,24
0,07
0,84
0,28
—
—
Пегматиты мусковит-полевошпатового типа. Б ерилл I I
23/62
38/62
2/62
1/62
1610
Среднее
12,60
12,63
12,57
12,35
12,46
12,52
0,21
0,22
0,26
0,25
0,68
0,32
0,89
0,99
1,16
1,05
1,74
1,17
0,27
0,25
0,52
0.44
0,18
0,33
Не обн.
»
»
»
0,016
0,01
0,012
0|012
0,018
о!озо
0Д87 *
0,018
Пегматиты сподуменового типа. Берилл II пз среднезернистого
кварцево-сподумен-альбнтового агрегата
8
9
10
11
12
13
14
15
16
17
18
1038
1033-ж
1050-1
1038-3
1378-а
1378-д
1050-2
1042-е
1030
1038-1
1859-а
С р еднее j
12,37
12,35
12,35
12,32
12,33
12,28
12,23
12,12
12,18
12,18
12,00
12,25
0,74
0,75
0,68
0,68
0,70
0,70
0,56
0,59
0,28
0,63
0,83
0,65
1,61
1,73
1,66
1,63
1,88
1,75
1,63
1,68
1,31
1,64
1,96
1,68
Следы
0,10
0,18
0,18
0,21
0,40
0,20
0,32
0,37
0,23
0,33
0,23
0,040
_
0,027
0,044
0,036
0,042
0,021
0,013
0,040
0,042
0,048
0,035
0,200
0,234
0,187
0,178
0,226
01228
0,140
0,150
0,220
0,290
0,205
1048-ж
1058-д
1022-А-1
1054
1036-1
1803-В-1
ЮЗЗ-ж-1
2673
1036
231/62
2170-2
2813
15
12,07
12.11
12,35
12.27
12,29
11,87
11,90
11,81
11,83
11,61
11,63
11,60
11,48
0,62
0,64
0,69
0,62
0,50
0,60
0,52
1,03
0,76
0,84
0,52
0,74
0,81
1,67
1,52
1,56
1,68
1,11
1,86
1,21
1,78
1,18
1,93
1,32
1,74
1,94
0,39
0,42
0,33
Следы
0,40
0.15
0,25
0,15
0.48
0,25
0,27
Следы
0,10
0,043
0.042
0,050
0,026
0,024
—
0,056
—
—
0,061
0,101 *
—
—
0,240
0,190
0,480
0,262
0,170
—
0,170
—
—
0,870
0,410
—
—
Среднее
11,91
0,68
1,58
0,29
0,036
0,350
Берилл III в ассоциации с крупнопластпнчатым мусковитом
32
33
34
35
36
37
* Резко завышенные, по-видимому, ошиэочные результаты, не вошедшие
в подсчет средних.
140
19
20
21
22
23
24
25
26
27
28
29
30
31
2784/3
1037-а
2197
1081
12,77
12,60
12,49
12,57
0,59
0,73
0,57
0,80
1,47
1,55
2.00
1,33
Следы
0,28
0,40
Следы
—
0.024
0.030
0,017
_
0,250
0,237
0,120
Среднее
12,61
12,20
11,61
0,67
0,66
0,64
1,59
1,68
2,33
0,34
1022-1I
1803-B-II
0,024
_
-
0,202
_
—
0,28
0,08
П р и м е ч а н и я . 1. Бериллий определялся трилопофосфатным методом
в анализах № 3—34 и 36. 2. В анали зах № 1, 2, 35 и 37 бериллии отделялся
янтарной кислотой. 3. Щелочи в анализах № 1—3, 6—8, 16, 24, 35—37 и
Li20 , Na20 , К 20 в анализах № 11, 18, 23, 27 и 30 определялись весовым
методом. 4. Rb20 и С.^О — методом пламенной фотометрии. 5. Во всех
остальных анализах щелочи определялись методом пламенной фотометрии.
Аналитики: Е. А. К ульчицкая, К . М. Бабкина, Н . А. Е лина, О. А. Фе­
тисова, М. П. Лоскутова.
*
Резко завышенные, по-видимому, ошибочные результаты, не вошедшие
в подсчет средних.
бериллия и щелочных элементов в минерале, не прибегая к его хими­
ческому анализу как основе статистического изучения состава
берилла в пегматитах района. Полученные результаты сведены
в табл. 52, а их графическая интерпретация представлена
на рис. 48, а, б. Несмотря на высокую точность определения удель­
ного веса (±0,0003J) и показателей преломления (±0,0003й), ис­
пользование этих параметров дает слишком грубую информацию
о составе минерала. В то Яхе время существование тесной прямой
141
Таблица
Сравнение берилла сподуменовых пегматитов из различных
парагенетических ассоциаций по содержанию бериллия *
50
S Ч
ЛВ Щ
n
Группы
X
—у
—z
У—2
X
X
11
11
—
У
13
А2
0,727
1,00
1,00
3,14
3,05
2,95
л4 0 о
<
Х> Ен
г
13
—
^шах
Я ft н
4
4
р«з
* О,
§в
II
0С
JХоЕ-.
* х — берилл II из среднезернистого кварцево-сподумен-альбитового
агрегата; у — берилл III из блокового кварцево-сподумен-полевоишатового
пегматита; z—берилл I I I из крупнозернистого кварнево-мусковитового агрегата.
Р азличия значимы при А,2> 2 ,6 5 и незначимы при X2 < 1,82.
Таблица
51
§■§
к 5О
«а ^
Ипнв 1/ н о 1/ас/и
т/аи/яЕвноц
Сравнение состава материнского крупнозернистого берилла I I I
н развиваю щ егося по нему мелкозернистого берилла IV
Н омера
образцов
ЛМ 1•■I ■Л
о£■*он 5и5О
ой
чЙ
и (t
о =в р,лп4>| <
Содержание, вес. %
Генерация
ВеО
L i20
Na20
В - tt
О
« О(=5
В
о
К 20
М
«
1803-B-I
1803-B-II
1022-а-1
1022-1 I
III
IV
I II
IV
11,87
11,61
12,35
12,20
0,60
0,64
0,66
0,69
1,86
2,33
1,56
1,68
0,15
0,08
0,33
0,28
зависимости между удельным весом и показателями преломления
берилла (рис. 49) показывает, что точность определения этих кон­
стант достаточно высока, а отсутствие четкой их корреляции с соста­
вом минерала, вероятно, связано с очень сложным характером изо­
морфизма в берилле.
Турмалин—(Na, Са) (Li, Mg, Al)3 (Al, Fe, Mn)0(BO3)3(Si0O18)(OH)4.
В пегматитах различного типа турмалин распространен неодинаково.
В полевошпатовых пегматитах он очень редок; встречается в от­
дельных жилах, где он приурочен к блоковым выделениям кварца
и ассоциирует с длиннопризматическим бериллом.
В мусковит-полевошпатовых пегматитах турмалин является ха­
рактерным второстепенным минералом. Здесь среднее содержание
турмалина составляет около 0,5—0,8%, а в отдельных жилах до 2—
3%. Выделяются две его генерации.
Крупнозернистый турмалин образует длнннопризматические
кристаллы от 1 до 12 см в длину при поперечном сечении от 0,2
до 3 см. Скопления кристаллов турмалина обычно приурочены
к крупнозернистому и блоковому кварцево-полевошпатовому пегма­
титу и гнездам кварцево-мусковптового агрегата.
142
О-в
а О
vo CJt
«
Йд 2 и о .
hcO
SV1O
1
^О
Во5 м2
и „ н
И ° В
§
®° в§3"
2bog
«о
° 1§
2С ав
о 5
о Wей
сог1да
ЭО
ьйо
О СО
^
!
§ в
I §2
5>& ie Я г В P.
& /V,
со
sb/
со
//
'/ /
V /
/
СЧ /
«•o' N / / '
/
°
со
csf
Ь \0Ч
CS.ГО
J
Со
^ сГ /°" I
| оу » /
Z OСО
/
/
^
/
v ° ^ /
/о /
/
/
зад гичнчиадц
<
Co
o
»-o
СчГ
СО
^>o 9j
■nО '/
/
$
C
J OS Qo
O
i
CS
D
*-г>
Uo Lo CIO
Lo
*4 ^
^ Q
s
О»
Nh
CO
4
CM
OQ
V-rj
Qo
влнаи-uauddu т/ашпеиноц
143
Таблица
Таблица
52
Ф изические свойства берилла
03
Номер
2С ^Й образца
1—1ез
1 1014-1-II
2 1048-4-11
2170-2
3
4 1803-в-П
5 1048-4-1
6 1038-5-11
1036
7
8 1803-B-I
9 ЮЗЗ-ж-1
10 1014-I-I
И 1038-5-1
1048-ж
12
1058-д
13
1042-е
14
1030
15
16
1022-II
17
1064
1036-1
18
19
1022-1
1033-ж
20
1038
21
1031
22
1037-а
23
1575-а
24
Цвет
kX
Уд. вес
No
Ne
2,749
—
2,752
2,756
—
2,754
2,748
2,746
2,752
2,745
2,747
2.752
2,746
2,756
2,748
2,752
2,747
2,740
2,751
2,746
2,746
2,740
2,745
2,725
1,5910
—
1.5899
1,5907
—
1,5913
1,5889
1,5887
1,5915
1,5899
1,5903
1,5903
1,5901
1.5901
1,5889
1,5904
1,5888
1,5898
1,5926
1,5904
1 5899
1,5879
1,5901
1,5851
1,5820
—
1,5818
1,5826
—
1,5827
1,5809
1,5821
1,5821
1,5827
1,5832
1,5832
1 5807
1,5829
1,5826
1,5828
1,5821
1.5812
1,5851
1,5827
1.5817
1,5809
1,5815
1,5780
BeO,
вес. %
No — Ne
«0
0,0090
—
0,0071
0,0081
—
0,0086
0,0080
0,0065
0,0094
0,0072
0.0071
0,0071
0,0094
0,0072
0,0063
0,0076
0,0067
0,0086
0,0076
0,0077
0,0082
0,0070
0,0086
0,0071
co
9,209 ± 0,002 9,209 ± 0,001 11,36
9,214 ± 0,001 9,213 ±0,001 11,39
—
—
11,60
—
—
11,61
9,208 ± 0,001 9,205 ± 0,003 11,62
9,211 ±0,002 9,209 ± 0,001 11,78
9,209 ± 0,001 9,215 ± 0,003 11,83
—
—
11,87
9,219 + 0,002 9,217 ± 0,002 11,90
9,211 ±0,001 9,211 ±0,001 11.95
9,215 ±0,001 9,212 ±0,001 11,99
—
—
12,07
9,215 ± 0,002 9,211 ±0,002 12,11
9,218 ±0,001 9,213 ±0,001 12,12
9,215 ±0,001 9,214 ±0,001 12,18
9,215 ±0,003 9,212 ± 0,001 12,20
—
—
12,27
9,214 ±0,001 9,215 ±0,001 12 29
9.217 ±0,002 9,207 ±0,001 12,35
—
—
12,35
•—
—
12,37
—
■
—
12,57
9,216 ±0,003 9,210 ± 0,001 12,60
9,213 ±0,003 9,215 ± 0,003 12,90
Мелкозернистый турмалин образует игольчатые кристаллы от 0,5
до 3 мм в длину, приуроченные к агрегатам мелкопластинчатого
и сахаровидного альбита, где он ассоциирует с мелкозернистым
апатитом и гранатом. Все эти минералы, в том числе и турмалин,
по-видимому, кристаллизуются одновременно, о чем свидетельствует
одинаковая степень их идиоморфизма.
В сподуменовых пегматитах турмалин встречается исключительно
редко, что составляет их характерную особенность по сравнению
с пегматитами этого же типа в других районах пегматитовой полосы
(там шерл является типичным второстепенным минералом споду­
меновых пегматитов). Единичные кристаллы турмалина до 1—2 см
в длину встречаются только в приконтактовой аплитовой оторочке
в ассоциации с гольмквиститом, биотитом и эпидотом на линии
контакта пегматита с вмещающими породами. В то же время во вме­
щающих породах турмалин довольно обычен и ассоциирует с теми же
минералами.
Физические свойства турмалина сведены в табл. 53. Согласно
результатам определения удельного веса и показателей преломления
турмалин из кварцево-полевошпатовых пегматитов относится к ряду
шерла (дравита) с содержанием Fe-компонента около 60%.
144
53
Ф изические свойства турмалинов
Номер
образца
1574-г
1,634
0,028
3,25
1,661
1.633
0,028
3.17
1,662
1.634
0,028
3.19
То же
1,661
1.633
0,028
3.17
»
1,661
1.634
0,027
3,13
»
1,662
1.634
0,028
3.19
Розовый
1,645
1,621
0,024
3,11
Розовато1,641
фполетовый
1,615
0,026
3,08
1,626
0,025
3,10
Черный
Буро­
розовый
Бурый
Черный
Темно­
синий
Синечерпый
Синезеленый
Сине­
черный
То же
Спнезеленый
1610-6
4106
Бурочерный
2079
1845
Ассо­
Уд. вес циация
Черный
20/62
2080
N o -N e
по No
16/62
1675-е
Ne
в шлифе
макро­
скопи­
чески
Черный
Спнечерный
Примечание.
No
по Ne
Зеленовато- 1,662
желтый
Бурый
1,651
I
II
I II
IV
I — турмалин из пегматитов полевошпатового типа;
I I — турмалин из пегматитовых ж ил мусковит-полевошпатового типа; образец 20/62 — мелкозернистый
турмалин, ассоциирующий с сахаровпдпым альби­
том;
III — турмалин из прпконтактовых участков пегматитовых
ж пл сподуменового типа;
IV — турмалин из габбро-анортозита па контакте с пег­
матитовой жилой сподуменового типа.
Турмалин из пегматитов кварцево-мусковит-полевошпатового
типа, судя по его низкому удельному весу и высоким показателям
преломления, относится к ряду шерла (эльбаита) с содержанием
Fe-компонента около 70%.
Турмалин из сподуменовых пегматитов менее железистый, о чем
свидетельствуют его низкий удельный вес и показатели преломления.
Содержание в нем Fe-компонента, по-видимому, не превышает
2 0 -2 5 % .
Полных химических анализов турмалина не производилось.
Спектрально в них установлены Be, Мп, Pb, Sn, Mg, Sc, Si, Ga, Fe,
Al, V, Ti, Cu, Ni, Zn, Zr, Ca, Sr, Ba, Li, Na и К.
10 З ак аз 1329
^5
Согласно полученным данным по содержанию микроэлементов
все турмалины близки между собой. Лишь турмалины из пегматитов
полевошпатового типа выделяются повышенным содержанием скан­
дия, марганца, титана и ванадия.
Гольмквистит
Lirt (Mg, Fe)5_„ (Al, F e) 2 {Al2_„Si6+/10 22}(OH,
F, 0 ) 2. Гольмквистит является характерным второстепенным мине­
ралом сподуменовых пегматитов, который развивается на контакте
с вмещающими породами основного состава (габбро, амфиболитами).
В эндоконтакте гольмквистит сосредоточен в аплитовой оторочке
мощностью от 2—3 до 8 —10 см. В экзоконтакте гольмквиститовый
ореол имеет большую мощность — от нескольких до первых десят­
ков метров. Кроме того, гольмквистит развивается вне непосредствен­
ной связи с пегматитами, образуя гольмквиститовые гнейсы
по габбро, перемежающиеся с кварцево-хлоритовыми породами.
Здесь описывается только гольмквистит из зоны эндоконтакта.
Гольмквистит образует игольчатые кристаллы от 0,2 до 5 мм
в длину с ромбическим поперечным сечением (от 0,05 до 6 мм в попе­
речнике), веерообразно расходящиеся от плоскости контакта с вме­
щающей породой в направлении к центру пегматитовой жилы и рас­
секающие зерна кварца, таблитчатого плагиоклаза, турмалина
и эпидота. Нередко можно наблюдать футляровидные кристаллы
гольмквистита, заключающие внутри себя фрагменты аплита. Эти
взаимоотношения свидетельствуют о более позднем образовании
гольмквистита по сравнению с вышеназванными минералами. Гольм­
квистит кристаллизуется раньше сахаровидного альбита, биотита
и хлорита, которые корродируют его кристаллы.
Образование гольмквистита в аплитовой оторочке, несомненно,
связано с реакциями обмена компонентами пегматита и вмещающей
Ф изические свойства гольм
породы, о чем свидетельствуют приуроченность минерала исключи­
тельно к контактам пегматитов с роговообманковым габбро и амфи­
болитами, обогащенными магнием и железом, и его отсутствие на
контакте с анортозитами, содержащими менее 10% роговой обманки.
Источником магния и железа являются вмещающие породы, источ­
ником лития — пегматитовая система. Считается [Наливкин,
1965], что образование гольмквистита синхронно с формированием
псевдоморфоз сахаровидного альбита и мусковита—серицита по
сподумену и обязано взаимодействию высвобождающегося при этом
лития с магнием и железом, поступающим из вмещающих пород.
Такое представление является ошибочным. Во-первых, сахаровидный альбит образуется позже гольмквистита. Во-вторых, гольмквпстит может развиваться и в пегматитовых жилах, где нет ни споду­
мена, ни псевдоморфоз по сподумену. Об этом свидетельствуют
гольмквиститовые оторочки в некоторых мусковит-полевошпатовых
жилах, а также в «хвостах» сподуменовых жил, имеющих кварцевоплагиоклазовый состав. По-видимому, образование гольмквистита
идет синхронно с основным этапом литиевой минерализации в пегма­
титах — образованием сподумена. При этом для образования споду­
мена нужно гораздо большее пересыщение минералообразующейся
среды литием, чем для образования гольмквистита, благодаря чему
он появляется даже в тех жилах, где сподумен отсутствует.
Физические свойства. Цвет минерала от голубовато-серого до сине­
черного с неизменным сиреневым оттенком служит хорошим диагно­
стическим признаком.
Оптически гольмквистит двухосный, отрицательный, погасание
прямое, удлинение положительное. Очень характерен плеохроизм
в голубовато-фиолетовых тонах, интенсивность которого для
Таблица
54
кви сти та и содержание ЫгО
Цвет
Номер
образца
2134-в
4108-г
2196
2078
5**
0 ***
в штуфе
по Ng
по N m
по N p
Голубоватофиолетовый’!
Сине-черный
Слабоспреневый
Сиреневый
Бесцветный
Бесцветный
Темноспреневый
Голубой
Голубовато­
серый
Сине-черный
Голубоватосиреневый
Сиреневый
Темнофнолетовый
Р о зо вато фиолетовый
Розоватый
Ng
1,641
1,652
1,655
1,637 ±0,001
Розоватофиолетовый
Фиолетовый
1,647 ±0,003
Светложелтый
1,651
Nm
Np
Ng — Np
—2v, град
Удельный
вес
L i20 ,
вес. % *
1,634
1,616
0,025
56
3,04+0,04
3,15/2,45
1,646
1,625
0,027
49
3,08±0,05
3,53/—
1,649
1,628
0,027
51
3,12±0,01
3 ,4 9 /-
—
1,610 ±0,003
0,027
—
—/ —
1,637 ±0,003
1,622 ±0,003
0,026
52
3,105
—/3,05
1,645
1,614
0,027
50
3,06
- / 2 ,4 3
* В числителе — определение пламенной фотометрией.
** По А. Б . Н аливкпну (1958).
*** По И. В. Гинзбург (1958).
146
10*
147
различных образцов сильно меняется. Угол оптических осей и показа­
тели преломления варьируют в зависимости от содержания в мине­
ралах лития (табл. 54).
Полученные данные подтверждают ранее высказанные А. Б. Наливкиным (1958) предположения о том, что интенсивность окраски,
угол оптических осей и показатели преломления гольмквистита
зависят от соотношения в минерале гольмквиститового и жедритового
компонентов.
Химический состав. Долгое время гольмквистит считался лити­
евым глаукофаном [Бетехтин, 1950; Випчелл, 1953; Штрунц, 1962],
и лишь в 1956 г. Д. JI. Рогачев [Гинзбург, Рогачев, Бондарева,
1958], а за ним Т. Фогт [Vogt, 1958] показали, что гольмквистит
является ромбическим амфиболом и принадлежит к группе анто­
филлита — кедрита.
Кристаллохимическая формула гольмквистита была рассмо­
трена И. В. Гинзбург [Гинзбург, Рогачев, Бондарева, 1958]. Она
выводилась из формулы антофиллита с учетом обычных изоморфных
замещений для группы амфиболов
2 R 2 + ч -----
R + + R3+2Mg2+ ч------ L i+ + A l3+.
(Mg, F e)7_2ra Li„Al„ { S is 0 22} (O H ,F )2,
откуда следует, что увеличение содержания лития в минерале должно
сопровождаться эквивалентным увеличением содержания алюминия,
а количество кремния должно оставаться неизменным. Рассмотрение
всех известных анализов минерала показывает обратное. С увели­
чением содержания лития содержание алюминия уменьшается,
а кремния возрастает. Не обнаружено гольмквистита с содержанием
окиси лития выше 3,5%. В связи с этим имелись основания полагать,
что предложенная в литературе формула гольмквистита нуждается
в пересмотре с учетом новых и более точных аналитических данных.
С этой целыо и был выполнен полный химический анализ двух образ­
цов гольмквистита. Щелочи определялись методом пламенной фото­
метрии,
остальные
компоненты — обычными аналитическими
методами. Результаты анализов (ан. 3, 4) сопоставлены в табл. 55
с наиболее надежными анализами гольмквиститов, известными
из литературы. Детальный анализ этих материалов [Гордиенко,
1967] позволяет рассматривать гольмквистит как литиевый аналог
жедрита, где Li+ занимает вместо Mg2+ позицию М4, аналогично Са2+
в тремолите (табл. 56). Возможность вхождения лития в жедрит
определяется не только близостью ионных радиусов магния и лития,
но и возможностью замещения алюминия в четверной координации
кремнием:
L iv i + S iiv — > M gvi + Alfv-
этому типовая
формула гольмквистита
Li„(Mg, Fe)5_„Al2{Si6+„A l2_„022}(0H , F )2.
148
при­
55
Номер анализа
1
2
Компоненты
3
4
5
Местонахождение
Сев. Каро­
лина, США
S i0 2
ТЮ 2
AI2O3
F e20 3
FeO
МпО
MgO
CaO
N a20
K20
1лгО
H 20 “
55,48
0,64
14,64
1,80
10,36
Следы
9,40
1,32
F
Сумма
—
Утё,
Швеция
ГГГР
58,80
Следы
14,44
1,47
8,87
0,07
10,58
0,20
0,37
59,20
0,04
14,26
59,16
Следы
12,62
1,01
—
7,31
0,22
11,67
0,23
0,44
0,05
3,15
0,32
59,58
0,02
7,19
9,35
4,88
0,41
100,60
3,05
Не обн.
1,74
0.57
100,16
Не обн.
99,92
12,08
Следы
9,95
Не обн.
Следы
»
3,53
0,03
3,43
Не обн.
100,77
—o = f 2
—
0,24
—
—
0 ,10
Сумма
100,60
90,92
99,92
100,80
99,82
н2о+
Формула гольмквистита принимает вид
Соответственно
нимает вид
Таблица
Химический состав гольм квистита, вес. %
0 ,66
0,74
2,40
—
3,16
—
2,0 2
11,66
0,06
0,50
0 27
3,53
0,03
2,23
0,21
99,92
П р и м е ч а н и я . 1. В анализе № 4 определялось валовое железо в виде
Fe20 3 п затем пересчитывалось н а FeO. 2. Содержание Li20 в том же образце
по данным весового метода 2,45%. 3- Авторы материала: 1— С. П элач (1936);
2 — А. Б . Н алпвкин (1948); 3, 4 — В. В. Гордиенко; 5 — И. Сундиус (1947).
Биотит — K(Mg, F e)3 {AlSi3O10} (ОН, F )2. В пегматитах изучен­
ного района биотит сравнительно редок. Он является характерным
второстепенным минералом только в полевошпатовых пегматитах,
где образует пластинчатые выделения по 10 см в поперечнике и до не­
скольких миллиметров в толщину. Содержание биотита в целом
не превышает 1 %. Пластины биотита рассекают блоковый микро­
клин, блоковый зернистый кварц и крупнотаблитчатый плагиоклаз,
что указывает на более позднее образование биотита по сравнению
с перечисленными минералами. Биотит кристаллизуется раньше
мусковита, гранита, ильменорутила, пирохлора и циртолита, кото­
рые нарастают на поверхность его кристаллов.
В пегматитах мусковит-полевошпатового типа биотит иногда
отмечается в приконтактовой аплитовой оторочке в виде пластинок
до 1—2 мм. Исключительно редко встречаются листоватые выделе­
ния биотита до 5 см в поперечнике среди блокового кварца.
149
Таблица
Р езу л ьтаты расчета хнмическ
Соотношения ионов
Одновалентные катионы
при сумме катионов 15,0
Трехвалентные
катионы
Д вухвалентны е катионы
Номер
анализа
1
2
3
4
5
Li
Na
К
Сумма
Са
Mg
Fe
1,31
1,63
1,66
1,88
1,89
0,17
0,10
0,11
0,13
0,19
0,03
0,03
0,13
0,05
1,61
1,73
1,78
1,88
2,07
1,90
2,09
2,29
1,96
2,32
1,17
0,98
0,80
1,34
0,54
0,01
Mn
Сумма
0,02
3,26
3,10
3,14
3,30
2,92
0,05
Кристаллохимнческпе
Крнсталлохимп
0,13
Са
0,01
0,19
0,03
0,03
—
—
—
0,13
0,05
—
Li
0,49
0,13
0,15
0,00
0,18
1,31
1,63
1,66
1,88
1,89
F e 2+ Mn
0,39
0,27
0,20
0,12
—
0,02
—
0,05
Al
1,70
1,90
1,88
2,00
1,94
1,87
2,00
1,97
1,82
1,08
F e 3+
0,13
—
0,03
0,18
0,92
Mg
2,0
2,0
2,0
2,0
2,0
1,90
2,00
2,29
1,96
2,32
F e2+
0,78
0,71
0,60
1,04
0,54
В сподуменовых пегматитах биотит очень редок и приурочен
исключительно к приконтактовой аплитовой оторочке, где он сосре­
доточен непосредственно на линии контакта пегматита с вмеща­
ющими породами. В измененных основных породах близ пегматито­
вых жил биотит является одним из породообразующих минералов.
П о ф и зи ч е с к и м сво й ст ва м биотиты из пегматитов различных
типов практически идентичны. Цвет минерала ярко-черный, в очень
тонких листочках просвечивает красно-бурым цветом. Оптически
минерал двухосный, отрицательный, с углом 2V от 5 до 12°, плео­
хроизм очень сильный в бурых тонах. По показателям преломления,
приведенным ниже, видно, что все изученные образцы обладают
Анионы
Избыток
Н 20
А1
Fe
Сумма
Si
Ti
Сумма
О
ОН
2,34
2,25
2,2(1
1,97
1,13
-0,18
0,15
0,10
2,52
2,40
2,30
1,97
2,07
7,53
7,78
7,77
7,85
7,95
0,07
7,60
7,78
7,77
7,85
7,95
22,09
22,22
22,12
21,79
21,92
1,91
1,54
1,82
2,21
1,98
0,94
F
+ 0,48
0,24
+0,41
0,08
формулы гольмквиститов
ческие группы
Fe3+
Al
Ti
0,05
0,15
0,07
—
0,02
0,07
0,03
—
—
■
—
—
—
—
—
Дополнительные
анионы
Кислород
8z
s
S
>>
Si
Al
C3
H
S
P>>
О
02-
2,80
2,98
2,96
3,00
2,88
7,53
7,78
7,77
7,85
7,95
0,47
0,22
0,23
0,15
0,05
8.0
8,0
8,0
8,0
8,0
22,00
22,00
22,00
21,97
21,92
О
* Недостаток Fe2+ в позициях Мг компенсирован до 2,00 за счет избыточно
к ак валовое (Ре20з), а затем пересчитывалось на FeO.
** Сумма катионов в позициях «А» и М4= 2,12 показывает, что при вхожде
вакансий в позициях Мг, Mi и Мз с параллельной заменой кислорода на гидро
2 «А» + 2М4 = 0,12 довольно близок к избытку (О Н )= 0 ,0 8 .
150
Четырехвалентные
катионы
2Mi + М3
Сумма
0,17
0,10
0,11
к
2Мг
Сумма
1
2
3
4*
5**
Na
2М4
Сумма
Номер
анализа
«А»
56
нх анализов гольмквиститов
(ОНГ
—
—
0,03
0,08
CS
н
Я
о
(ОН) F
0а-
са
Я
Я
!>}
О
22,0
22,0
22,0
22,0
22,0
1,91
0,09
1,54 0,24 0,22
1,82 — 0,12
2,00 — —
1,92 0.08 —
2,0
2,0
2,0
2,0
2,0
го Fe3+ в группе 2Mi и Мз, поскольку в ходе анализа железо определялось
нпи в гольмквистит крупных катионов не исключена возможность возникновения
ксил по схеме (Mg, Fe)2+ + 2 0 2~ <— ( • ) + 2(ОН)~. В данном анализе избыток
невысокой железистостыо и являются промежуточными между фло­
гопитом и сидерофиллитом:
Пегматит
Полевошпатовый, обр. 1545-г
1574-в
Мусковит-полевошпатовый, обр. К-332
Сподуменовый, обр. 2053
Ng
Nm
Np
Ng — Np
1,641
1,643
1,645
1,639
1,639
1,641
1,643
1,636
1,584
1,585
1,586
1,585
0,057'
0,058
0.059
0,057
Полный химический анализ биотита и его пересчет на типовую
формулу по сумме катионов в тетраэдрических и октаэдрических
позициях (у + • z = 7) приведены в табл. 57. Анализ хорошо
151
Таблица
Р езул ьтаты химического анали за би оти та и их пересчет
на типовую формулу *
А (у, z)7Oio(OH, F )2
57
Особо следует отметить повышенное содержание в биотите руби­
дия, цезия и лития. Последний занимает октаэдрические позиции,
замещая двухвалентные катионы по схеме
2(Mg, Fe)2+ ч
Компоненты
Вес. %
Молеку­
лярные
количества
S i0 2
ТЮ 2
А1г03
F e20 3
FeO
MnO
MgO
CaO
NaaO
K 20
Li20
Rb20
Cs20
h 2o H20 +
F
36,83
1,66
16,78
4,03
17,09
0,82
7,65
0,12
0,08
9,12
0,62
1,16
0,12
0,12
2,90
1,08
6132
208
1646
252
2375
116
1897
20
12
968
207
62
4
—
1610
542
6132
208
3292
504
2375
116
1897
20
24
1936
414
124
8
_
3220
542
2,83
0,10
1,54
0,24
1,11
0,05
0,89
0,01
0,01
0.91
0,19
0,06
0.004
11,48
0,40
4,62
0,72
2,22
0,10
1,78
0,02
0,01
0,91
0,19
0,06
0,004
1,51
0,25
_
Сумма
100,13
—
14 938
—
22,514
—o = f 2
0,43
Сумма
99,70
Атомные
количества
Коэффи­
циенты
формулы
Заряд
катионов
-
причем содержание компонента IvFeAlLi {AlSi3O10} F в минерале
составляет около 20%.
Рубидий и цезий изоморфно замещают калий, что обусловлено
близостью их ионных радиусов. Содеря^ание рубидиевого компонента
достигает необычно высокой для биотита величины — около 6 %.
Содержание цезиевого компонента на порядок ниже — 0,4%.
Высокое содержание редких щелочей характерно для всех биоти­
тов из пегматитов района. Концентрация лития, рубидия и цезия
в биотитах из пегматитов различного типа по данным пламенной
фотометрии указана ниже.
По сравнению с биотитами слюдоносных пегматитов, которые
содержат в среднем около 0,06% L i20 и 0,035% R b 20 [Рябчиков,
Соловьева, 1964], биотиты из пегматитов изученного района имеют
на порядок более высокие содержания лития и рубидия. Такая спе­
цифика их состава, по-видимому, отражает общую специализацию
пегматитов региона и может быть использована как геохимический
критерий при поисковых работах.
Кроме указанных выше элементов, в биотитах из полевошпатовых
пегматитов спектральным анализом установлено повышенное со­
держание скандия (0,011% Sc20 3) и ванадия (— 0,1% V20 5). В био­
титах из пегматитов мусковит-полевошпатового и сподуменового
типов эти элементы не были обнаружены.
РЕД К И Е М И Н ЕРА ЛЫ
Кристаллохпмическая формула:
(Ко,9iRbo,oeNao o1Caq,01)0,99 (Fj^Mgo^Mno.osLio.joFef-yTio.ioAWkoo
_________ Х {(All,13Sl2,87)4,OoOio,o}'(OHi,24Fo,2500,50)2,00 •ОД2Ы2О.
Обр. № 1545-г. А налитик Т. А. Романова, щелочи определены методом
пламенной фотометрии Н. И. Ульяненко.
укладывается в формулу триоктаэдрической слюды, что свидетельст­
вует о достаточной надежности химических определений. Соотноше­
ние Mg2+ и Fe2+ в шестерной координации близко к 1, в то же время
около трети всех октаэдрических позиций занято другими кати­
о н а м и - А 1 3+, Fe3+, Ti4+ и Li+. Компенсация зарядов осущест­
вляется, с одной стороны, за счет замещения части кремния алюми­
нием, а с другой
за счет замены кислородом фтора или
гидроксила по схемам
Fevi + Siiv <— Alvn + Alfv;
Fevn + S iiv + (O H )- ч— T iv i + A lrk + 02-;
F e v il+ (O H )~ ■<---- F ev i + O2".
152
Li+ + Al3+,
Сфалерит — ZnS. Характерен только для пегматитов сподумено­
вого типа, где является наиболее распространенным минералом
из класса сернистых соединений.
Сфалерит обычно встречается в виде мелких зерен от 0,1 до 2—
5 мм и среди агрегатов сахаровидного альбита вместе с мелкочешуй­
чатым мусковитом — серицитом, литиофилитом и гранатом. Осо­
бенно характерна ассоциация сфалерита с мелкозернистым берил­
лом IV.
Сфалерит кристаллизуется одновременно со всеми перечислен­
ными минералами, о чем свидетельствуют одинаковая форма их зерен,
равная степень их идиоморфизма и наличие индукционных поверх­
ностей. Лишь мелкозернистый гранат II кристаллизуется позже
сфалерита, образуя каемки вокруг его выделений.
Несмотря на сильную изменчивость окраски сфалерита (от буро­
черной до медово-желтой и зеленоватой), другие его физические
свойства практически не меняются (удельный вес от 4,02 до 4,10,
а0 от 5,407 до 5,411 кХ). Большая величина элементарной ячейки
свидетельствует о невысокой железистости сфалерита. Содержание
железа в минерале по данным полуколичественного спектрального
анализа не превышает 1—2%. Характерно повышенное содержание
кадмия (0,5—1,5%) и марганца ( ~ 1%). Таким образом, по составу
сфалерит из сподуменовых пегматитов близок к клейофанам, что,
вероятно, свидетельствует о сравнительно невысокой температуре
его кристаллизации.
В ассоциации со сфалеритом встречаются и другие сульфиды,
перечисленные в порядке распространенности: пирит, пирротин,
халькопирит, борнит, висмутин, галенит, халькозин и ковеллин.
Молибденит MoS2 и арсенопирит FeAsS. В отличие от других
сульфидов, пространственно и генетически не связаны с сахаро­
видным альбитом. Молибденит ассоциирует в полевошпатовых пегма­
титах с гнездами блокового кварца, а в сподуменовых пегматитах —
со сподуменом.
Арсенопирит характерен для мусковит-полевошпатовых пегмати­
тов, где присутствует в их приконтактовой зоне.
Ильменит — FeT i03. Является обычным акцессорным минера­
лом в пегматитах полевошпатового типа, где ассоциирует с магне­
титом, спессартином и ильменорутилом. По сравнению с ильменитом
из сподуменовых пегматитов, который встречается очень редко
в приконтактовой аплитовой оторочке, характеризуется повышенным
содержанием скандия (0,05—0,1% Sc20 3).
Магнетит — (Fe, Mg)Fe20 4. В отдельных жилах полевошпато­
вого типа является характерным акцессорным минералом.
Высокое содержание магния в минерале (— 10% по данным
спектрального анализа) свидетельствует о значительном содержании
в нем магнезиоферритовой составляющей. Удельный вес трех образ­
цов магнетита оказался равным 4,83 + 0,03, что соответствует со­
держанию более 50% магнезиоферритового компонента и тем самым
подтверждает данные спектрального анализа.
Железный ильменорутил — (Ti, Fe3+, Fe2+, Nb, Ta)02. Характе­
рен только для пегматитов полевошпатового типа, где он приурочен
к гнездам кварцево-микроклинового пегматита блоковой струк­
туры. Характерны цепочечное расположение зерен ильменорутила
изометрической формы и пересечение этими цепочками одновре­
менно микроклина, плагиоклаза и кварца. Ильменорутил корроди­
руется сахаровидным альбитом. В редких случаях на его поверхность
нарастают зерна пирохлора, граната и циркона. Цвет и черта мине­
рала черные. Твердость 5,5—6. Характерен зернистый излом, спай­
ность отсутствует. Непрозрачен даже в тонких осколках. Удельный
вес, определенный микрообъемным методом из навески в 100 мг,
равен 4,88 ±0,02. Минерал слабоэлектромагнитен. В полированных
шлифах сильно анизотропен.
Рентгеновский анализ, произведенный методом порошка, показал
полное сходство исследованного минерала со стрюверитом и ильмено­
рутилом. По порошкограмме вычислены параметры элементарной
ячейки минерала: а 0 = 4,636±0,001 кХ , с0 = 2,989±0,03 кХ ,
с0/а 0 = 0,6447.
154
Таблица
58
Х имический состав ж елезного ильменорутила и его сравнение
с другими разновидностями рутила
Железный рутил
Железный ильменорутил
Число
атомов
кисло­
рода
без S i0 2
Число
атомов
кисло­
рода
без Si
0,63
48,31
2,32
23,06
10,49
1,29
10,98
2,45
0,29
0,24
0,33
1,1589
0,0294
0,4156
0,1140
0,0364
0,1977
0,0325
0,0039
0,0058
0,0057
0,5749
0,0147
0,1662
0,0458
0,0243
0,1318
0,0325
0,0039
0,0058
0,0057
С у м м а 100,39
2,0000
1,0056
Окислы
SiOJ
тю2
Sn02
Nb20 5
Ta20 5
А120 3
Fe20 3
FeO
MnO
MgO
CaO
Вес.
%
(Бернау,
Б ава­
рия),
Д эна
[1951]
(Коло­
радо),
Дэна
[1951]
Стрюверпт,
Ильмено(Мопгольр у тп л ,
скпй
(Ильмен­
А лтай),
ские горы), Залаш кова,
Дэна
Спдоренко
[1951[
[1959]
Вес. %
89,49
—
—
—
—
11,03
—
—
—
53,04
91,96
1,40
—
—
—
6,68
—
—
—
21,73
14,70
—
—
10,56
—
—
100,04
100,03
—
0,41
47,00
—
9,30
33,12
0,60
—
9,70
0,09
0,08
0,05
100,30
* Наличие S i0 2 обусловлено механической примесью кварца и исключено
при пересчете анализа.
Химический анализ минерала хорошо укладывается в формулу
рутила (табл. 58) при допущении, что значительная часть Ti4+ может
изоморфно замещаться Fe3+ и А13+ с параллельным вхождением
в решетку Та6+ и Nb6+.
Изученный минерал является, по-видимому, особой разновид­
ностью ильменорутила, в которой трехвалентное железо резко пре­
обладает над двухвалентным, и может быть назван железным
ильменорутилом [Гордиенко, Кульчицкая, 1962]. Учитывая возмож­
ные изоморфные замещения титана
*
Sc20 3.
3Ti4+ ч
(Fe, Мп, Mg)2+ + 2(Nb, Т а р ;
2TW+ ч
(Fe, Al, Sc)3+ + (Nb, Т а р * ,
Количественным спектральным методом в минерале установлено 0,15%
155
может быть предложена следующая структурная формула для мине­
ралов группы рутила:
(Til
где
2т 3nRnt+2/jRm'Rn+) С*2>
R5+ — Nb, Та;
R3+ — Fe3+, Al, Sc;
R3+ — Fe2+, Mg, Mn.
Касситерит — S n 02. Встречается в виде единичных зерен среди
тяжелой фракции протолочек сподуменовых пегматитов. Непосред­
ственно в штуфах не обнаружен.
Цвет минерала темно-бурый, до черного, излом неровный. Очень
сходен с колумбитом—танталитом, от которого отличается реакцией
оловянного «зеркала».
Уранинит— UOo. Является очень редким акцессорным минералом
в сподуменовых пегматитах. Обнаружен на границе крупных кри­
сталлов сподумена с черно-зеленым апатитом в виде изометрических
зерен от 0,2 до 2 мм. Удельный вес минерала, определенный микрообъемным методом, равен 7,06±0,06. Метамиктность минерала уста­
новлена рентгенографически. После прокаливания до температуры
950° С кристаллическая структура минерала восстанавливатся пол­
ностью. Параметр ячейки, вычисленный по порошкограмме про­
каленного уранинита, оказался равным 5,472±0,005 кХ.
Зерна уранинита нередко покрыты с поверхности корочками
оранжево-желтого гуммита. В трещинках, окружающих уранинит,
изредка присутствуют налеты отунита.
Пирохлор—микролит— (Na, Са)2 (Nb, Та)20 6 (ОН, F). Минералы
этого ряда являются весьма редкими акцессориями. Встречаются
в пегматитах как полевошпатового, так и сподуменового типа, при
этом для первых характерен пирохлор, для вторых — микролит.
Пирохлор встречается в виде единичных округлых зерен размером
от 0,2 до 1 мм, снаружи покрытых бурой или желтоватой
корочкой. На свежем изломе минерал зеленовато-бурый с характер­
ным смолистым блеском. Он располагается вместе с зернами кварца
в интерстициях между крупными кристаллами таблитчатого плагио­
клаза и блоками микроклина в неравномерно-зернистом кварцполевошпатовом агрегате пегматоидной структуры. Иногда нарастает
на грани ильменорутила.
В сподуменовых пегматитах обнаружены две разновидности
микролита — желтовато-серый, весьма похожий на литиофилит,
и темно-бурый, очень сходный с гранатом.
Желтовато-серый микролит образует зерна неправильной
формы размером около 0,5 мм, нарастающие на танталит.
Коричнево-бурый микролит образует зерна октаэдрического об­
лика размером около 0,3—0,5 мм во вторичном аплите кварцевомикроклинового состава, где он находится в интерстициях между
изометрическими зернами кварца и микроклина и, вероятно, яв­
ляется одним из наиболее поздних минералов.
156
Результаты качественных спектральных анализов пирохлора
и микролита приводятся в табл. 59, из которой видно, что пирохлор
отличается от микролита повышенным содержанием титана и ни­
обия, а также редких земель и скандия. Здесь же приводятся данные
по удельному весу и параметрам элементарной ячейки пирохлора
и микролита.
Рентгенографическое изучение минералов этой группы показало,
что пирохлор является метамиктным и при нагревании до 900° С
восстанавливает свою структуру. Оба образца микролита, несмотря
на высокое содержание урана и тория (на основании чего их можно
относить к джалмаиту или элсвортиту), дали прекрасные порошкограммы без предварительной термической обработки, т. е. являются
кристаллическими.
Циркон — ZrSi04. Является весьма редким минералом сподумеповых пегматитов. Пространственно циркон связан с колум биттанталитом I и II, но образуется, несомненно, позже этих минералов,
что доказывается его нарастанием на поверхность граней колумбит—
танталита. Мельчайшие кристаллики циркона отмечаются в отдель­
ных случаях и во вторичных альбитовых и сподуменовых апатитах,
часто без видимой связи с колумбитом—танталитом III.
Циркон образует мелкие кристаллы псевдооктаэдрического
облика размером от 0,2 до 1 мм.
Удельный вес различных образцов, определенный микрообъемным методом из навесок 5—30 мг, колеблется от 4,03 до 4,12. После
прокаливания до температуры 950° С кристаллическая структура
восстанавливается полностью. Параметры элементарной ячейки,
найденные по порошкограмме прокаленного образца, оказались
равными для а 0 = 9,325±0,003 кХ , с0 = 5,995±0,002 кХ.
Спектрально в цирконе обнаружено около 6 % НЮ2.
Бертрандит — Ве4 [Si20 7](0H )2. Минерал очень редкий. Обнару­
жен среди глинистой массы в пустотке кристалла берилла в виде
тонких пластинок до 0,2 мм в поперечнике. По-видимому, образуется
при гипергенных процессах.
Минерал белого цвета, участками водяно-прозрачный. Имеет
весьма совершенную спайность в одном направлении по (001) и со­
вершенную в двух других взаимно перпендикулярных направлениях
(010) и (100). Оптически отрицательный, двухосный. Погасание пря­
мое. N g = 1,615, Nm = 1,604, N p = 1,590, N g — N p = 0,025. Спект­
ральным анализом установлено, что основу минерала составляют
бериллий и кремний, отмечаются слабые линии кальция и алюминия.
Шабазит — (Са, Na2) {Al2S i40 12} • 6Н20 . Томсонит — NaCa, {А12
(AI, Si)Si2O10}2-5Н20 . Десмин —Са {A l2S i70 18} • 7Н20 . Десмин явля­
ется наиболее распространенным минералом из группы цеолитов
в сподуменовых пегматитах. Он образует друзы и щетки кристаллов
на стенках каверн, возникших в результате выщелачивания сподумена.
Время образования десмина в кавернах определяется четко.
С одной стороны, он нарастает на грани кристаллов микроклина,
кварца и копьевидного альбита, а с другой — на поверхность дес157
Желтовато-серый микро­
лит пз сподуменового
пегматита
2,03± 0.01
Be, Sr,
Pb
Та, Nb, Ti,
Ca, Na
1607-2-1
10,406+0,006
Mg, Pb
Sr, Ва
Be, Th,
Mn, Ti, Nb,
Fe, Si, Al
Та, Ca, Na
1607-6
6,10+0,02
Темно-бурый
микролит
из сподуменового пег­
матита
Be, Sr
Nb, T i,
Sc, Ce, Sn, Mn, Mg,
Ca, V, Th, Fe, Si, Al,
Pb
Y, Yb
Та
Я
£
- м
^ N
Н
1559-0
10,400+0,010
Следы
аГ
ь д
-со
fcX)
Очень
сильные
и сильные
Средние
линий
Интенсивность
Номер
образца
158
Слабые
СО
сГ
+i
ю
элементов
И
•i;
О
сС
5,10±0,05
Зеленовато-бурый пиро­
хлор из полевошпато­
вого пегматита
1
10,378+0,005
Х арактеристика
образца
1
Уд. вес
свойства
и пх физические
пирохлор-микролптов
анализа
спектрального
Результаты
fe;
>
мина нарастают ромбоэдры кальцита, шабазит, томсонит и бавенит.
Время и механизм образования самих каверн рассмотрены выше
и свидетельствуют о том, что их возникновение связано с гипергенными процессами.
Бавенит — (Ca, Na, Ве)4(Ве, A l)4 {(Al, S i)9 (О, ОН)2} ( 0 Н ) Н 20 .
Обнаружен только в сподуменовых пегматитах. Здесь он встречается
в двух различных ассоциациях. Среди сахаровидного альбита бавенит образует радиально лучистые скопления от 0,2 до 1 см в диа­
метре или тончайшие (около 0,01—0,1 мм) прожилки (заполнение
волосных трещин). Реже бавенит встречается в пустотах выщелачи­
вания сподумена. Бавенит здесь кристаллизуется одним из послед­
них, нарастая на кристаллы кварца, микроклина, альбита и десмина.
Позже образуются только шабазит и кальцит, нарастающие на сфа­
лериты бавенита.
Отдельных кристаллов бавенита не найдено. Обычно это сростки
пластинчатых индивидов. Цвет минерала снежно-белый или кремо­
вый, блеск стеклянный, на плоскостях спайности шелковистый,
спайность весьма совершенная по (010) и совершенная по (100) и (001).
Твердость ~ 3. Удельный вес 2,69±0,01 (определен иммерсионным
методом в смеси бромоформа и ксилола).
Оптически минерал двухосный, положительный. Погасание пря­
мое, удлинение отрицательное. Плоскость оптических осей совпадает
с (010), 2V = 6 2 -6 5 °.
Показатели преломления для натрового света (X = 590 мм) двух
образцов бавенита приведены ниже:
Ng
Nm
Np
Ng — N p
Обр. 1345-А
Обр. 1345-в
1,586±0,001
—
1,579+0,002
0,007
1,590
1,585
1,583
0.007
Термическая характеристика бавенита (рис. 50) заметно отли­
чается от стандартной [Беус, 1960]. Помимо обычного эндотерми­
ческого эффекта при 850° С, сопровождающегося потерей 2% веса
и отвечающего выделению воды гидроксильных групп, наш образец
имеет слабый эндотермический эффект при температуре около 460—
560° С, который сопровождается значительной потерей веса — 2%.
Эта потеря веса при стоянии на открытом воздухе вновь воспол­
няется до нормы в течение 30—40 мин при условии, что минерал
нагревался не выше 800° С. По-видимому, в данном случае имеет
место удаление воды цеолитного типа. После удаления всей воды
( ~ 4%) вес минерала на воздухе практически не увеличивается.
Рентгеновское изучение минерала методом порошка показало,
что его дифракционная картина отвечает типичному бавениту [Тарновский, Васильев, 1964].
На основании индицировки Г. Н. Тарновского и Е. К. Васильева
по порошкограмме определены параметры элементарной ячейки
159
минерала (кХ): а0 = 19,396±0,08; Ъ0 = 22,72±0,01; с0 = 5,054±
±0,005; v 0 = 2226,7 k X s.
Их сравнение с рентгеновскими константами бавенита из других
месторождений показывает, что при очень близком совпадении
значений а 0 и с0 и изученного минерала заметно уменьшаются пара­
метр b0 (ДЬо = 0,5 кХ) и объем элементарной ячейки (Ду0 =
= 12,6 к Х 3).
Химический состав бавенита, встреченного в пегматитах региона,
необычен и заслуживает особого обсуждения. Его сравнение
О Ч В #^иВ
05 Ч Ноо 2
05 >н н м S! « :Я
s и нs а н
—
S —o И
СМ ОО t " СМ СО
СО
^
stf
S » § И м>е<§
05 00 О ^ СМ<=>. -rt чР Ч I о_
00СОО !>■”(M
СОo' o' o ’____
см I о” S
05 © 5о *_§н %
а §Я
-£■ KG ч « К &
С
О
О
СО05
« о _ „ Й v<
Н
-со 1> ссом”
<
■
>
.
-52. б В
«свк
соО | •Н
sf 05
OHIOOCO
'н й
нн
а
тно
01_0 -Н'^ I со
^ О
05
ю г-” I ссо
мо”о'о”см” I о
М05 „ ,
о
0
0
см
Е»“ .
ююооою
о
ю
СМСМчН0_чн
Ю
с
о
"
ч
Н
1
>
ч
Р
о
д
ю
см
I -и
тн
О
■
’
г
н
О
н
тНСОТ-JСО_С
О
1ю
>Г05о со"Ч
а .0■5
СР
М
&
. . ои 1
О
о
Ю
СО
СМ
^05
00^0чН0СОЩ
СО
ссое оtr иа
О и
1> 05” о ” со” Чр
ю
см
ьн
Й
_ *е
Сй
СН bЯj
a HH K,g
о
С
О
L
оо о
0
5
I
W сб
СО05
см”
05
^ с о иЭ S
0ю5”t>"
05
56
__ а ^
•
0505 СМСМ
со д чгн
см”
со см
рца
LOчгч с о юСМ
— и g 1 и „-н а5
оо
очросо со
Ч]<со
!>
оS - " f tо t озi чl lга
со”
см”ю
см
— S 1£ I
'н --ы ’5 И
t>
- CM05чн05 . СО
Г"- | СМ
Ю.
1> М С 0«О ^
Ю
05
О
t>
С
О
I
О
I
С
ОI
ю
см
О
С
О
СС
еГ
к
«
КО
сС
Н
Потеря Веса
т
2 0 0
зоо ш \so o \m 700 воо\т \ \iooo то iiooac
Ш
5S0
8W 920 970
Р и с. 50. Т ермическая характеристи ка бавен ита.
Обр. 1345-а. У становка У Т-2 (В СЕ Г Е И ). Н авеска 50 мг.
(табл. 60) с анализами бавенита из других месторождений мира
показывает необычное высокое содержание ВеО — 10,3%, аномально
низкое содержание СаО — 15,74% (содержание СаО в других изве­
стных анализах от 23,3 до 25,8%) и сравнительно высокое содержа­
ние N a20 — 1,46%. Единственным компонентом, по которому он
сходен с бавенитами других местороледений, является кремний.
Столь необычный химический состав нельзя объяснить механи­
ческой примесью других минералов с высоким содержанием бериллия
и низким содержанием кальция (бертрандит, бромеллит и т. п.),
так как двойная проверка чистоты анализированного материала
иммерсионным и рентгеновским методом показывает отсутствие
каких-либо примесей. Для контроля содержание бериллия опре­
делялось дважды трилоно-фосфатным методом, оба результата отли­
чаются друг от друга на 0,05% ВеО, что свидетельствует о досто­
верности определений этого компонента. Повторное определение СаО
ввиду недостатка материала не было произведено, но, учитывая
отсутствие мешающих определению кальция компонентов и в целом
высокую точность весового определения кальция, нет никаких
оснований сомневаться в полученном результате.
160
Химические анализы бавенита
1/5 , м
<Х
>
га 64 .
о g geo
г-» 2‘ оОЗ
О
О
5 §
«на
Я
ом
ЮчРО
О чРюОсо^
1>^ю j о^чр
о_
05-н”о”со”см” 1о”о”ю
05
и
ft*
g2
со”
ч4f
*<
о
со
С
О II О
LOC
0О
005
СОЮ
ОC
NMС
Ю
ч^OC
05'l
СОчн”о' со”см” о”о”4J?
О
vf СОСМчн , O^s?
ю 00со
СОЮ
еахээышом 05
чноОтнсО
чРСМI о^о^ю
энниоху о”о”о”о”о” о”о”о”
ОЬСОСМ
оО 4F
смсо
nсм ,I ,
СОО
С- О
Оч
-нР-н
0СМ
0 Ю
тгяхээы ш он
О
эгшйшгХнакодо 05
о”о о”о”о” о”о”о”
С
СО
Осо
СО^со
ч}^О
СОч^
t>- рч.оCMсо
4f0см
5^4со
J^
о”ю”CJо”-чн 4f о”
% -ооа оLоQ”!>•”о”ПП
он 3н
3Я
К° 2к
11 З а к а з 1329
а
05
о^
05
СО
см
о
СО
о
о
Ясо
- ^ Й „ =W
ем и g и х .
' йи ’с‘ ч«гаS- a оо
а м
s s«g3t яj S2
2я чи . и ч -g
й
S
2Я
я й о^со сив=
.Я
Я
ЯяО
О 05 аН
& д.О ^ двХ
г°
. Д рг1>> аз м
rq f t i o г'п
-и^ 2 м ||&
СО
см
см
см
со
сом
со
о
о
.
л
м со О
и Ф
га
wг.ft «О
kj
|ft
>>
о
н
Й
оЗ
>8<
о
д
иft 1 я. .°g иa gg sw
Рн
I « СВ .
н<| «рц .
| и И
■
,
в
сб
н
5И
с
Сб"
(-5 . /
*
* w В и*й*й
® g I HftKg
Я ш^ Ч й1 «
о нРЗд(М
й О. Н
со cd
аз
05 и - О д •
РЭ1=3ейИ
оЗ
161
Все физические свойства минерала, несомненно, указывают на
его принадлежность к бавениту, а его аномальный химический
состав, по-видимому, свидетельствует о весьма сложном характере
изоморфизма между кальцием, бериллием и алюминием в этом
минерале.
Значительные колебания содержания бериллия и алюминия
в бавените установлены давно. В то же время все известные анализы
близки между собой по содержанию кальция и кремния. Этот факт
позволил А. А. Беусу [1960] предположить гетеровалентный изо­
морфизм между бериллием и алюминием с компенсацией зарядов
между О-2 и (ОН)- по схеме
Ве2++ (О Н )” —
А13+ + 0 2 -
и предложить для бавенита формулу
С а4(Ве, A l)4 S ie0 26-,i(0 H )2+„.
В качестве основы для пересчета анализов бавенита А. А. Беус
предлагает брать 4 атома кальция. Наш анализ по кальцию рас­
считан быть не может, но совпадение с другими анализами по со­
держанию Si дает возможность рассчитать его на 9 атомов кремния.
Такой пересчет приводит к следующему результату:
(С а 2 ,в з^ а 0,44 )3 ,о7(Вез,78АЦ,47) 5 ,25Si9,oo026,83(OH)B,оо-
Расчет анализа минерала по параметрам элементарной ячейки
и удельному весу [Булах, 1964; Борнеман-Старынкевич, 1964]
приводит к следующей эмпирической формуле:
(С а2,5з№ао,45)з огВез,72А11,з9Рео,о5®18,8з024,8з(ОЫ)з,оо • 0,96Н 20 .
Обе формулы весьма близки между собой и удовлетворительно
укладываются в формулу бавенита Са4(Ве, Al)4Si9(0, ОН)28, если
предположить, что один из четырех атомов кальция замещен берил­
лием, а небольшая часть кремния — алюминием:
(Ca2,53Nao,43Beo,92)4^(Be2,73Ali,22Feo,o5)4,o X
ятно, в бавените цеолитная вода выполняет роль распорки при
замене крупного Са на маленький Be, как это имеет место в бериллах
при вхождении натрия в полости значительно большего объема,
чем это необходимо для плотнейшей упаковки [Баканин, Белов,
1962]. В связи с этим предположение об изоморфизме между каль­
цием и бериллием выглядит уже не столь невероятно. В его пользу
свидетельствуют также и заметное уменьшение одного из параметров
элементарной ячейки и ее объем по сравнению с обычным бавенитом
(АЬ0 = - 2 % , A v 0 = -0 ,6 % ).
Согласно данным рентгеноструктурного анализа [Поваренных,
1966] бавенит имеет каркасную, но очень своеобразную структуру.
Его каркас составлен из тетраэдров трех типов — Si, А1 и Be, среди
которых имеются Si- и Ве-тетраэдры с одним необобществленным
кислородом. Последнее обстоятельство, равно как четкое обособле­
ние Si-тетраэдров в пироксеноидные цепочки (Si2О0) , и наличие
девяти атомов кремния в элементарном блоке дают, однако, не меньше
оснований для отнесения бавенита к щелочным метасиликатам.
С таким представлением хорошо согласуются его низкая твердость,
весьма совершенная спайность в одном направлении и совершенная
спайность в двух других взаимно перпендикулярных направлениях
и принадлежность к ромбической с и н г о н и и .
Изложенные выше данные показывают, что, несмотря на упорные
попытки расшифровать кристаллохимическую природу минерала,
«проблема бавенита» (Fleischer, Switzer, 1955) все еще остается
окончательно не решенной. Учитывая состав и свойства описанного
выше бавенита, можно предложить следующие схемы изоморфных
замещений, имеющие место в минерале:
Са2+ ч---- N a+;
X
162
Si*+ ч---- А1з+
при компенсации зарядов за счет замещения 0 2~-*-(0Н), а также схему
Са2+ ч - Ве2+ + Н 20 .
Общую формулу бавенита тогда можно представить в следующем
виде:
(Ca4_„NamBap)4(Be4_j;Al^)4 X
X (A ]o,17S i8,83)9,o(024,G70H2;5s)27 ,o (O H )l д • 0 ,8 Н 20 .
Предположение о замещении кальция бериллием на первый
взгляд представляется маловероятным ввиду большой разницы
ионных радиусов Са2+ и Ве2+ (соответственно 1,04 А и 0,34 А). Но
достаточно вспомнить пример берилла, в котором бериллий заме­
щается таким гигантом, как цезий (гг- = 1,64 А). Цеолитоподобная
структура берилла в этом случае не препятствует компенсационному
изоморфизму с заменой позиций катионов. Присутствие в бавените
воды цеолитного типа свидетельствует о том, что минерал в какой-то
мере родствен цеолитам. Важно отметить, что количество цеолитной
воды в нашем бавените, отсутствующей в других его образцах [Беус,
1961], практически эквивалентно количеству избыточного бериллия,
замещающего кальций (соответственно 0,8 Н 20 и 0,92 Ве2+). Веро­
А1з+ ч---- Ве2+;
[ ( S i 9_ i A l i
)90 2 8 _ ( m + * + i ) ( O H ) m + * + i ] p H 2 0 .
СТАДИИ М ИНЕРАЛООБРАЗОВАНИЯ В ПЕГМАТИТАХ
Приведенные выше данные о возрастных взаимоотношениях
отдельных минералов показывают, что формирование пегматитов
представляет собой сложный многостадийный процесс. На каждой
из этих стадий формируются определенные минеральные ассоциации,
обладающие характерными структурными и текстурными особен­
ностями — структурные разновидности пегматитов. Их возрастные
взаимоотношения и дают, в конечном итоге, представление о после­
довательности главных стадий пегматитового процесса.
1.
К наиболее ранней из них следует отнести кристаллизацию
плагиоклазовых приконтактовых аплитов и равномернозернистого
И*
163
кварцево-полевошпатового пегматита гранитной структуры. Ве­
дущими минералами этих структурных разновидностей являются
кварц и мелкотаблитчатый плагиоклаз, кристаллизующийся одно­
временно. Меньшую роль здесь играет микроклин, который обра­
зуется несколько позже кварца и плагиоклаза. Продукты этой стадии
кристаллизации пользуются наибольшим распространением в пегма­
титах кварцево-полевошпатового типа. В пегматитах двух других
типов они сохраняются только в виде реликтов среди более поздних
минеральных ассоциаций.
2. Со следующей стадией пегматитового процесса связано обра­
зование неравномерно-грубозернистого кварцево-полевошпатового
агрегата пегматоидной, графической и блоковой структур. Наличие
реликтов среднезернистого пегматита гранитной структуры среди
гнездовых выделений этих агрегатов, несомненно, свидетельствует
о более позднем их образовании. На этой стадии пегматитового
процесса ведущую роль приобретают зернистый кварц II и графи­
ческий и блоковый микроклин II, преобладающий в количественном
отношении над крупнотаблитчатым плагиоклазом. Наблюдения по­
казывают, что все три минерала кристаллизуются почти одновре­
менно. Последним заканчивает кристаллизацию кварц. С формирова­
нием неравномерно-крупнозернистого кварцево-полевошпатового
пегматита связано образование первых минералов-носителей редких
элементов: раннего берилла, ильменорутила и пирохлора, а также
биотита, турмалина, ранней генерации мусковита и граната. Наи­
более мощное развитие эта стадия минералообразования приобретает
в пегматитах мусковит-полевошпатового типа. Ею же, по существу,
заканчивается формирование полевошпатовых пегматитов.
3. В качестве следующей самостоятельной стадии пегматитового
процесса следует рассматривать формирование агрегатов мелко­
пластинчатого альбита, рассекающих и замещающих блоковый
кварцево-полевошпатовый пегматит. С этой стадией минералообра­
зования связано выделение турмалина, граната, апатита, а также
берилла и колумбита—танталита. Стадия кристаллизации мелко­
пластинчатого альбита в пегматитах изученного района не получает
большого развития, однако, возможно, что ее проявления маски­
руются более поздними процессами пегматитообразования.
4. С более поздней стадией пегматитового процесса связано обра­
зование сподумена в пегматитах сподуменового типа и мусковита
в мусковит-полевошпатовых пегматитах. Эта стадия является наи­
более важной, поскольку именно с ней связана кристаллизация
основной части минералов-носителей редких элементов — споду­
мена, берилла, колумбита—танталита и др.
Наблюдения показывают, что среднезернистый кварцевосподумен-альбитовый агрегат, составляющий основную массу
сподуменовых пегматитов, развивается, несомненно, позже блоко­
вого кварцево-полевошпатового пегматита и позже агрегата мелко­
пластинчатого альбита, замещая обе названные структурные разно­
видности пегматита. Наиболее интенсивному замещению со стороны
164
сподумена подвергается блоковый микроклин, а кварц и альбит
ранних генераций испытывают частичную перекристаллизацию.
По-видимому, этим объясняются противоречивые взаимоотношения
кварца и альбита со сподуменом. В кварцево-сподумен-альбитовом
среднезернистом пегматите часть кварца по сравнению со сподуменом
является более ранней, реликтовой, а другая — явно более поздней.
Аналогично этому крупнотаблитчатый альбит является более ран­
ним, чем сподумен и присутствует в нем в виде реликтов, тогда как
пластинчатый альбит, несомненно, более поздний и частично за­
мещает сподумен, корродируя поверхность его кристаллов. В целом
же кварц, сподумен и пластинчатый альбит образуют характерную
разновидность пегматита с присущими ей структурными и текстур­
ными особенностями, что свидетельствует об относительной близости
времени кристаллизации всех трех минералов. Здесь, кроме того,
постоянно присутствуют мусковит, а также в качестве второстепен­
ных минералов апатит, гранат, колумбит—танталит и берилл.
Все эти минералы относительно равномерно распределены в средне­
зернистом кварцево-сподумен-альбитовом пегматите и не образуют
гнездовых скоплений.
В пегматитах кварцево-мусковит-полевошпатового типа на этой
стадии пегматитового процесса кристаллизуются мусковит, пла­
стинчатый альбит и ассоциирующие с ними турмалин, гранат, апа­
тит, берилл и колумбит—танталит. О синхронности кристаллизации
сподумена и мусковита свидетельствуют нередко наблюдающиеся
взаимопереходы по простиранию жилообразных выделений квар­
цево-сподумен-альбитового пегматита,
рассекающих блоковый
кварцево-полевошпатовый пегматит в среднезернистый кварцевомусковитовый агрегат.
5.
Образование крупно- и гигантозернистого кварцево-сподуменполевошпатового пегматита блоковой структуры знаменует собой
новую стадию пегматитового процесса, которая развивается исклю­
чительно в жилах сподуменового типа. Ее главной отличительной
особенностью являются иные взаимоотношения между сподуменом
и микроклином, иной характер распределения и изменения хими­
ческого состава главных и второстепенных минералов блокового
кварцево-сподумен-полевошпатового
пегматита
по
сравнению
со среднезернистым кварцев о-сиодумен-альбитовым пегматитом.
Если ранее сподумен повсеместно замещал блоковый микроклин,
в результате чего последний сохранялся в пегматите лишь в виде
реликтов неправильной формы, то теперь оба эти минерала кристал­
лизуются одновременно, в связи с чем микроклин приобретает харак­
терную изометрическую форму.
Для блокового кварцево-сподумен-полевошпатового пегматита
характерны крайне пестрый состав и стремление к образованию
мономинеральных грубозернистых агрегатов. Так возникают гнезда
сподумена, клевеландита, крупнопластинчатого мусковита. Особенно
ярко гнездовое распределенпе проявляется у второстепенных мине­
ралов — апатита, граната, берилла, колумбита—танталита. Все это,
165
наряду с изменением химического состава минералов, свидетель­
ствует о качественно новых условиях кристаллизации блокового
кварцево-сподумен-полевошпатового пегматита и позволяет рас­
сматривать слагающие его минералы в качестве новой самостоятель­
ной генерации.
6. К следующей стадии пегматитового процесса относится фор­
мирование мелкозернистого аплитового агрегата, сложенного пре­
имущественно сахаровидным альбитом (вторичные аплиты), рассека­
ющего все вышеназванные структурные разновидности пегматита.
Образование вторичных аплитов начинается с замещения крупных
кристаллов минерала мелкими идиоморфными зернами того же
минерального вида, вплоть до образования полных псевдоморфоз.
Новообразования обыкновенно сопряжены с участками механиче­
ских деформаций в крупных кристаллах — микротрещинами, зонами
изгиба, скольжения, двойниковыми швами.
При интенсивном замещении минерала сахаровпдным альбитом,
сопровождающем рекристаллизацию, в конечном итоге равновесие
нарушается и новообразования рассеиваются среди агрегата сахаро­
видного альбита, вытягиваются в цепочки и лены и рассекают круп­
ные выделения других минералов; возникают аплиты различного
состава — сподуменовые, микроклиновые и т. п., в зависимости
от состава исходного пегматита.
В дальнейшем отдельные участки вторичных аплитов подвер­
гаются локальной собирательной перекристаллизации. Так, в ча­
стности, возникает самый поздний крупнопластинчатый мусковит.
Стадия образования вторичных аплитов имеет место в пегматитах
всех трех выделенных типов, но наиболее широко она проявилась
в сподуменовых пегматитах и отдельных жилах мусковит-полевошпатового типа, участками нацело превращенных в микроклиновые
вторичные аплиты. Этой стацией, по существу, и заканчивается
единый пегматитовый процесс.
7. К самой поздней стадии минералообразования в пегматитах
относятся формирование в зонах дробления и милонитизации пустот
выщелачивания на месте сподумена, его замещение глинистыми
минералами и отложение на стенках каверн позднего копьевидного
альбита, бавенита, цеолита и кальцита. Параллельно с выщелачи­
ванием сподумена идут окисление литиофилита и образование по нему
вторичных фосфатов, разложение пирита в лимонит и образование
пленок гидроокислов железа и марганца в волосных трещинках
пегматита.
Более детальная геохимическая характеристика стадий мине­
ралообразования в изученных пегматитах дается в заключительной
главе о их генезисе.
Г
Л
А
В
А
3
ГЕОХИМИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ
ПЕГМАТИТОВ
Различными методами анализа в пегматитах изученного района
установлено более 50 химических элементов. По распространенности
они могут быть разделены на четыре группы.
Петрогенные элементы: О, Na, Al, Si, К.
Второстепенные элементы: Li, Mg, Са, Fe, Мп, Rb.
Редкие элементы: Be, В, F, Р, Sc, Ti, Ga, Y, Nb, Cs, Sr, Ba, Та,
Tl, Sn.
Очень редкие элементы: S, Cl, V, Cr, Co, Ni, Cu, Zn, Ce, As, Zr,
Mo, Ag, Cd, Sb, Hf, Re, Pb, Bi, Th, U.
К категории петрогенных относятся элементы, входящие в глав­
ные минералы пегматитов в качестве их существенной составной
части, определяющей минеральный вид. Содержание этих элементов
в пегматитах превышает 1 %.
Группу второстепенных составляют элементы, содержание кото­
рых в пегматитах колеблется от 0,1 до 1%. Они являются либо суще­
ственной изоморфной примесыо в породообразующих минералах
пегматитов, либо определяют видовую принадлежность наиболее
распространенных второстепенных минералов.
В группу редких входят элементы, присутствующие в породо­
образующих минералах в виде несущественной изоморфной примеси
или являющиеся составной частью малораспространенных второ­
степенных минералов. Содержание этих элементов в пегматитах
колеблется от 0,001 до 0,1%.
К категории очень редких относятся элементы, содержание кото­
рых в пегматитах ниже 0,001—0,0001%. Эти элементы либо нахо­
дятся в эндокриптном состоянии, либо образуют собственные мине­
ралы, относящиеся к группе очень редких.
Распределение элементов по этим четырем группам показано
в геохимической таблице (рис. 51).
В табл. 61 приведены средние содержания некоторых элементов,
вычисленные для трех типов пегматитов района и турмалин-мусковитовых гранитов, которые являются материнскими для изученных
пегматитов. Эти содержания сопоставлены с кларкамп тех же эле­
ментов для гранитов «среднего состава» по А. П. Виноградову
[1962].
Полученные данные представлены в виде «кларков концентрации»
(по В. И. Вернадскому и А. Е. Ферсману), которые показывают,
1
Н
гс л
2
6
Не 1 L i 14®
С
S®
г - “ I 13
10
Ne
18
А г
7
8
О
N
16
9©
17
C l
11
N a !Мд| Al
19
Г20 1
i4
Si
22
23
s
24
К !Caj
36
39_
13
*7 1
Кг !.RbJ © ®
©
V
Cr
1l2G 1 27
jMnJ 1LF_e_ l1 C o
42
43
57^71
54
Хе Ь
88
Fr
Rn
40
Zr
74
72
90
89
Ra Ac
Th
125
(© Mo Tc
Hf ’&> W
®
87
86
®
44
45
Ru
Rh
75
76
Re
O s ir
77
28
Ni
29
30
C u
Zn
1® Ge A s
46
47
48
49
Ag
Cd
Pd
32
78
79
Pi
Au Hg
3
Zr
In
80
35
34
33
Se
51
52
Sb
Те
B r
53
J
82
83
84
85
Pb
Bi
Po
At
92
91
Pa
u
'к
1
' L i " 1' 2
©
i_ _ j
4
Рис. 51. Распространенность химических элементов в пегм атитах изученного района.
1 — петрогенные; 2 — второстепенные; з — редкие; 4 — очень редки е, случайные.
Т а б л и ц а 61
Сравнительная геохим ическая характеристика пегматитов трех типов
и м атеринских турмалин-мусковитовы х гранитов
К ларки концентрации
Содержание, вес. %
Элемен­
ты
i
1,4-10-2
1,8 -Ю -з
—
3,64
—
7,19
35,5
—
3,57
0,43
—
.—
3.2-Ю -з
7,5 • 10-2
3 • Ю-з
2,8 ■10-з
2 • 10"3
7,21
II —мусковитI I I — сподумеполевошпановые
товые
0,6
5 • 10“2
9 • 10“3
0.16
2,52
—
7,88
34,5
—
5,56
0,27
—
—.
—
0,19
3,3 • Ю-з
4,4 • Ю-з
3,9 • 10-з
8,08
01
О
1,6 -10 2
2 • 10-з
9,7-10-2
2,89
0.2
7,38
34,7
8,3 ■10-2
3,76
0,44
2,3 • 10-2
0,78
2 • 10-з
2.7-10-2
3 • Ю-з
2,8 -Ю -з
3 • Ю-з
6,65
I —полево­
шпатовые
О
Li
Be
В
Na
Mg
Al
Si
P
К
Ca
Mn
Fe
Ga
Rb
Nb
Cs
Та
Na + IC
Пегматиты типа
Типы пегматитов
Турмали­
новые
граниты
—.
3,08
0,16
8,7
34,2
0,11
2,10
0,12
0,1
0,5
5,6 - 10“3
0,16
4 • 10‘ 3
7,4 • 10-з
5,5 • 10“3
5,18
1
«Средние»
граниты,
А. П. Вино­
градов [1962]
Турма­
линовые
граниты
4 • 10-з
5,4 • 10-4
1,5 • 10-з
2,77
5,6 -10-2
7,7
32,2
7•10-2
3,34
1,58
6•10-2
2,7
2 • 10“3
2 • 10-2
2 • Ю-з
5•10-4
3,5 • 10-4
6,11
+4
+ 2 ,2
+65
+ 1,04
—2,8
-1 ,0 4
+1,07
+ 1 ,2
+1,13
- 3 ,6
- 2 ,6
—3,4
- 1 ,0
+ 1 ,4
+ 1 ,5
+ 5 ,6
+ 8 ,6
+1,09
I
II
III
+ 3 .5
+ 3 ,3
—
+ 1 ,3
—
- 1 ,0 7
+1,10
—
+1,07
- 3 ,7
—
—
+ 1 ,6
+ 3 ,8
+ 1 ,5
+ 5 ,6
+ 5 ,7
+ 1,18
+11,5
+16
+106
—1,1
—
+1,02
+ 1,07
—
+ 1 ,7
- 5 ,9
—
—
—
+ 9 ,5
+ 1 ,6
+ 8 ,8
+11
+1,32
+ 150
+29
—
+ 1,1
+ 3 ,5
+1Д З
+1,06
+ 1 ,6
- 1 ,6
—13
+ 1 ,7
- 5 ,4
+ 2 ,8
+ 8 ,0
+ 2 ,2
+15
+16
- 1 ,1 8
во сколько раз определенный тип пегматита обогащен или обеднен
тем или иным элементом по сравнению со «средним» гранитом
(рис. 52). Точки, расположенные выше линии 1, соответствуют
«избыточным» элементам; точки, лежащие ниже этой линии, —
«дефицитным».
К элементам, концентрация которых значительно превышает
кларки для «средних гранитов» (в 2 и более раза), относятся: Li, Be,
В, Ga, Rb, Cs, Та и, вероятно, Т1. Заметная
концентрация наблюдается для Si, Р, Мп и Nb
и отчасти для А1 и К. Все эти элементы харак­
терны для кислых гранитных магм и их произ­
водных. К резко дефицитным элементам при­
надлежат Mg, Са п Fe — фемические элементы,
\
характерные для основных пород.
I
ственна бору, марганцу, галлию и ниобию. Для «дефицитных» эле­
ментов характерны концентрация на ранних этапах пегматитообразования и последовательное уменьшение их концентрации
в продуктах более поздней кристаллизации. К этой группе при­
надлежат кальций, магний, железо, титан, скандий и редкоземельные
элементы. Ведущие петрогенные элементы — кремний, алюминий,
калий и натрий, — концентрация которых в пегматитах в целом
мало отличается от кларка «средних гранитов», накапливаются
периодически на отдельных этапах пегматитового процесса. Вари­
ациями содержаний всех этих элементов, по существу, определяется
не только специфика состава выделенных типов пегматитов и парагенетнческнх ассоциаций, но и особенности состава слагающих их
отдельных минералов.
Закономерности концентрации и распределения стронция, барияv
циркония, гафния, олова, урана, тория, серы, мышьяка, висмута,
сурьмы, молибдена, цинка, кадмия, свинца, меди, нпкеля, кобальта,
ванадия, хрома и других составляющих группу очень редких слу­
чайных элементов изучены недостаточно, что отчасти связано с труд­
ностями определения ничтожных содержаний этих элементов в поро­
дах и отдельных минералах. Полученные аналитические данные
позволяют говорить о том, что перечисленные выше элементы не
играют существенной роли в пегматитах изученного района.
Рассмотрим более подробно каждую из групп химических эле­
ментов , выделенных по их значению в процессе пегматитообразования,
П ЕТРО ГЕН Н Ы Е ЭЛЕМ ЕНТЫ
Рис. 52. К л ар ки концентрации химических элементов относительно «средних гр а н и т о в » .
1 — турм алин-м усковитовы е граниты ; 2 — полевош патовые пегм атиты (I тип); 3 —м ускови тполевош патовые пегматиты ( I I тип); 4 — сподуменовые пегматиты (I I I тип). Д ан ны е табл. 61.
Сравнение концентрации и распределения химических элементов
в пегматитах различного типа и в выделенных структурных разно­
видностях пегматитов, характеризующих отдельные стадии пегма­
титового процесса, показывает, что все резко «избыточные» элементы
последовательно накапливаются в продуктах более поздних стадий
кристаллизации. К ним в первую очередь относятся литий, берил­
лий, тантал, рубидий и цезий. В меньшей мере эта тенденция свой­
170
Концентрация главных петрогенных элементов — кремния и алю­
миния — в пегматитах несколько выше их кларков для средних
гранитов. В различных типах пегматитов содержание этих элементов
подвержено относительно небольшим колебаниям. В то же время
удается наметить определенную направленность в поведении крем­
ния и алюминия, которая отражает общие закономерности изменения
состава пегматитов во времени.
Из сравнения средних содержаний этих элементов в трех выде­
ленных типах пегматитов (табл. 62, рис. 53) следует, что содержание
кремния закономерно уменьшается, а количество алюминия возра­
стает при переходе от полевошпатовых пегматитов к сподуменовый.
При этом содержание алюминия изменяется более плавно. Для всех
структурных разновидностей пегматитов устанавливается обратная
корреляция между содержаниями алюминия и кремния, что иллю­
стрирует рис. 54. Наиболее четко она выражена в жилах полево­
шпатового и мусковит-полевошпатового типа и менее рельефно —
в жилах сподуменового типа, что, по-видимому, связано с более
сложным минералогическим составом последних.
В жилах полевошпатового типа содержание кремния возрастает
от мелкозернистого кварцево-плагиоклазового пегматита аплито­
вой и гранитной структур к гигантозернистому кварцево-полево174
Р ис. 54. К орреляция между кремнием и алюминием в пегм атитах раз­
личного ти п а.
Сплош ная л и н и я — д л я пегматитов полевош патового и мусковитполевош патового типов. П ун кти рн ая л и н и я — д л я сподуменовых п ег­
м атитов. Д анны е табл. 62.
Рис. 53. И зменение средних содержании петрогенных элементов в пегм атитах трех различ­
ны х видов.
I — полевош патовый, I I — мусковит-полевош патовый, I I I — сподуменовый типы. Д ан­
ные таб л. 62.
Таблица
62
Валовой состав пегматитов трех выделенных типов * и отдельных структурных разновидностей пегматита
(парагенетпческих ассоциаций)
Мусковит-полевошпатовые пегма­
титы
Полевошпатовые пегматиты
иеиты
1
L
2
3
4
5
6
7
8*
9
10
11 *
12
SiC>2
ТЮ 2
AI2O5
F е2Оз
FeO
МпО
MgO
CaO
Na20
К 20
L12O
Rb20
Cs20
Р 2О5
Н20 +
Н20 Та2Ой
N b20 5
ВеО
76,7
68,42
72,3
—
—
Следы
16,5
14,1
19,38
—
0,8
0,23
—
—
0,58
—
—
Следы
—
0,4
0,14
0,6
515
1,3
5,02
5.9
3,0
5,6
2,8
0,12
Следы Следы Следы
—
—
—
—
—
—
—
—
0,30
—
—
0,35
—
•—
0.05
—
—
—
—
—.
—
—
—
—
75,8
—
14,0
0,5
—
—
0,2
0,7
5,2
3,6
0,005
0,05
0,002
—
—
—
—
—
—
78,1
—
11,7
—
—
—
—
0,1
3,1
7,0
0,01
0,14
0,004
—
—
—
—
—
-
72,8
—
16,4
—
—
—
—
1,0
7,5
1,4
Следы
—
—
—
—
—
—
—
—
76,3
—
13,1
0.3
—
—
0,1
0,4
4,4
5,4
0,008
0,08
0,003
—
—
—
0,004
0,006
0,008
76,0
—
13,6
0,4
—
—
0,2
0,6
4,9
4,3
0,03
0,07
0,003
—
—
—
0,003
0,005
0,005
74,6
—
14,7
0,2
—
—
—
0,4
3,4
6,2
0,1
0,18
0,004
—
0,3
—
—
—
—
73,0
—
15,2
0,2
—
—
—
0,3
3,5
7,4
0,1
0,22
0,006
—
0,3
—
—
—
—
73,9
—
14,9
0,2
—
—
—
0,4
3,5
6,7
0,1
0,21
0,005
—
0,3
—
0,006
0,005
0,025
69,2
—
19,1
2,0
—
—
—
0,1
1,5
5,1
0,1
0,2
0,01
—
2,8
—
—
—
—
Сумма
99,74
100,0
100,057
100,154
99,8
100,109
100,116
99.984
100,026
100,145
99,81
100,0
■
Продолжение
табл.
62
Сподуменовые пегматиты
Компо­
ненты
26*
25
17
18
19
20
21
22
23
24
72,67
Следы
16,28
0,03
0,90
0,06
0,43
1,74
3,70
0,74
2,08
—
Ы20 +
н 2о Та205
Nb20 5
ВеО
72,1
75,5 76,3
—.
—
—
17,9
16,6
15,4
17,7
0,4
0,3
0,1
0,4
_
—
—
—
_
__
__
—
_
—
_
—.
0,5
0,3
0,1
0,3
6,8
4,2
4,3
4,1
1,3
0,6
0.7
1,5
0,8
1,9
2,6
1,4
—
0,04 0.15
0,03
—
—
—
0,006
—
—
—
—
0,3
0,3
0.3
0,2
—.
—
—
—
—
—
=—
—
—
—
—
—
—
—
0,32
0,79
0,08
—
—
0,04
72,14
Следы
17,63
0,24
0,75
0,11
0,31
1,13
3,31
2,23
0,99
—
—
0,23
0,80
0,10
—
—
0,03
72,50
Следы
17,04
0,07
0,67
0,12
0,22
1,10
3,26
2,71
1,39
—
—
0,25
0,69
0,14
—
—
0,05
74,96
Следы
15,40
0,49
0,35
0,07
0,05
0,45
4,18
0,34
2,19
—
—
0,28
0,69
0,20
—
—
Следы
70,40
Следы
18,51
0,20
2,00
0,16
0,22
0,65
3,83
1,75
1,81
—
—
0,16
—
—
—
—
72,96
Следы
17,10
0,21
2,12
0,18
0,16
0,69
2,41
0,81
1,99
—
—
0,14
—
—
—
—
0,03
71,86
Следы
16,26
0,05
0,51
0,11
0,77
0,66
3,93
2,20
1,76
—
—
0,16
—
—
—
—
0,03
72,06
0,10
16,60
0,20
2,00
Следы
0,26
0,25
5,40
2,18
1,23
—
—
—
—
—
—
—
—
73,17 74,6
0,04
—
16,45 15,9
0,33
0,5
0,35
—
0,13
0,11
0,27
0,16
0,17
0,2 ,
4,15
3 ,9 - 0 '
2,53
2,5 Л
1,30
1,30
—
0,229
—
0,010
0,26
0,11
0,52
0,3
—
—
0,007 0,007
0,006 0,006
0,045 0,043
Сумма
99,63
99,88
99,64
100,00
99,21
99,65
98,80
98,30
100,50
100,50
99,698 99,875
14
13
S 1O2
T i0 2
AI2O5
РегОз
FeO
МпО
MgO
СаО
NaaO
К 20
LiaO
Rb30
Cs20
P 2O 5
15
16
73.7
_
99,94 99,786
—
* № 2—16 и 26 вычцслены до минеральному составу, № 1» 17—25 — результаты прямых химических определений.
1 — аплитовая оторочка. Полный химический анализ.
Материалы И. В. Гинзбург, 1957. Аналитик Е. А. К уль­
чицкая; 2 — среднезернистый кварцево-полевошпатовый
(плагпоклазовый) пегматит гранитной структуры. Мине­
ральный состав, %: к в ар ц — 20, альбит—олигоклаз № 8 —
10—57, микроклин — 20, биотит— 3; 3 — среднезернистый
кварцево-полевошпатовый (микроклиновый) пегматит гр а­
нитной структуры. Минеральный состав, %: кварц — 30,
альбит № 8 — 12—30, микроклин — 40; 4 — средний состав
равномерно-среднезернистого кварцево-полевошпатового
пегматита гранитной структуры; 5 — гигантозернистый
кварцево-микроклиновый пегматит блоковой структуры.
Минеральный состав, %: кварц —40, микроклин — 55,
альбит № 5 — 8—4,5, мусковит — 0,5; 6 —крупнозерни­
стый кварцево-плагпоклазовый пегматит блоковой струк­
туры. Минеральный состав, %; кварц —20, альбит № 5 —
8—70, микроклин — 5, биотит—4,5, мусковит —0,5; 7 —
средний состав крупно- п гигантозернистого кварцево­
полевошпатового пегматита блоковой структуры; вы­
числен по минералогическим подсчетам на площади
около 25 м2; 8 —средний состав пегматитов полевошпа­
тового типа с учетом распространенности каж дой струк­
.Я JH
C
D CD
td а
о
О о
я
8 » о g
О И
s "i I »
V! I
> о' Ё £
VI
Г О 95 В
ОФ
ф а
н
н го
я
I § § §
“ 8 й я C
d
f S О » Р
C
D
ф й
о а ЪР й£ ни
^ б ■§ » 2 Я
И
р w
а я Н
% Р
м -в
о -В
95
та
CD
s
g §
Э
°
и1 s*
+ S 1 ° 5 C
D
Р
й 3
в И 3 ОаХ «
-Я
я
ОО й
? J3 н а
я °
н я оtd
н
V !
О
и
Г
C
D
5
та
v
U о 2§ Я
to g S
CD Я td
",СО Ц5 я>
д _ И со
*
\р Н* Нр Я Я
у
я о
турной разновидности; 9 — гигантозернистыц кварцево­
полевошпатовый пегматит блоковой структуры. Мине­
ральный состав, %: кварц — 30, плагиоклаз № 3 — 6—24,
микроклин — 40,
мусковит — 6;
10 — гигантозернистый
кварцево-полевошпатовый пегматит блоковой структуры.
Минеральный состав, %: кварц — 25, плагиоклаз № 5 —
6—20, микроклин — 50, м усковит— 5; И — средний состав
пегматитов кварцево-мусковит-полевошпатового типа; 12 —
кварцево-мусковитовый агрегат. Минеральный состав,
%: к в ар ц — 40, мусковит — 50, альбит — 10; 13 — мелкосреднезернпстый кварцево-сподумен-альбитовый пегма­
тит; среднее по 6 минералогическим пробам; 14.— средне­
зернистый
кварцево-сподумен-альбитовый
пегматит;
среднее по 36 пробам; 15 — крупно- и гигаптозернистый
кварцево-сподумен-полевошпатовый
пегматит блоковой
структуры; 16 — средний состав сподуменовых вторичных
аплитов; 17—25 — валовые пробы сподуменовых пегмати­
тов; 26 — средняя представительная проба по пегматитам
сподуменового типа. Минеральный состав, %: кварц —
30, альбит —32, сподумен —18, микроклин —14, муско­
ви т— 6.
*rj О я р я cd a а м со w а О и
Я И о я а а а
а 3=1 cd о ^ 3 s а° аа
ао о
й О3 »-j
° мо ±7
T3
й
о йСВ S CS ао ►
О CD CD CD p CD н
о
& 3
я
м
2^■vО
яи
а
О 3 N а 2
Д о
CDS ■
о \.: s P. w Й
к
ох я
CD Сг та
я ч та
3=1 н а
о
и
s
и
я
Я
Я
СВ я
H3 CD н а p 2 Я >©< И »
S 3
Я Ч Й о р *п Я
й
a « н
о о р w
о
» 22 я„ чS| 3 §
а СО
a о Я
95 Я о Я 3 р
Ясо
и
о
^
I
о
а
w
^
а
§ > о Я
а
^
и
2
р
CD й И
a; ►
н
Я
СВ I—I ьч ®
СО
Н0
CD g,
Я
ра р p ^p
s
н ^
ч
ас аа
Н^
а
я
я
о
о
2
и
H
^
9
5
а
H
Я •
а Я а я в
p
CD5<;
0О3
a H
CD я
о
3C
=D
1 .г
о Он g Й Ф -2
P
И
о
a
а
К Э^ о и Е г
№
g
Я td р
»
а
О
3=
1
ОХ о Я И Я ы Н
Я
о
о
OQ I ^ м Р
а
Я
оз p
CO
ОО н
о рCDГ4
а
о
Н Н
Я
H
C
D
а
^
S
В » Б
Ч
И
W
Я
И
.
.
Я
а
я
p
a
о X Л
н
о" н
о C
в
'
j
к
Щ
о
D
^
a
тз
2
к
w
•§
а
td
H
o
Я
Я
р
►
а
о
я
н
I p
33
я
S a -2 K g оо а Й
а ■л о
я гг. Я2 со
О
р
н ох
s н о со
Я КВ
В S'
СА Н
g ' -з
В
s
О
Д
с
p
И
н
а и
а
Ю№
р
«95 ^ ^ ^ g
О
Я ^р ^р р
*1 о
о
o
S
»
а
а
^
3
=
1
ф о я -5
O
S
н
я
я
Я
а
я
в
р
и
S
о
Dq
О td
Н О О й рC
а -Е й|
'Г' и
со а T C
D
1 о ? Я CD О 3I -Яс PI gh4
Н Т
3 Я
CD
О
О
р
CD
Н
О
2
й
95
2?
й
CD
CD
CD
CD
к
J=J
CD
..
та
CD
95
CD
\ 0
О
CD
■
CD
Н
О
tl
CD
О
»
95
О
О
CD
О
.
со
О
гате из жил сподуменового типа вновь наблюдаются небольшой рост
содержания кремния и уменьшение концентрации алюминия ( + 1,0 %
Si—0,5% А1) по сравнению с составом исходного пегматита. Здесь,
как и в случае блокового кварцево-полевошпатового пегматита,
одновременно возникают разновидности, в которых накапливается
кремний (кварцево-сподуменовый, кварцево-клевеландитовый агре­
гаты), и разновидности, обогащенные алюминием и обедненные крем­
нием (крупнозернистый кварцево-мусковитовый агрегат).
Вторичные аплиты по сравнению со средним составом пегматитов
сподуменового типа характеризуются очень незначительным ростом
содержания алюминия (+0,5% А1) и уменьшением концентрации
кремния (—0,6% Si).
Приведенные выше данные показывают, что во всех случаях,
когда имеет место развитие мелкозернистых минеральных агрегатов
по крупнозернистым блоковым разновидностям пегматитов, носящее
черты метасоматического процесса, наблюдается резкое обогащение
новообразованных
парагенетических
ассоциаций
алюминием
за счет кремния. При формировании же неравномерно-грубозер­
нистых агрегатов, имеющих часто симметрично-зональное строение,
наблюдается лишь общее незначительное обогащение их кремнием.
При этом возникают сопряженные в пространстве минеральные
ассоциации, обогащенные и обедненные алюминием по сравнению
с составом исходной равномернозернистой породы, располага­
ющиеся соответственно в периферических и центральных частях
грубозернистых агрегатов. Указанные закономерности в распределе­
нии алюминия и кремния трудно объяснить иначе, чем процессом
дифференциации вещества в замкнутом объеме, т. е. перекристал­
лизацией.
Концентрация натрия и калия в пегматитах различного типа
заметно варьирует. Содержание калия в полевошпатовых пегмати­
тах значительно превышает кларковое для гранитов (4,60%) и резко
возрастает в муск^вит-ИОЛеБошпатовых пегматитах (5,7%). В пегма­
титах сподуменовОгб типа оно снижается до 2,1 %, что гораздо меньше
кларкового значения для гранитов (3,34%). Концентрация натрия
в полевошпатовых пегматитах (2,15%) несколько ниже кларковой
(2,77%) и достигает минимального значения в пегматитах мусковитполевошпатового типа (1,56%). В сподуменовых пегматитах содер­
жание натрия заметно увеличивается и становится выше кларкового
для гранитов (3,08% Na).
В пегматитовом процессе натрий и калий являются антагони­
стами, о чем свидетельствует обратная корреляция между этими
элементами (рис. 53). Так, образование блокового кварцево-полевошпатового пегматита сопровождается заметной концентрацией калия
и уменьшением содержания натрия по сравнению с составом исход­
ного пегматита гранитной структуры. Эта тенденция наиболее полное
развитие получает в жилах мусковит-полевошпатового типа, сло­
женных преимущественно гигантозернистым кварцево-микроклиновым агрегатом. Образование на более поздней стадии пегматитового
176
процесса кварцево-сподумен-альбитового агрегата сопровождается
резким уменьшением содержания калия (—5,2% К) и заметной
концентрацией натрия (+1,5% Na) по сравнению с валовым составом
исходного пегматита, по которому развивается этот агрегат. Форми­
рование блокового кварцево-сподумен-полевошпатового агрегата не
приводит к изменению концентрации натрия в этой разновидности
пегматита по сравнению с составом исходной породы (—0,2% Na),
но содержание в ней калия заметно уменьшается (—0,9% К). Стадия
образования вторичных аплитов характеризуется дальнейшим умень­
шением содержания калия (—1,1% К) и резкой концентрацией
натрия ( + 1,6% Na).
Обратная корреляция между натрием и калием полностью согла­
суется с наблюдениями над взаимоотношениями плагиоклаза
и микроклина — главных концентраторов этих элементов в пегма­
титах. На ранних стадиях пегматитообразования плагиоклаз за­
мещается микроклином, в то время как на поздних стадиях идет
интенсивная альбитнзация микроклина. Кроме того, при формиро­
вании кварцево-сподумен-альбитового агрегата микроклин интен­
сивно замещается сподуменом, с чем связано резкое уменьшение
содержания калия в этой парагенетической ассоциации и в пегмати­
тах сподуменового типа в целом. Более подробно этот вопрос рас­
сматривается при геохимической характеристике лития.
ВТОРОСТЕПЕННЫЕ И РЕД К И Е И ЗБ Ы Т О Ч Н Ы Е ЭЛЕМ ЕНТЫ
Геохимия этой группы элементов, куда входят литий, рубидий,
цезий, бериллий, тантал, ниобий, а также бор п марганец, наиболее
интересна при рассмотрении условий минералообразования редко­
метальных гранитных пегматитов, поскольку их концентрация
и распределение в отдельных парагенетических ассоциациях и сла­
гающих их минералах закономерно меняются, характеризуя физико­
химические условия каждой стадии пегматитового процесса. Кроме
того, именно повышенная концентрация перечисленных элементов
создает специфику редкометальных пегматитов и определяет их
практическую ценность. В связи с этим геохимия лития, бериллия,
тантала и ниобия, а также рубидия и цезия в пегматитах изученного
района освещается по возможности более детально.
Литий. В пегматитах полевошпатового и мусковит-полевошпато­
вого типов литий не образует собственных минералов-носителей.
Тем не менее его концентрация в слюдах и полевых шпатах настолько
высока (см. табл. 17 и 5), что общее содержанпе этого элемента в по­
левошпатовых пегматитах превышает его кларк для гранитов более
чем втрое, а в мусковит-полевошпатовых пегматитах — в 11 раз.
В пегматитах сподуменового типа концентрация лития еще более
возрастает, и здесь он образует собственные минералы-концентра­
торы — сподумен и трифилит—литиофилит.
Распределение лития в минералах сподуменовых пегматитов
иллюстрирует табл. 63. Согласно этим данным основная масса лития
12 З ак аз 1329
^ 7
1— 1
I
Ga
О 05 CD Nt<
О
O.J Nf CO , . ,
o o q o o
^ ^
о o ’о о ”o '
ьн
1
f
°
га
48
Ю
С'З гч CO CM -H N
О О О О ^ -гн .
O O O O O O
o o o o о d*
,
05 CD 05
00
^ .o ® ^ o o
O O O O O
. . со
1 1 00"
05
Я
сС
Я
ф
1 1 1 1
1 1 I I
см
1
о ес о» о> чс О О
° о - и g o о " I о-
1—1 1
ТЧ t>
05
0 c s ic 0 0 ° 0 0 5 v t f 0
1—1
1— 1
. ,
1 1 1 1
—н
|
55
I
I о‘
Ю
bJ
О
o '
н
СС
ft^p
CD o '4
Я ~
Я о
1
1
5Ч
И ft
C5
- я а
<3
ф
8
o“
И §
я я
O O O C O O O O N
В 8
1
^ и
§1
г ~1
. в§ ^а
1
§
о
охн
1
1
1
1 о
оо
£ »
3 ч
о4- 4
я
«НГ 2*=
Ян
ф £
Я
о
Я
§1
Й1
а
яо Й
3«
Я 5®
5 Н
3я « а
яф о G
4ф Q1я СС
tc
ю
w
ф
о Я
ft ft
яо я 5ч
сс
л
ft :а
ф
СС
О
Я
СС
ч
СС
VO
а о
5 о
Т а б л и ц а 64
Статистические параметры распределения содержания редких элементов
в различны х парагенетических ассоциац иях п з] пегматитов
сподуменового типа
Парагенетическая
ассоциа­
ция *
Статпстическпе параметры ’
п
X
0
я s 1
н
§Й
я § 8
ф
н
фя •
а ф сс 0
ф
Эй
^ф Ё
вГя£2 ft
fоH °к «5
ft
о
ч
ы сб o'
aо vo •*
S
3 к В о
щ
р<л g * * Л ** я и
* Й
и
Sгv*d
СС
ft
°
Ч
© ft
о
о
tc я
», %
Мо
Me
А
Е
0 ,1 2
1 ,3 8
1 ,3 2
0 ,1 8
1 ,4 1
1 ,4 3
0 ,5 3
+ 1 ,2 5
+ 0 ,0 7 5
+ 0 ,4 7
+ 1 ,3
— 0 ,6 6
+ 0 ,5 2 7
53
86
55
71
80
87
80
76
+ 2 ,2
+ 0 ,8 5 8
59
135
83
70
74
124
89
76
+ 2 ,9
+ 0 ,5 1
+ 0 ,7 6
+ 2 ,1
323
355
400
178
310
365
358
280
+ 0 ,6 7
+ 0 ,2 5
+ 2 ,1
+ 0 ,4 6
1лг0
I
и
ш
IV
70
214
56
14
0 ,2 6
1 ,3 8
1 ,4 6
0 ,8 3
0 ,2 3
0 ,4 8
0 ,5 7
0 ,6 3
I
п
ш
IV
I
II
III
IV
65
189
45
9
85
99
81
69
66
48
54
21
80
118
85
71
53
54
58
13
89
35
40
—
—
10
4
9
23
78
48
67
30
+ 1 ,7
+ 1 ,2 5
—
—
—
—
Nb20 8 (га • 104%)
АД?),
64
181
44
9
0 ,0 3 1
0 ,0 3 4
0 ,0 7 6
Та20 5 (га • 1 0 4 % )
\*0
О ф
S
„
мм
в целом
Литиофи­
лит
.« .it
> 0 ,0 5
< С 0,05
Кварц
Микроклин
Альбит
Сподумен
Мусковит
Г ранат
Апатит
Берилл
К олум биттанталит:
Минералы
концентрируется в одном минерале — сподумене (около 97% от об­
щего содержания лития в жилах). На долю другого литиевого мине­
рала — литиофилита — приходится всего лишь около 0,3% ли­
тия. То же количество лития сконцентрировано в микроклине и му­
сковите. Около 2% лития приходится на долю альбита, однако
не исключено, что часть лития здесь связана с включениями мелко­
зернистого позднего сподумена, который нередко присутствует
в клевеландите и сахаровидном альбите. Ничтожная погрешность
баланса (относительная ошибка) свидетельствует о достоверности
приведенных выше данных по концентрации и распределению лития
в отдельных минералах.
Распределение содержаний лития в различных парагенетических
ассоциациях сподументовых пегматитов иллюстрируют табл. 64
10
4
8
23
51
46
50
38
—
+ 0 ,5 6
—
—
ВеО (га ■ №% )
ЯЕ
1
o ' о o ' t>r о " о “ о ” о ”
к§
ft
ф аbj
fccg-
я о
\о
4 о
о
Ен
о ~
и"
>сьс
Я
с о«
Я Ея
я я«
о
- ° гЧ
о о О О О о о со
о о о о о о о ” см”
СО О С О Ю Ю т Н
I I
см
со
CO O JlO Ю О N th
О
О О О CD-чно
ООООООО
-
о t>- I>CD ю tH
NT -H CD
ЙЪ
^ к.
« ча
34
ч Ь S
СС Э
^3 со
О
a f~
t
*2Э< й
«и ~2
о
•О
N O Рч
~ ©\ о
§
сС ф
ф
а
Я
И
сС
Й?
ft
d
а
а в
а
ф
Я
00 00 05 t>- CO TH C\J
CO -r-J T-Г LO СО 'TH о
I
^
^
ю
о
сс
Еч
нч
1— (
0 001
0 ,0 0 1
0 ,0 2 2
0 ,0 0 5
0 ,0 0 1
-
ft
Ь
В
178
ф
у
СО
o
o
о
Я Н
S д.
2§
^ "S
’Я
CD
я
W
CO t>- o
e o V -H 1
Ю CO 05 1
а я
Ф
яо ао
___
ю
о
ft
СМ
I
Н
оо
_
•S.
оС-1
3
о
К
1 0 0 ,0
1 1 ,7
. , ^ ^ 05 CM
1 I C S I^ S P O * 1 1
ьн
ф
W VO
о
И
0 ,0 3 7
0 ,8 6
0 ,0 0 4 6
0 ,0 0 1
0 ,8 0
5
ft 3
Иas
1
WЧ
сС
СС н
И
о
*г* S
ф 1
в
о4в
о
5
6
©
сс
ft
1 1
О
1
1
1
*
1 I
g
1 0 0 ,0
Й
0 ,0 5 0
1
2 9 ,6
ьн
0 ,0 2 5
0 ,0 0 0 1 3
о<м
со
и
6 9 ,0
0 ,8
4 5 .8
0 ,6
1
С
Vс©
1 1 1 1
0 ,2 6 4
ха
!
'
0
I I
ьн
Ч
сС
ft
Я
2
£
3
Я
еИй
«
1
15 1 | ° Й
см см 00 о 00
1— 1
и .
I 54 LO
Рнсо
о
l o o o o s ^ o l
о о о о о Г е о
-
оч
СМ
Г*- t"-
VD &
Со
ь g
1
о
о
0 ,8
а °
Ч и
4 1 .9
са
М п
Я
05
00
O ' | | 00
cq CD CD 05 LO 00
I ^ C S l 00 п ю 00 |
сС
I
II
I II
IV
67
167
46
9
313
379
404
338
178
161
293
179
38
12
43
113
59
42
73
53
__
- 0 ,8 1
—
+ 0 ,5 4
* I — среднезерпистый альбптовый гранитоподобный пегматит; I I — сред­
незернистый кварцево-сподумен-альбитовый пегматпт; I I I — блоковый кварцево-сподумен-полевотпатовый пегматпт; IV — вторичные аплиты.
** л —число анализов, г — среднее арифметическое, 0 — стандартное откло­
нение, а - — ошибка определения среднеарифметического, v — коэффициент
вариации' %, Мо — мода, Me — медиана, А — ассиметрия, Е — эксцесс.
12*
179
jy
и рис. 55, а. В среднезернистом альбитовом агрегате распределение
лития обладает резко выраженной положительной асимметрией
(Л = + 2,25, табл. 64). Близкие значения х и центральных моментов
II и III порядков свидетельствуют о том, что распределение лития
подчиняется закону Пуассона. Последний, как известно [Урбах,
1964], характерен для распределения случайной величины с очень
малой вероятностью появления. Поскольку основной носитель ли­
тия — сподумен — является нехарактерным случайным минералом
для этой парагенетической ассоциации, неудивительно, что рас­
пределение лития здесь соответствует пуассоновскому.
В среднезернистом кварцево-сподумен-альбитовом агрегате
сподумен является характерным породообразующим минералом.
В соответствии с этим характер распределения лития здесь согла­
суется с нормальным законом (А = +0,075, Е — —0,66) с пара­
метрами х2Ы = 1,38% и о = 0,48% L iaO.
Распределение L i20 в блоковом кварцево-сподумен-полевопшатовом пегматите также подчиняется нормальному закону (А =
= + 0,47, Е = 0,527) с параметрами х дв = 1,46% и а = 0,57 Li„0.
Распределение содержаний лития во вторичных аплитах характе­
ризуется заметной положительной асимметрией (А = +1,29) и не
согласуется с нормальным законом. По-видимому, это явление
объясняется весьма неоднородным составом вторичных аплитов,
сложенных преимущественно сахаровидным альбитом и лишь
локально обогащенных сподуменом.
Сравнение распределения содержаний лития в четырех выше
названных парагенетических ассоциациях с помощью статистических
критериев (табл. 64) свидетельствует об их существенном различии
между собой, что, вероятно, обусловлено различными физико-хими­
ческими условиями формирования каждой ассоциации.
Для первой ассоциации литий, по-видимому, является нехарак­
терным элементом, и его концентрация здесь минимальная (0 ,02—
0,4%, мода — 0,04%). Во второй и третьей ассоциациях литий
приобретает роль петрогенного элемента.
Сравнение содержаний лития в среднезернистом кварцевосподумен-альбитовом агрегате и блоковом кварцево-сподумен-полевошпатовом агрегате показывает, что с учетом ошибки определе_
а
ния х (ст_ =
табл. 64) средние содержания этого элемента в обеих
ассоциациях можно считать равными. В то же время стандартное
отклонение о и коэффициент вариации (v = - ^ - 100%) для содержаX
ний лития в блоковом пегматите заметно больше, чем в среднезер­
нистом. Это свидетельствует о менее равномерном распределении
лития и его главного носителя — сподумена — в блоковых агрегатах
по сравнению со среднезернистым кварцево-сподумен-альбитовым
пегматитом. Эти различия существенны (фя = 1,82 > Ф 0,о1 = 1,71)
и подтверждают правомерность выделения указанных разновнд180
:Я Т тъ ^
л гГ И Т Г Ь ^
1 ,0
г,о
з,о
°0 г 4 5 8 Ю12 14 16 1В 20
4,о
Вв0,10~2%
LL2 0 ,B b c . %
N
т N
10
е
20
3D
Та2 5,10 '3%
0
40 0
Ю
20
30
40
На 05,10~3%
.2
Рис 55 Распределение содержания редких элементов в отдельных парагенетических ассоциа­
циях (структурно-минералогических разновидностях пегматита) из жил сподуменового типа.
I — альбитовый пегматит гранобластовой структуры; I I — KBaP4eB0‘™ °«y“ ^
спепнезеинистый агрегат; I I I — грубозернистый кварцево-сподумен-полевошпатовый агре
гат блоковой структуры; I V — мелкозернистые альбититы (вторичные аплиты).
а — литий, б — бериллий, в — тантал и ниобий.
ностей пегматита в самостоятельные парагенетические ассо­
циации.
Еще большие отличия в концентрации и распределении лития
характеризуют вторичные аплиты (^23_i = 3,16 > ^o,oi = 2,64),
обладающие резко пониженным содержанием этого элемента по срав­
нению со среднезернистым и блоковым сподуменовыми агрегатами
(модальное значение 0,25% Li„0).
Особенности распределения и концентрации лития в отдельных
минералах в зависимости от их принадлежности к определенным
парагенетическим ассоциациям и типу пегматита подробно обсужда­
лись ранее. Установлено, что концентрация лития в полевых шпатах
закономерно увеличивается от пегматитов полевошпатового типа
к поздним генерациям минералов. Концентрация лития в муско­
витах этой закономерности не подчиняется и, наоборот, умень­
шается от ранних к поздним генерациям минерала. Причиной
этого является кристаллохимическая связь лития с железом в му­
сковите, которое накапливается в ранних генерациях этого мине­
рала.
Бериллий. Содержание бериллия возрастает от пегматитов по­
левошпатового типа (0,003% ВеО) к жилам мусковит-полевошпатового (0,002—0,05% ВеО) и сподуменового типов (0,04% ВеО, в 30 раз
выше кларка для гранитов). В пегматитах района обнаружены три
собственных минерала бериллия — берилл, бертрандит и бавенит.
Однако практически весь бериллий концентрируется в берилле.
На его долю приходится около 98% от общего содержания бериллия
в сподуменовых пегматитах (табл. 64). Около 1% бериллия связано
с мусковитом, где он изоморфно замещает кремний. Незна­
чительная погрешность баланса распределения бериллия в мине­
ралах (+ 2,9% ) свидетельствует о достоверности приведенных выше
данных.
Распределение бериллия в отдельных парагенетических ассо­
циациях
сподуменовых
пегматитов
иллюстрируют
табл. 64
и рис. 55, б. Среднезернистый альбитовый пегматит гранобластовой
структуры отличается наименьшим средним содержанием бериллия
(хг = 0,031 ±0,004% ВеО). Распределение этого элемента здесь
характеризуется заметной асимметрией (А = +0,67), но близко
к нормальному закону. В среднезернистом кварцево-сподуменальбитовом агрегате среднее содержание ВеО несколько увеличи­
вается (хи = 0,038±0,001 % ВеО). Распределение ВеО обладает
небольшой асимметрией и отвечает закону нормального распределе­
ния (А = + 0,25, Е = —0,8).
Среднее содержание ВеО в блоковом кварцево-сподумен-полевошпатовом пегматите достигает максимума (хп1 = 0,040±0,004%
ВеО). При этом распределение бериллия имеет резкую положи­
тельную асимметрию (А — + 2,1) и не согласуется с нормальным
законом. Для него также характерно наиболее высокое значение
коэффициента вариации (и — 73%).
182
Во вторичных аплнтах среднее содержание ВеО уменьшается
до 0,034%. О характере распределения бериллия здесь судить трудно
ввиду ограниченного числа анализов.
Сравнение статистических параметров распределения бериллия
в каждой из парагенетических ассоциаций показывает, что при очень
близких средних значениях этого признака изменяется характер
распределения. Особенно отчетливо это видно при сопоставлении
среднезернистого кварцево-сподумен-альбитового агрегата и блоко­
вого кварцево-сподумен-полевошпатового пегматита (табл. 64, 65).
Тантал и ниобий. Концентрация этих элементов закономерно
увеличивается от пегматитов полевошпатового типа к сподуменовым
пегматитам. При этом изменяется и их распределение между отдель­
ными минеральными фазами.
В пегматитах полевошпатового типа основным концентратором
ниобия и тантала является ильменорутил. Незначительная доля
ниобия и тантала приходится на крайне редко встречающиеся здесь
пирохлор, а также на мусковит, биотит и гранат, в которых хими­
ческим анализом отмечаются следы этих элементов. Содержание
ниобия здесь отвечает кларковому для средних гранптов (0,003% Nb),
тогда как содержание тантала (0,002% Та) почти в 6 раз превышает
его кларк для гранитов. В целом ниобий преобладает над танталом
(Ta/Nb ~ 0,7).
В пегматитах мусковит-полевошпатового типа, особенно в наи­
более крупных и отчетливо дифференцированных телах, содержание
тантала по сравнению с пегматитами полевошпатового типа заметно
увеличивается (до 0,008%), составляя в среднем около 0,004% тан­
тала, тогда как концентрация ниобия практически не меняется
(0.0033% Nb). В связи с этим в мусковит-полевошпатовых пегмати­
тах тантал преобладает над ниобием (Ta/Nb = 1,2). Основным мине­
ралом-концентратором этих элементов здесь является колум биттанталит. Так же как и в полевошпатовых пегматитах, небольшая
часть ниобия и тантала рассеяна в мусковитах и гранатах, где эти
элементы присутствуют в ощутимых количествах (0 ,00/г—
0 ,010% И 20 5)В сподуменовых пегматитах общая концентрация ниобия и осо­
бенно тантала еще более возрастает. Среднее содержание ниобия
здесь составляет около 0,004%, что вдвое превышает его кларк для
гранптов. Содержание тантала более чем в 20 раз превышает кларковое (0,0055%). Соответственно в сподуменовых пегматитах тантал
преобладает над ниобием, а отношение Ta/Nb составляет около 1,4.
Концентрацию и распределение тантала и ниобия в минералах
сподуменовых пегматитов характеризует табл. 63. Согласно при­
веденным в ней данным основная масса тантала (59—63%) и ниобия
(70—85%) концентрируется в минералах группы колумбита—танта­
лита. Однако значительная часть этих элементов рассеивается в по­
родообразующих силикатах. Эндокрпптия более ярко выражена
у тантала (до 40% от общего содержания элемента находится в состо­
янии рассеяния) и гораздо менее у ниобия (15—30%).
183
Из силикатов наиболее высокой концентрацией тантала отли­
чаются гранаты (0,008—0,041% Т а20 5), однако в силу низкого их
содержания в пегматитах доля тантала, приходящегося на гранаты,
ничтожна (0,5%). Большую часть тантала захватывают альбит (15—
16%), кварц (около 10%), мусковит (5—10%) и сподумен (5 %).
Наиболее высокой концентрацией ниобия среди силикатов отли­
чаются мусковиты (до 0,032%, N b20 5), захватывающие более 10%
общей массы ниобия в пегматитах. До 4—5% ниобия приходится
на долю альбита и около 2% — на долю сподумена. Присутствие
тантала и ниобия находит удовлетворительное объяснение с точки
зрения кристаллохимии только для гранатов и мусковитов, где эти
элементы изоморфно замещают марганец, железо и титан.
Природа тантала и ниобия в альбите и особенно в кварце совер­
шенно не ясна. С одной стороны, наличие тантала и ниобия в этих
минералах трудно связать с присутствием микроскопических вро­
стков колумбита—танталита, так как в этом случае состав этих гипо­
тетических вростков должен был бы отвечать танталовым разно­
видностям колумбита—танталита с отношением T a20 6/N b 20 5 > 2.
В то же время изучение состава колумбита—танталита показывает,
что даже в среднезернпстом (0,25—1,0 мм) колумбите—танталите I
отношение T a20 5/N b20 5 меньше 1 и по мере уменьшения размеров
его кристаллов постепенно убывает. Учитывая это обстоятельство,
трудно предположить, что микроскопические вростк иколумбита—
танталита (менее 0,01—0,005 ли) будут обогащены танталом. С дру­
гой стороны, не менее трудно объяснить вхождение тантала и ниобия
в альбит и кварц в качестве структурных примесей.
Баланс распределения тантала и ниобия в минералах сподумено­
вых пегматитов указывает на систематическую ошибку в сторону
занижения содержаний тантала (—30%) и особенно ниобия (—40%)
по данным минералогического анализа в сравнении с прямым хими­
ческим определением этих элементов. Эта ошибка, вероятно, свя­
зана с наличием в пробах мелкозернистого колумбита—танталита
« 0,01 м), который не извлекается существующими методами сепа­
рации. Большая погрешность баланса для ниобия свидетельствует
о том, что в мелкозернистом колумбите—танталите отношение
T a20 5/N b20 5 меньше 1, что и следует ожидать, учитывая тенденцию
к обеднению танталом более мелких выделений колумбита—танталита.
Распределение тантала и ниобия в различных структурных
разновидностях пегматитов иллюстрируют табл. 64 рис. 55, <?. Все
гистограммы обладают заметной положительной асимметрией, при­
чем она более ярко выражена для тантала, чем для ниобия. Ни в од­
ном из статистических рядов распределения не согласуются с нор­
мальным законом. Сопоставление показывает, что наиболее высоким
содержанием тантала отличается среднезернистый кварцево-сподумен-альбитовый пегматит (ж189 = 0,0099+0,0004% Та20 5), несколько
меньше оно в альбитовом пегматите гранобластовой структуры
(я65 = 0,0085+0,0010% Т а20 5), но все же выше, чем в блоковом
184
кварцево-сподумен-полевошпатовом
агрегате
(xib = 0,0081 ±
+0,0009% Т а20 5). Наиболее низкое содержание тантала харак­
терно для вторичных аплитов (хд = 0,007±0,002% Т а20 5). Следует
заметить, однако, что указанные различия средних лишь немного
превышают ошибку их определения, в то же время среднеквадратич­
ные отклонения и коэффициенты вариации содержаний Т а20 5
в альбитовом агрегате гранобластовой структуры и блоковом кварцево-сподумен-полевошпатовом пегматите почти вдвое больше, чем
те же величины для среднезернистого кварцево-сподумен-альбитового
агрегата, что свидетельствует о более равномерном распределении
колумбита—танталита в последней парагенетической ассоциации.
Несколько иная картина наблюдается в распределении N b20 5.
Среднезернистый кварцево-сподумен-альбитовый агрегат отли­
чается заметно повышенным средним содержанием ниобия (хи =
= 0,0118±0,0004% N b20 5) по сравнению с другими структурными
разновидностями пегматита, где оно практически одинаково (х: =
= 0,008±0,001, х П1 = 0,0085±0,0008, х1У = 0,007±0,002). В то же
время коэффициенты вариации и среднеквадратичные отклонения
во всех четырех группах пегматитов близки между собой и значи­
тельно меньше по сравнению с таковыми для тантала. Последнее
указывает на более равномерное распределение в пегматитах колум­
бита по сравнению с танталитом.
Особенности распределения редких элементов — лития, берил­
лия, тантала и ниобия — в различных парагенетических ассоци­
ациях пегматитов сподуменового типа соответствуют наблюдениям
над минералогическим составом этих пород, их возрастными соотно­
шениями и предполагаемыми условиями их образования. Ранее
было высказано предположение об образовании крупно- и гиганто­
зернистого кварцево-сподумен-полевошпатового пегматита блоко­
вой структуры за счет собирательной перекристаллизации средне­
зернистого кварцево-сподумен-альбитового пегматита, включая
и реликтовый блоковый мнкроклин. Действительно, при сравнении
распределения редких элементов в этих двух агрегатах четко вы­
является соответствие их составов. Оно выражается, в первую оче­
редь, в близости средних содержаний отдельных элементов, которые
отличаются на величины, соизмеримые с ошибкой определения сред­
них значений.
Это сходство устанавливается также при сравнении содержаний
редких элементов в обеих разновидностях пегматитов в пределах
отдельных сечений жильных тел. Особенно четко указанная законо­
мерность видна на примере тантала и ниобия. Коэффициент корреля­
ции между средневзвешенными содержаниями Т а20 5 в этих ассо­
циациях составляет +0,87, для N b20 5 он равен +0,84. Графически
корреляцию иллюстрирует рис. 56. Точки соотношения средне­
взвешенных содержаний тантала и ниобия вытягиваются в две по­
лосы, совпадающие с прямой тождества составов, что свидетельствует
о строгой зависимости содержания тантала и ниобия в повообразо185
ванном грубозернистом агрегате от содержания этих элементов
в исходной среднезернистой породе.
Уравнения регрессии для Т а20 5 и Nb20 5 соответственно
имеют вид
г/ш = 1,1гц — 0,0028 и у 1П = 0,95гп — 0,0012,
где х„ — содержание компонента в весовых процентах в среднезернистом кварцево-сподумен-альбитовом пегматите; уш — со­
держание компонента в блоковом кварцево-сподумен-полевоTa,Nb
шпатовом пегматите.
В уравнении для тантала
коэффициент при «я» > 1,0, что
отражает относительное обога­
щение новообразованной породы
танталом. В уравнении же для
ниобия коэффициент при «я»
<С 1,0 отражает относительное
обеднение породы III ниобием.
Эта взаимообратная тенденция
для тантала и ниобия находит
свое отражение в изменении со­
става минералов группы колум­
Л, Та205, НЪ205,10 %
бита—танталита
в гиганто­
зернистом пегматите блоковой
Рис. 56. К орреляци я между содержанием
структуры,
где новообразо­
тан та л а и ниобия в среднезернистом кварцево-сподумен-альбитовом пегм атите I I и бло­
ванные крупные кристаллы
ковом кварцево-сподумен-полевош патовом пег­
м ати те I I I . Ж и р н ая линия — ли ния тож де­
колумбита—танталита II обога­
ств а составов.
щаются танталом и обедняются
ниобием.
Различный характер распределения минералов-носителей редких
элементов в среднезернистом и блоковом пегматите находит своеотражение в изменении других статистических параметров — средне­
квадратичных отклонениях v, коэффициентах вариации о, коэф­
фициентах асимметрии А . Ранее указывалось, что в среднезернистом
кварцево-сподумен-альбитовом пегматите сподумен, колумбит—
танталит и берилл распределены относительно равномерно. Обра­
зование блокового кварцево-сподумен-полевошпатового пегматита
связано с сегрегацией отдельных минеральных видов в гнездовые
скопления. В связи с этим отдельные участки блокового пегматита
обогащены, а другие обеднены соответствующим компонентом. Есте­
ственно, что при этом среднеквадратичные отклонения и коэффи­
циенты вариации содержаний элементов для новообразованного
блокового пегматита будут значительно больше, чем для исходного
пегматита. Эту картину мы и наблюдаем при сравнении статисти­
ческих параметров распределения редких элементов для пород II
и III (табл. 64).
Наличие гнездовых скоплений редкометальных минералов в бло­
ковом пегматите определяет собой и увеличение положительной
186
асимметрии кривых распределения соответствующих компонентов,
что особенно отчетливо видно на примере Т ао0= (Атт = +0,85,
Аш = +1,7) и ВеО (А„ = +0,25;
А1И = +2,1).
Сопоставление средних и кри­
вых распределения различных эле­
ментов между собой позволяет сде­
лать еще один важный генетический
вывод. Тантало-пиобиево-бериллиевая и литиевая минерализации, повидимому, разорваны во времени.
Определенная часть тантала, ниобия
и бериллия выделяется в виде само­
стоятельных минералов в стадию об­
разования мелкопластинчатого аль­
бита раньше кристаллизации споду­
мена. Об этом свидетельствует очень
пизкое содержание лития в альбитовом
пегматите гранобластовой
структуры при пуассоновском рас­
пределении лития по сравнению
с высоким содержанием L i20 при его
нормальном распределении в сред­
незернистом кварцево-сподумен-аль­
битовом агрегате, в то время как
средние содержания тантала, ниобия
и бериллия и характер их распреде­
ления в этих двух разновидностях
пегматита практически не изменя­
ются.
С генетической точки зрения наи­
более интересным явилось бы уста­
новление соотношений между содер­
жаниями в отдельных парагенетических ассоциациях лития, калия и
натрия, поскольку именно они отра­
жают количественные изменепия
1,0
в соотношении главных породообра­
57. К орреляция между содеря?азующих минералов. Такие данные Рис.
нием (вес. %) к ал и я и л и ти я (а) и м и ­
кроклина
и сподумена (б) в пегм атитах
для изученных пегматитов, к сожа­ сподуменового
ти п а. Д ан ны е табл. 62.
лению, ограничены лишь анализами
12 валовых проб (табл. 62). Все же
они позволяют говорить о существовании тесной обратной корре­
ляции между литием и калием. Эта зависимость, представленная
графически на рис. 57, выражается уравнением регрессии
Ух = 5,6 — 2,4г,
где х — содержание L i20 ; ух — содержание К 20 , вес. %.
187
Это уравнение и высокое отрицательное значение коэффициента
корреляции (rK_Li = —0,83) свидетельствуют о наличии обратной
зависимости между содержанием в пегматитах указанных элементов,
что находит известное объяснение в возрастных взаимоотношениях
отдельных минералов. Ранее отмечалось широкое развитие процессов
замещения блокового кварцево-микроклинового пегматита средне­
зернистым кварцево-сподумен-альбитовым агрегатом, а также
весьма обычное замещение блокового микроклина II сподуменом I.
Д ля поздних этапов пегматитообразования характерно развитие
мелкочешуйчатого мусковита по сподумену. Поскольку этот про­
цесс имеет небольшие масштабы, а содержание мусковита в пегма­
титах сравнительно невелико, обратная корреляция между содержа­
нием лития и калия может быть отнесена почти целиком за счет
замещения микроклина сподуменом. Количества L i20 и К.20 пере­
считаны на содержания соответственно сподумена и микроклина,
и на рис. 57, б графически показано соотношение в пробах между
этими минералами. Здесь так же, как и на рис. 57, а, точки группи­
руются узкой полосой, средняя линия которой описывается уравне­
нием регрессии
г / = 4 0 — 1 ,2 х ,
где а; — содержание в породе сподумена, вес. %; у — содержание'
микроклина.
Из этого уравнения следует ряд интересных выводов. Во-первых,
отрицательное значение коэффициента при х указывает на обратный
характер связи. Во-вторых, значение у = 40 при х = 0 показывает
вероятное содержание микроклина в исходной породе до ее замеще­
ния кварцево-сподумен-альбитовым агрегатом, которое, по-види­
мому, составляло около 40%. Эта цифра довольно близка к среднему
содержанию микроклина в пегматитах полевошпатового типа (45%),
которые согласно геологическим наблюдениям являются исходным
субстратом для образования пегматитов сподуменового типа.
Тесная корреляция между литием и натрием отсутствует (?'Na_L =
= + 0,21 незначим), что, вероятно, связано со сложными взаимо­
отношениями между сподуменом и альбитом. С одной стороны,
в кварцево-сподумен-альбитовом среднезернистом пегматите оба эти
минерала замещают блоковый микроклин, откуда следует ожидать,
прямой корреляции Li — Na. С другой стороны, сподумен на позд­
них этапах минералообразования замещается сахаровидным альби­
том, из чего должна следовать обратная корреляция между литиеми натрием.
Рубидий и цезий. В пегматитах изученного района эти два эле­
мента не образуют собственных минералов. Они концентрируются
в калиевом полевом шпате и мусковите. Выше было показано, что
рубидий и цезий в этих минералах изоморфно замещают калий,
с чем связано изменение их физических свойств и, в частности, уве­
личение объема элементарных ячеек обоих минералов. Ничтож­
ное количество рубидия и цезия присутствует также в плагио­
188
клазе (табл. 17). Кроме того, цезий концентрируется в бе­
рилле.
Распределение рубидия в сподуменовых пегматитах иллюстри­
рует табл. 63, откуда следует, что около 98% этого элемента скон­
центрировано в двух минералах — микроклине и мусковите. На
долю микроклина приходится около 70% от его общего содержания,
на долю мусковита — меньшая его часть (около 30%). Лишь менее
1 % рубидия связано с бериллом и альбитом.
Распределение цезия выглядит несколько иначе (табл. 63). Основ­
ная его часть (около 90%) также концентрируется в микроклипе
и мусковите. Однако, несмотря на более высокое содержание в пегма­
титах микроклина, цезий распределяется поровну между обоими
минералами, что связано с гораздо более высоким содержанием
цезия в мусковите по сравнению с микроклином. Более 10% цезия
концентрируется в берилле, который обладает наиболее высоким
содержанием этого элемента по сравнению с другими минералами
сподуменовых пегматитов.
Средние содержания рубидия и цезия в микроклинах и мускови­
тах из пегматитов различных типов приводится в табл. 6, а в табл. 62
указано валовое содержание этих элементбв в пегматитах различных
типов.
Сравнение этих данных позволяет выявить интересные особен­
ности концентрации в различных минералах рубидия и цезия. Так,
для микроклина характерны постепенный рост содержаний рубидия
и цезия от пегматитов полевошпатового типа к сподуменовому типу
и в то же время уменьшение отношения Rb/Cs. Те же элементы в му­
сковитах ведут себя иначе. Их содержание в мусковитах из пегма­
титов полевошпатового и мусковит-полевошпатового типов почти
одинаково (0,5—0,6% R b 20 и 0,015—0,016 Cs20). Обогащены руби­
дием и цезием только мусковиты сподуменовых пегматитов (0 ,8 %
R b 20 и 0,05% Cs20). Отношение Rb/Cs в мусковитах также заметно
уменьшается только при переходе от полевошпатовых и мусковитполевошпатовьтх пегматитов к сподуменовым пегматитам.
Сравнение общего содержания рубидия и цезия в пегматитах
различных типов показывает, что наименьшее, содержание рубидия
характерно для пегматитов полевошпатового типа (0,082% R b 20),
однако даже здесь оно в четыре раза превышает кларковое для гра­
нитов. В мусковит-полевошпатовых пегматитах концентрация руби­
дия резко возрастает (0,21 % R b20) и далее незначительно снижается
в сподуменовых пегматитах (0,18 R b20).
Иначе ведет себя цезий. Его концентрация последовательно
возрастает от пегматитов полевошпатового типа (0,003% Cs20)
к мусковит-полевошпатовым (0,0045% Cs20) и далее к сподуменовым
пегматитам (0,0078% Cs20).
Указанные особенности концентрации рубидия и цезия согла­
суются с наблюдениями над возрастными взаимоотношениями пегма­
титов различного типа и слагающих их отдельных минералов. На
ранних стадиях пегматитообразования, характеризующихся после­
183
довательным накоплением калия в форме микроклина, концентри­
руются также рубидий и цезий, причем гораздо интенсивнее по
сравнению с калием (уменьшение K/Rb и K/Cs отношений в микро­
клинах). Образование мусковита связано с более поздним этапом
формирования пегматитов, когда общая концентрация рубидия
и цезия в системе была достаточно высокой. Но этой причине муско­
вит, кристаллизовавшийся в пегматитах полевошпатового и мусковит-полевошпатового типов, обладает более высокой концентрацией
рубидия и цезия по сравнению с ассоциирующим с ним микроклином.
Одинаковое содержание рубидия и цезия в мусковитах из обоих
типов пегматитов, ' вероятно, свидетельствует об одновременной
кристаллизации мусковита в этих образованиях.
Этап кристаллизации сподумена сопровождается резким умень­
шением содержания калия в системе и выносом его из пегматитов
во вмещающие породы (биотитизация габбро, образование секущих
габбро биотитовых, биотнто-хлоритовых гнейсов и сланцев, со­
пряженных с зонами развития сподуменовых пегматитов). Вероятно,
в этих условиях происходит разделение калия и редких щелочей,
которые практически не выносятся из системы.
Только меньшей миграционной способностью рубидия по сравне­
нию с калием можно объяснить тот факт, что микроклины и муско­
виты из сподуменовых пегматитов обладают гораздо более высокой
концентрацией рубидия по сравнению с его содержанием в тех же
минералах из мусковит-полевошпатовых пегматитов, тогда как
общее содержание рубидия в сподуменовых пегматитах не только
не увеличивается, а даже несколько снижается. Сравнительно не­
велико и общее увеличение концентрации цезия в сподуменовых
пегматитах по сравнению с пегматитами мусковит-полевошпатового
типа. Таким образом, при формировании кварцево-сподумеп-альбитового агрегата увеличение содержания рубидия и цезия в ассоци­
ирующих с ним микроклинах и мусковитах связано не столько
с привносом этих элементов в пегматитовую систему, сколько с их
накоплением относительно калия в связи с выносом последнего
во вмещающие породы.
Аналогичное явление имеет место при формировании блокового
кварцево-сподумен-полевошпатового агрегата,
где содержание
калия по сравнению со средним составом пегматитов сподуменового
типа уменьшается на 40% (№ 15 и 24, табл. 62), тогда как содержа­
ние рубидия уменьшается всего лишь на 15% (около 0,15% R b 20),
а цезия — на 20% (около 0,6% Cs20). В то же время концентрация
рубидия и цезия в минералах-носителях — микроклине и муско­
вите — из блокового кварцево-сподумен-полевошпатового пегматита
почти в два раза выше по сравнению с ранней генерацией тех же
минералов в сподуменовых пегматитах.
Галлий. Галлий в пегматитах района не образует собственных
минералов-концентраторов и присутствует в эндокрпптном состоянии
в породообразующих алюмосиликатах. На ранних этапах пегмати­
тового процесса галлий концентрируется в полевых шпатах, где
190
его среднее содержание составляет около 0,005% (табл. 65). Общее
содержание галлия в пегматитах полевошпатового типа составляет
около 0,0032%, что в полтора раза превышает кларк галлия
в гранитах.
В сподуменовых пегматитах общее содержание галлия заметно
увеличивается (около 0,0056%) и превышает кларковое почти втрое.
Это, по-видимому, связано с общим увеличением концентрации
алюминия в сподуменовых пегматитах. В то же время в этап форми­
рования сподумена имеет место и перераспределение галлия, в связи
с чем в полевых шпатах из пегматитов сподуменового типа содержа­
ние галлия уменьшается почти вдвое (0,002—0,003%) по сравнению
с полевыми шпатами полевошпатовых пегматитов. Основными кон­
центрациями галлия здесь являются мусковит (0,04% Ga, 43%
от его общего содержания) и сподумен (0,014% Ga, 41% от общего
содержания). Интересно отметить, что мусковиты из сподуменовых
и полевошпатовых пегматитов обладают практически одинаковым
содержанием галлия.
Марганец. Данные о концентрации и распределении марганца
получены только для сподуменовых пегматитов. Его среднее содер­
жание составляет около 0 ,1 %, что превышает кларк марганца для
гранитов в полтора раза.
Марганец образует несколько собственных минералов — гранат—
спессартин, литиофилит, манганапатит, колумбит—танталит. Кроме
того, повышенное содержаний марганца отмечается в биотите, тур­
малине, мусковите и сподумене. Концентрация марганца в полевых
шпатах и кварце ничтожна (менее 0,01%). Распределение марганца
в различных минералах сподуменовых пегматитов иллюстрирует
табл. 63. Согласно приведенным в пей данным основная часть мар­
ганца концентрируется в его собственных минералах — гранате
(45%) и литиофилите (20%). Около 20% марганца приходится на
долю сподумена, где он изоморфно замещает литий.
Сравнение концентрации марганца в ранних и поздних генера­
циях марганецсодержащих минералов из сподуменовых пегматитов
(граната, апатита, колумбита—танталита) показывает, что более
поздние их генерации, образование которых связано с процессом
собирательной перекристаллизации, значительно обогащаются мар­
ганцем по сравнению с ранними генерациями тех же минералов.
Гранаты сподуменовых пегматитов по сравнению с гранатами квар­
цево-полевошпатовых пегматитов также отличаются повышенным
содержанием спессартинового компонента. Все это свидетель­
ствует о том, что марганец накапливается в пегматитах на
более поздних стадиях их формирования, причем для него ярко
выражена тенденция к концентрации в собственных минералахносителях. Такое поведение марганца в пегматитовом процессе
прямо противоположно поведению железа и магния (ср. ниже).
Бор. Данные о концентрации бора в пегматитах района отрывочны
и немногочисленны. Единственный минерал-концентратор бора —
турмалин — распространен исключительно в пегматитах мусковит191
Т а б л и ц а 65
Содержание галли я (10“4%) в минералах пегматитов полевош патового (I)
и сподуменового (III) типов
Ga
Тип
пегма­
тита
Номер
образца
Ga
Количе­
Тип
Хими­
ственный
пегма­
ческий
спектраль­
тита
ана­
ный ана­
лиз
лиз
Номер
образца
П л а ги ок л аз
М ус к о в п т
1545-ж
430
1552
420
I
I
1545-ж
1552-г
1555
65
52
47
I
Среднее
55
—
1008-1
1002
1004
1014-е
1016-1
1017-е
1022-г
1030-в 1031-3
1032-н
1033
22
23
24
24
30
23
20
' 14
36
38
36
—
Среднее
26
35
'
III
III
—
1015-6
1044-А
430
430
—
Среднее
430
Кв а р ц
1002
0,5
1012-г
0,4
1012-д
1,0
1030-а
0,3
1033-ж
0,3
1039-е
0,6
1048-г ■
0,2
С реднее
0,5
(умен
180
140
150
160
160
140
140
140
140
200
64
120
1,0
1545
1545-г
1545-ж
1545-а
34
62
47
28
Среднее
43
—
1012-г
1039-г
1041-г
1060
14
15
12
37
—
Среднее
144
-
56
48
С редиее
19
Средняя
проба по
сподуме­
новым
пегмати­
там
—
А налитики JI. А. Кузнецов и М. И. Волкова.
192
1,0
1016-1
1030-6
1031-е
1033-е
•1039-е
1048-12
1052-2
1340
1341-к
1341-П
1770-а
2181-2
Ми к г 0к л и н
I
425
I II
III
—
Среднее
I II
29
20
55
Количе­
Хими­
ственный
спектраль­ ческий
ана­
ный ана­
лиз
лиз
80
100
74
100
139
—
полевошпатового типа, где валовое содержание бора составляет
около 0,16% и превышает его кларк для гранитов почти в 100 раз.
В пегматитах полевошпатового типа турмалин является очень
редким акцессорным минералом, в связи с чем общее содержание
бора здесь не превышает тысячных долей процента.
В пегматитах сподуменового типа концентрация бора ничтожна;
турмалин в них почти отсутствует. Эта особенность является спе­
цифической только для сподуменовых пегматитов изученного района,
поскольку в других участках пегматитовой полосы турмалин яв­
ляется характерным минералом пегматитов сподуменового типа.
ВТОРОСТЕПЕННЫЕ И РЕД КИ Е «ДЕФИЦИТНЫ Е» ЭЛЕМЕНТЫ
Эту группу элементов составляют кальций, магний и железо,
а также титап, скандий и редкоземельные элементы. Вероятно,
сюда же относятся барий, стронций, никель, кобальт, ванадий
и хром, но чрезвычайно скудные сведения об этих элементах заста­
вляют рассматривать их в группе очень редких случайных элементов.
Кальций, магний и железо. Основным концентратором кальция
является плагиоклаз (альбит и альбит—олигоклаз), значительно
меньшая его доля приходится на апатит и другие минералы. В соот­
ветствии с общим уменьшением основности плагиоклаза от пегмати­
тов полевошпатового типа к мусковит-полевошпатовым и сподумеиовым пегматитам содержание кальция последовательно уменьшается
(соответственно 0,43, 0,27, 0,12% Са).
В отличие от кальция, магний образует несколько собственных
минералов-концентраторов:
биотит,
турмалин,
гольмквистит,
но поскольку их общее содержание в пегматитах очень невелико,
значительная часть магния (до 40%) рассеивается в альбитах, со­
держащих сотые доли процента магния. В сподуменовых пегматитах
значительная часть магния захватывается в качестве структурной
примеси сподуменом и мусковитом (соответственно 30 и 18% его
общего содержания). Среднее содержание магния в пегматитах
сподуменового типа составляет около 0,15%, что в 4 раза ниже
кларка для «средних гранитов». Данные по содержанию магния
в пегматитах других типов отсутствуют.
Подобно магнию, железо образует большое количество собствен­
ных минералов-носителей: магнетит, гематит, биотит, турмалин,
гранат, колумбит—танталит и др. Значительная концентрация
железа отмечается в ранних генерациях мусковита и сподумена,
где оно в виде катиона Fe3+ замещает алюминий. Достоверные данные
о концентрации и распределении железа получены только для споду­
меновых пегматитов. Среднее содержание железа по данным хими­
ческого анализа здесь составляет около 0,5% , что почти в 6 раз
ниже кларка этого элемента для гранитов.
Распределение железа в минералах сподуменовых пегматитов
иллюстрирует табл. 66. Согласно приведенным в ней данным основ­
ная масса железа приходится на долю мусковита (около 40%) и спо13 З а к а з 1329
193
Т а б л и ц а 66
К онцентрация и распределение ж елеза в минералах
сподуменовых пегматитов
Минерал
Среднее
Содержа­
содержа­
ние
ние
минерала,
вес. % (А ) Fe, вес. %
(Б)
К варц ........................
Альбит . . . .
М икроклин ....................
Сподумен ................
М усковит ................
Гранат . . . .
Колумбит ................
А патит . . .
Магнетит . . .
П р о ч и е ....................
29,7
31,4
14,2
17,3
6,5
0,20
0,01
0,25
0,01
0,53
Сумма
100,00
........................
А-Б
Концентрация
от общего
содержания
в пегматите,
%
0,07
0,09
0,63
1,82
12,4
5,5
2,20
1,28
10,90
11,83
2,48
0,06
75
4,3
37,0
40,1
8,5
02
72,4
—
0,72
2,4
29,47
100,0
Б алан с распределения ж елеза
Содержание Fe в средней пробе по данным минералогического
0,295
А ' Б \J
анализа (1ж
К — ^ 1Q()
Содержание Fe в средней пробе по данным химического
л и за (М )
Погрешность
баланса
ана­
0,500
вес. % Fe (К — М )
—0,205
% от общего содержания Fe в средней пробе
по данным химического анализа
( К —М
\
{
м --юо)
-4 1 %
думена (37%) и всего лишь около 10—12% железа связано с соб­
ственными минералами-носителями: гранатом, колумбитом—тантали­
том и магнетитом. Среднее содержание железа на основании данных
о его концентрации в отдельных минералах и их распространенности
в сподуменовых пегматитах оценивается в 0,3% , что значительно
ниже среднего содержания железа, установленного химическим
анализом в средней пробе. В данном случае результат анализа средпей пробы, по-видимому, не соответствует действительной кон­
центрации железа в сподуменовых пегматитах, поскольку при дро­
блении в щековых и валковых дробилках проба засоряется метал­
лическим железом.
При описании мусковита, колумбита—танталита и граната (аль­
мандин—спессартина) было показано, что ранние генерации этих
194
минералов значительно богаче железом, чем более поздние. Эти
данные свидетельствуют о том, что железо концентрируется на ран­
них этапах пегматитообразования, а продукты поздних стадий
кристаллизации обедняются этим компонентом. Таким образом,
железо в пегматитовом процессе ведет себя подобно кальцию
и магнию.
Титан. В полевошпатовых пегматитах титан образует собствен­
ные минералы —- ильменит, ильмеиорутил и пирохлор, а также
рассеивается в биотите и мусковите. В пегматитах двух других типов
титан находится в эндокриптном состоянии. В целом содержание
титана последовательно уменьшается от полевошпатовых пегматитов
к сподуменовым. В той же последовательности уменьшается и кон­
центрация титана в слюдах, гранатах и колумбитах—танталитах
от ранних к поздним их генерациям. Таким образом, продукты более
поздних этапов пегматитового процесса последовательно обедняются
титаном, что прямо противоположно поведению пиобия и в особен­
ности тантала.
Скандий и редкоземельные элементы. Значения средних содержа­
ний этих элементов в пегматитах района не установлены ввиду не­
достаточного количества анализов. О поведении скандия и редко­
земельных элементов в пегматитовом процессе можно судить только
на основании анализа отдельных минералов. Согласно этим данным
редкоземельные элементы концентрируются в гранатах, иттроколумбите, пирохлоре и ильмеиорутиле, причем во всех этих мине­
ралах иттрий и элементы его группы резко преобладают над церием
и лантаноидами.
Скандий концентрируется в тех же минералах, а также в биотите,
мусковите и берилле (от 0,01 до 0,08% Sc20 3). Изоморфная примесь
редкоземельных элементов и скандия во всех указанных минералах
характерна только для полевошпатовых пегматитов. Ни один из
минералов мусковит-полевошпатовых и сподуменовых пегматитов
не содержит скандия и редкоземельных элементов в спектрально
ощутимых количествах « 0,000 п%). Только в апатитах в ни­
чтожном количестве устанавливается иттрий (следы линий, ме­
нее 0,000 п%).
Таким образом, скандий и редкоземельные элементы концентри­
руются на ранних этапах пегматитового процесса и ведут себя по­
добно кальцию, магнию, железу и титану. По-видимому, в стадию
образования сподумена, мусковита и кислого альбита они выносятся
из пегматитовой системы во вмещающие породы совместно с калием
и откладываются в биотите. Подобное явление установлено X. Бьёрлике IBjorlykke, 1937] для пегматитов Ивеланда (Южная Норвегия).
ОЧЕН Ь РЕД КИ Е СЛ У Ч А Й Н Ы Е ЭЛЕМ ЕНТЫ
Стронций и барий. Оба эти элемента рассеяны в полевых шпатах,
где их содержание составляет сотые доли процента. Согласно данным
спектрального анализа содержание стронция в микроклинах увели­
чивается пропорционально росту содержания в них рубидия, что,
чч*
195
вероятно, связано с распадом радиоактивного изотопа R b87 -v Sr87.
Других закономерностей в поведении стронция и бария выявить
не удалось.
Цирконий и гафний. Основная масса циркония и гафния концен­
трируется в одном минерале — цирконе, который во всех изученных
пегматитах встречается крайне редко (тысячные доли процента).
Содержание циркония в среднем можно оценить в ?i-10-3%, что
на порядок ниже его кларка для гранитов. С учетом повышенной
концентрации гафния в цирконах (до 1—3 %) среднее содерясание гафния в пегматитах составляет стотысячные доли процента,
что также значительно ниже кларка для гранитов. Таким образом,
цирконий и гафний являются весьма «дефицитными» элементами.
Олово. Оценить среднее содержание олова в изученных пегмати­
тах на основании имеющихся данных не представляется возможным.
В пегматитах полевошпатового типа олово не образует самостоятель­
ных минералов. Наиболее высокое содержание этого элемента отме­
чается в ильменорутиле (около 2% Sn). Следы олова (0,000 тг%)
установлены спектроскопически в мусковите, биотите и гранате.
В мусковит-полевошпатовых пегматитах олово концентрируется
главным образом в колумбитах—танталитах (до 1%). Следы олова
отмечаются в турмалине.
В сподуменовых пегматитах десятые доли процента олова по­
стоянно обнаруживаются в колумбитах—танталитах. Повышенным
содержанием олова отличается также сподумен (0,0п%). Олово
здесь образует и собственный минерал — касситерит, однако содер­
жание его очень невелико (0,00 п%). Низкое содержание касситерита
в сподуменовых пегматитах района является их характерной осо­
бенностью, поскольку аналогичные пегматиты других районов мира
содержат значительное количество касситерита, нередко являюще­
гося предметом добычи.
Уран и торий. Среднее содержание урана и тория в изученных
пегматитах не превышает десятитысячной доли процента. Уран
образует несколько собственных минералов — уранинит, гуммит,
стунит, а такясе в значительном количестве входит в состав пирохлора
и микролита. Все эти минералы относятся к группе весьма редких.
Десятые и сотые доли процента урана постоянно отмечаются в ильменорутиле и колумбите—танталите.
Сера, мышьяк, висмут и сурьма. Все эти элементы, относящиеся
к группе очень редких, за исключением сурьмы связаны с собствен­
ными минералами. В полевошпатовых пегматитах присутствует
только сера, концентрирующаяся в молибдените. В мусковит-полево­
шпатовых пегматитах появляется мышьяк, образующий довольно
редкий здесь арсенопирит. В сподуменовых пегматитах кроме серы
и мышьяка появляется и висмут, связанный с единичными зернами
висмутина. В этом же минерале спектрально обнаружены следы
сурьмы.
Молибден. Наиболее высокое содержание молибдена отмечается
в некоторых жилах полевошпатового типа, где в гнездах кварца
196
наблюдается обильная вкрапленность молибденита. JB сподуменовых
пегматитах молибден также концентрируется в молибдените, причем
этот минерал ассоциирует обычно с ранним сподуменом и никогда
не встречается с другими сульфидами. Все это свидетельствует о том,
что концентрация молибдена связана с относительно ранними эта­
пами пегматитового процесса.
Цинк, кадмий, свинец и медь. Эти элементы концентрируются
в довольно редких сульфидах, распространенных главным образом
в сподуменовых пегматитах. Наиболее высокая концентрация харак­
терна для цинка, связанного со сфалеритом. Медь и особенно сви­
нец присутствуют в ничтожном количестве. Появление всех этих
элементов в пегматитах связано с одним из наиболее поздних этапов
пегматитового процесса — образованием агрегата сахаровидного
альбита и сопутствующих ему минералов (стадия рекристаллизации
и образования вторичных аплитов).
Никель, кобальт, ванадий и хром. В небольшом количестве
(0,001—0,000 ?i%) отмечаются в мусковите, биотите, магнетите, иль­
мените, гранате, рутиле из пегматитов полевошпатового типа. В му­
сковит-полевошпатовых и сподуменовых пегматитах никель и кобальт
присутствуют в весьма редко встречающемся здесь пирротине. В со­
ставе мусковита указанные элементы не обнаружены.
Г Л А В А
4
О ГЕНЕЗИСЕ ПЕГМАТИТОВ
РАЙОНА
В теории иегматитообразоваиия внимание исследователей сосре­
доточено на трех основных проблемах: месте пегматитов различного
типа среди последовательно формирующихся серий интрузивных
пород; условиях минералообразования на различных стадиях пегма­
титового процесса; характере взаимодействия пегматитов с вмеща­
ющими породами и влиянии последних на минеральный состав
пегматитов.
Полученный автором фактический материал позволяет подойти
к решению этих вопросов на примере пегматитов исследованного
района.
О ГЕН ЕТИЧЕСКО Й СВЯЗИ ПЕГМАТИТОВ С ГРАНИТАМИ
В настоящее время существование генетической связи между
редкометальными гранитными пегматитами и гранитами не вызывает
сомнений. Интрузии гранитов рассматриваются как источник основ­
ной массы элементов, необходимых для формирования редкометаль­
ных пегматитов. На поздних этапах кристаллизации гранитной
магмы редкие элементы накапливаются либо в остаточном легко­
подвижном расплаве, обогащенном летучими, либо во флюидо­
гидротермальном остатке, а инъекция этих магматогенных остатков
и их кристаллизация в окружающих породах дают начало всему
многообразию гранитных пегматитов.
В пределах многих регионов (Казахстан, Сибирь, Забайкалье
и др.) устанавливается генетическая связь редкометальных пегма­
титов с многофазными интрузиями биотитовых гранитов, формиру­
ющихся в заключительный этап развития геосинклинальных по­
движных зон [Гинзбург, 1955, 1961; Гинзбург, Горжевский, 1957;
Котляр, 1962, Архангельская, 1964].
Что касается редкометальных пегматитов рассматриваемого ре­
гиона, то до недавнего времени их генетическая связь с гранитоидными интрузиями оставалась проблематичной. Лишь исследования
последних лет, проведенные автором совместно с Л. И. Гордиенко,
позволили выявить геологические и геохимические критерии гене­
тической связи редкометалышх пегматитов района с малыми интру­
зиями турмалин-мусковитовых гранитов, формирование которых
является закономерным этапом геологического развития региона.
При картировании наиболее крупного массива турмалин-мусковитовых гранитов было установлено широкое распространение в его
198
эндоконтактовой зоне шлировых пегматоидных обособлений, по
составу и структуре аналогичных пегматитам экзоконтактовой зоны,
а также постепенный и непрерывный переход одних в другие. Вы­
явлено присутствие одних и тех же редкометальных минералов
в шлирах пегматоидных гранитов и пегматитах экзоконтактовой
зоны, а также постепенное увеличение интенсивности редкометаль­
ной минерализации пегматитовых яотл по мере их удаления от гра­
нитного массива. В результате изучения петрохимических особен­
ностей турмалин-мусковитовых гранитов удалось показать, что
по сравнению с гранитами «среднего» состава они заметно обогащены
редкими элементами — литием, рубидием, цезием, бором, ниобием
н танталом (кларки концентрации указанных элементов соответ­
ственно составляют + 4 , + 1 ,4 , + 5 ,6 , + 6 5 , + 1 ,5 и +5,7). Кларки
концентрации этих «избыточных» элементов еще более возрастают
в пегматитах экзоконтактной зоны (табл. 61). Все эти данные, не­
сомненно, свидетельствуют о прямой генетической связи между
турмалин-мусковитовыми гранитами и редкометальными пегма­
титами.
Следует отметить, что установленная в нашем районе генетиче­
ская связь гранитных редкометальных пегматитов с мусковитовыми
гранитами отнюдь не является исключением. Аналогичные соотно­
шения между мусковитовыми гранитами, представляющими собой
поздние дериваты интрузии биотитовых гранитов, и редкометальными
пегматитами были недавно установлены в Забайкалье А. Б. Тим­
ченко [1961]. Подобная же связь намечается и между двуслюдяными
гранитами и редкометальными пегматитами Калбы
[Никитин,
Садовский, Филиппов, 1959].
Данные о геологическом положении интрузивных тел потенци­
ально пегматитоиосных гранитоидов, обобщенные в недавней работе
В. В. Архангельской [1964], показывают, что их положение связано
с определенными (поздними и средними) этапами развития гео­
синклинальных зон земной коры. В связи с этим встает вопрос о про­
исхождении турмалин-мусковитовых гранитов, по своему составу
и геологическому положению резко отличающихся от других гра­
нитоидов региона.
Данные калий-аргонового метода по биотиту (2700—2300 млн. лет)
позволяют относить эти породы к нижнепротерозойскому интрузив­
ному комплексу, где наиболее ранней группой интрузии являются
породы основного состава (габбро, анортозиты), сменяющиеся более
кислыми амфибол-биотитовыми гранодиоритами. Еще более кис­
лыми в этом ряду являются турмалин-мусковитовые граниты, отли­
чающиеся повышенным содержанием кремнезема, повышенной
щелочностью, преобладанием калия над натрием и заметно пони­
женной концентрацией фемических элементов — кальция, магния
и железа. Такая же петрохимическая специализация, но выраженная
еще более отчетливо, характерна и для пегматитов изученного рай­
она (см. табл. 61, рис. 51). Геологическое положение турмалинмусковитовых гранитов и данные абсолютного возраста показывают,
199
что их формирование происходило в заключительный этап развития
нижнепротерозойской геосинклинальной зоны в более высоком ее
структурном ярусе по сравнению с предшествующими интрузиями
гранодиоритов.
Все вышесказанное позволяет рассматривать турмалин-мусковитовые граниты как продукты позднего этапа развития единого тектоно-магматического цикла, интрузивная деятельность которого
закончилась в нижнем протерозое формированием жильной фации
ультракислых и щелочных пород — редкометальных гранитных
пегматитов.
СТАДИЙНОСТЬ И ОСОБЕННОСТИ ФОРМ ИРОВАНИЯ
ПЕГМАТИТОВ
Несмотря на большой объем новых данных, полученных за пос­
ледние годы при изучении пегматитов различного типа, не существует
единого представления о их генезисе. Теория пегматитообразования
развивается по-прежнему в борьбе двух крайних направлений.
Представители одного из них развивают взгляды основополож­
ника классического учения о пегматитах А. Е. Ферсмана [1940].
Эта группа исследователей [Власов, 1946, 1955, 1961, 1965; Гинз­
бург, 1955, 1961, 1964; Камерон и др., 1951; Варламов, 1958; Со­
седко, 1961; Солодов, 1962; Недумов, 1965] рассматривает пегматиты
как продукт фракционной кристаллизации остаточного специфиче­
ского расплава. Так, К. А. Власов [1965, стр. 333] считает, что
«пегматитовый расплав-раствор содержит в основном все компоненты
своей будущей кристаллизации и, таким образом, является отно­
сительно замкнутой системой». Явления замещения в пегматитах
рассматриваются исключительно как автометаморфический процесс.
Другое направление в теории пегматитообразования отрицает
возможность отделения от материнского интрузива «водоогненного»
остаточного легкоподвижного расплава и акцентирует внимание
на ведущей роли процессов перекристаллизации и метасоматоза при
формировании пегматитов [Hess, 1925, 1933; Shaller, 1925, 1927;
Landes, 1933; Коржинский, 1937; Заварицкин, 1947; Никитин,
1949, 1950, 1959].
В последнее время все большее число исследователей приходит
к выводу, что образование пегматитов представляет собой много­
стадийный процесс, в ходе которого осуществляется неоднократный
привнос различных компонентов в пегматитовые тела, сопровожда­
ющийся метасоматическим замещением ранних минеральных ассо­
циаций. Для керамических и слюдоносных пегматитов такие пред­
ставления развиваются В. Д. Никитиным [1949, 1952, 1955,
1959], Н. В. Горловым и Г. Ф. Симоновой [1957], Ю. М. Соколовым
[1960], М. Е. Салье [1962, 1963] и многими другими.
Метасоматическая природа редкометальной минерализации в пег­
матитах обсуждается в работах В. Д. Никитина [1957], С. Г. Шавло
[1958], В. Д. Никитина, Ю. А. Садовского и В. А. Филиппова [1959],
М. Н. Мануйловой [1963]. В пользу налоя<енной литиевой минера­
лизации в сподуменовых пегматитах недавно высказался также
А. И. Гинзбург [1964].
Различия во взглядах на генезис пегматитов в настоящее время,
по-видимому, заключаются в отношении к следующим основным
вопросам: в чем причина возникновения гигантозернистых агрегатов
и концентрически зонального их распределения, столь характерных
для пегматитов вообще, какова природа редкометальной минерали­
зации в пегматитах и с чем связаны сопровождающие ее метасоматические явления, какова роль процессов магматической кристал­
лизации, перекристаллизации и метасоматоза при формировании
пегматитов различных типов?
Приведенные выше материалы о геологическом положении, вну­
треннем строении и вещественном составе изученных пегматитов,
возрастных взаимоотношениях отдельных минералов и их агрегатов
в пегматитах различного типа, а также данные об особенностях
химического состава «сквозных» минералов позволяют ответить
на ряд из поставленных выше вопросов и дать общую схему форми­
рования пегматитов района. Такая схема приводится на рис. 58.
В ее основу положена минералого-геохимическая характеристика
стадий пегматитового процесса, условия минералообразования каж­
дой из которых обсуждаются ниже.
Начальная стадия пегматитового процесса, как было показано
ранее, приводит к формированию плагиоклазовых приконтактовых
аплитов и равномернозернистого пегматита гранитной структуры,
т. е. пород, весьма сходных по составу и структуре с лейкократовыми
гранитами. Последние обычно рассматриваются как продукты позд­
них дифференциатов гранитных магм. Характерной геохимической
особенностью этой стадии минералообразования является отсутствие
минералов-концентраторов редких элементов.
Большинство геологов, изучавших гранитные пегматиты других
районов, связывает образование аплитов и гранит-пегматитов с пер­
вичной кристаллизацией из магматического расплава в открытой
полости. В этом вопросе единодушны как сторонники гипотезы
А. Е. Ферсмана [Беус, 1960; Власенко, 1955; Гинзбург, 1955; Ро­
дионов, 1964], так и сторонники гипотезы А. И. Заварицкого [Заварицкий, 1947; Никитин, 1949, 1950, 1952, 1959].
Для сподуменовых пегматитов А. Б. Наливкиным [1965] разви­
вается иная точка зрения, согласно которой образование кварцево­
полевошпатового пегматита аплитовой и гранитной структуры свя­
зано с изменением габброидных пород под влиянием гидротермальных
растворов, привносящих натрпй и кремний. В результате пере­
распределения вещества вмещающих пород в ослабленных тектони­
ческих зонах возникают существенно плагиоклазовые аплиты и актинолитовые амфиболиты. Эти представления не подтверждаются
геологическими наблюдениями. Между плагиоклазовыми аплитамп
и амфиболитами не существует тесной пространственной связи,
а пегматиты залегают не только среди актинолитовых амфиболитов,
201
200
ельнаяпе- Натриевый
Первичная маг­ Собираталлизаиив,
Стадии
Литиевый
Собирательная Рекристалли матическая кри­ рекрист
и калиевый ме­ метасоматоз метасоматоз перекристалли­ зация1динамо- Выщелачивание
минералообразоВания ст
м етамврфи зм)
зация
аллизация тасоматоз
Тиломоррные элемен­
т ы ^1 привнос, кон­
центрация Втвердых
фазах (-] вынос
Т ем перат ура
крист аллизации, С
+K,Rb,Cs(TR,Scfe, +Na,Ta,Nb,Be(Li) +Li,Si,Al,Ta,Nb,
Na,Ca
та
-K,(TR,Sc,Fe,Til
500
5 ВО -5 3 0
7 50-Б 50
~К
BeJNa)
+Si,Li,Na,Be,Cs/ftb + Na,S,Zn
Ta,hn)
-H,Al,(Nb,Fe)
480-430
3 8 0 -3 2 0
~ K ,u
+Ca,Na
-U
300
100
Плагиоклазовый Неравнонерно-гру- Агрегат мел но Средкезерни - Гигантозерни­
Оарагенетические аплит и мелко­ бозернистый квар- пластинчатого стый кварцево - стый кВарцево\ М елкозерни- Друзовые по ассоциации f ст рук­ зернистый кВар- цево-полввошпа- альбита, альВи- сподумен-аль сподумен-поле- сть'В альбити■л ост и на месте
т урные ра зн о ви д ­ цеВо-полевоита- тоВый пегматит тйВый пегм а ­ битовый пегна- ВоитатоВый т ы (Вторич­ выщелоченного
ности пегматитов то Вый пегм а­ графической, пег- тит гранобла­ тит,кВарцеВо- пегм ат ит бло­ ны е аплиты) сподумена
тит гранит­ матоидной и бло­ стовой струк­ мусковитоВый ковой ст рук­
агрегат
т уры
ной структуры ковой структуры туры
1-зернист ы й
Л -Б локовы й
j y - Блока вый 7 - сахаровидный Yi-короткостолбчатый
Кварц
Плагиоклаз
Иикронлин
Мусковит
1-среднезер- Л-Блоковый-нонист ый пла­ ротноприз-_ Ш -мелкозерматический
нистый
стинчатый
Сподумен
Биотит
Апатит
Гранат
I -длиннопризматичесмии
Берилл
Л
-н о р о т н о п р и з м а т и чесни й
Тй-изометриче- Jy-таблитчатый
сний блоковый мелкозернист ый
UTUlllUliat 'ДЛП-ил^------
1-пластинчатый
Колумбиттанталит
Ж-таблитча- Ш-мелкопластинчать/и
тый
ТЛПШЛШ
Турмалин
Литиофилит
Гольмквистит
Магнетит
Ильменорутил
Пирохлор
Молибденит
Циркон
Арсенопирит
Насситерит
Уранинит
Сфалерит
Пирит
Микролит
Цеолиты
БаВенит
Кальцит
Вторичные ф о сфаты(пурпурит и
др.)
Глинистые мине­
ралы
Гидроокислы
Рис. 58. М инералого-геохимнчсская схема формирования пегм атитов изученного района.
^ — кристаллизация минерала; г — кристаллизация с частичным переотлошением; з — переотложение.
но в большинстве случаев развиваются среди анортозитов или габброанортозитов. Кроме того, аплитовые жилы, залегающие среди гранодиоритов и биотитовых гнейсов, вообще не вызывают каких-либо
изменений окружающих пород. Наличие смещенных ксенолитов
в пегматитах также не свидетельствует в пользу метасоматического
■образования аплитов и гранит-пегматитов.
Qu
Рис. 59. Средний состав пегматитов полевошпатового типа (S ), мусковитполевошпатового типа (11) и слагающих их отдельных структурных разно­
видностей пегматита на фазовой диаграмме системы: альбит — ортоклаз ■
кварц.
Т очки построены по данным табл. г 62. Н и ж н я я к р и в ая — эвтекти ческая
л и н и я д л я «сухих» расплавов, в ер х н я я — эвтекти ческая л и н и я д л я
п ==*
= 1000 кГ/см* [T u ttle , Bowen, 1952].
и ,и
Для выяснения вопроса о том, насколько близок состав продуктов
ранней стадии пегматитообразования к кварцево-полевошпатовой
эвтектике на фазовой диаграмме тройной системы альбит—калиевый
полевой шпат—кварц (рис. 59), найдены точки, отвечающие среднему
составу плагиоклазовых аплита (точка 1) и равномернозернистого
пегматита гранитной структуры (точка 4). Их положение соответ­
ствует двойной (аплит) и тройной (гранит-пегматит) эвтектике для
«сухих» расплавов, что согласуется с обычной схемой кристаллиза­
ции гранитной магмы, когда вначале избыточный плагиоклаз и кварц
выделяются совместно (аплит), а затем уже кристаллизуется тройная
эвтектика плагиоклаз—кварц—микроклин (гранит-пегматит).
Все вышесказанное позволяет охарактеризовать начальную ста­
дию пегматитового процесса как стадию первичной кристаллизации
204
эвтектического расплава. В соответствии с экспериментальными
данными [Tuttle, Bowen, 1952] температура кристаллизации может
быть оценена в 750—650° G.
Иные условия минералообразования характеризуют следующую
стадию пегматитового процесса, приводящую к формированию не­
равномерно-грубозернистых кварцево-полевошпатовых разновид­
ностей пегматита. Наблюдения показывают, что блоковый кварцево­
полевошпатовый агрегат возникает, с одной стороны, благодаря
слиянию порфиробластов полевых шпатов (главным образом, микро­
клина), развивающихся в виде цепочек и гнезд по среднезернистому
пегматиту гранитной структуры и нередко заключающих в себе
его реликты, а с другой — за счет постепенного укрупнения зер­
нистости этой породы. Более позднее образование грубозернистого
пегматита по сравнению с гранит-пегматитом не вызывает сомнений.
Однако об условиях формирования этой структурной разновидности
нет единого мнения. Классическая теория А. Е. Ферсмана рассма­
тривает блоковые пегматиты как продукты кристаллизации эвтекти­
ческих остатков в замкнутой системе. Но нормальным ходом кристал­
лизации расплава невозможно объяснить появление существенно
плагиоклазовых зон в периферических участках гнезд блокового
пегматита, кристаллизующихся позже пегматита гранитной струк­
туры эвтектического состава.
Гораздо более правдоподобное объяснение процессу образования
пегматита блоковой структуры дает гипотеза А. Н. Заварицкого,
Д. С. Коржинского и В. Д. Никитина, рассматривающая эти обра­
зования как продукт собирательной перекристаллизации гранитпегматита. Действительно, переход пегматита гранитной структуры
в гнезда блокового пегматита сопровождается не только изменением
структуры минерального агрегата, но и перераспределением ве­
щества (дифференциацией полевых шпатов), что проявляется в отчет­
ливой зональности гнезд блокового пегматита, сложенного по пери­
ферии плагиоклазом и кварцем, а в центральной части — кварцем
и микроклином. Сегрегационный характер процесса выражается
также и в укрупнении графических вростков кварца в полевых
шпатах вплоть до образования кварцевых ядер в центральной части
гнезд блокового пегматита.
Сравнение среднего состава равномернозернистого пегматита
гранитной структуры с валовым составом неравномерно-грубозернистых разновидностей пегматита и расчет баланса вещества при
предполагаемом образовании грубозернистого пегматита за счет
вещества гранит-пегматита показывают следующее (табл. 62).
С одной стороны, обе эти породы очень сходны в отношении содер­
жания главных петрогенных элементов — кремния и алюминия,
а с другой — грубозернистый пегматит заметно обогащается калием
и обедняется натрием и кальцием. Особенно отчетливо эта
тенденция видна при сравнении составов гранит-пегматитов и бло­
кового пегматита из жил мусковит-полевошпатового типа (табл. 62,
ан. 9, 10, 11).
205
Учитывая, что средний состав блокового пегматита в жилах
полевошпатового типа не выходит за пределы тройной эвтектики
(рис. 58, точка 7), его образование еще можно объяснить собира­
тельной перекристаллизацией гранит-пегматита с дополнительным
обогащением новообразованной породы калием благодаря взаимо­
действию с существенно-калиевым газовым остатком в условиях
кристаллизации закрытой системы.
Для блокового пегматита, формирующегося в жилах мусковитполевошпатового типа, такое объяснение уже неприемлемо. По срав­
нению с пегматитом гранитной структуры содержание калия здесь
увеличивается почти вдвое (на 85% от исходного, привнос + 7 0 кг/м3
К) — табл. 67, а точки составов (рис. 58, точки 9, 10, 11) лежат
гораздо ниже области тройной эвтектики. Последнее свидетельствует
о резком пересыщении породы микроклином и заставляет предпола­
гать значительный привнос калия извне в систему при формировании
блокового кварцево-полевошпатового пегматита (калиевый мета­
соматоз). К подобному же выводу относительно образования микро­
клина в мусковитовых пегматитах пришла М. Е. Салье [1962, 1963].
Таблпца
67
Б аланс вещ ества при образовании блокового кварцево­
полевош патового пегматита (2, 3) за счет среднезерннстого
гранит-пегматита (1)
Прпвнос (+ ) ,
вынос (—)
Содержание
Компо­
ненты
кг/м 3
кг/м 3 (А • do)
вес. % (Л)
% от содер­
ж ан и я в ис­
ходной по­
роде
2—1
3 -1
1
2
3
1
2
3
2—1
3 -1
Si
А!
Fe
Mg
Ca
Na
К
Rb
35,4
7,4
0,35
0,12
0,50
3,86
3,00
0,05
35,7
6,9
0,21
0,06
0,29
3,26
4,48
0,07
34,5
7,9
0,14
929
180
5,5
1,6
7,7
85,1
116,9
1,8
900
208
3,7
0,29
2,52
5,56
0,19
931
195
9,2
3,2
13,1
101,5
78,9
1,3
7,7
65,8
145,1
5,0
_2
-1 5
—3,7
—1,6
- 5 ,4
-1 6 ,4
+ 3 8 ,0
+ 0 ,5
- 0 ,2
—3,3
-3 1
—7,7
+ 4 ,6
+9
—60
—5,5 - 4 0
—50
—
—41
- 5 ,4 —41
—35,7 —16
—35
+66,2 + 4 8
+84
+ 3 ,7 + 4 0 + 2 8 0
Объем­
ный вес
(do)
2,63
2,61
2,61
—
—
—
—
—
—
—
—
—
Однако такое объяснение не является единственно возможным.
Учитывая экспериментальные данные о значительной растворимости
кремния в водяном паре при высоких давлениях [Kennedy и др.,
1962], можно предположить, что обогащение блокового пегматита
КаЛИвМ связано С потерей кремния систем ии при у да. лепила,
остатка из пегматитовой полости. Все же последняя точка зрения
представляется менее обоснованной, поскольку в этом случае следо­
вало бы ожидать и потерю пегматитовой системой легкоподвижных
комплексных соединений редких элементов. В действительности же
наблюдается иная картина: одновременно с формированием мономинеральных гнезд кварца происходит кристаллизация минераловносителей редких элементов — раннего берилла, ильменорутила,
пирохлора. В это же время образуются магнетит, ильменит, гранат,
турмалин, биотит и, возможно, мусковит, концентрирующие в себе
железо, титан, марганец, а также скандий и редкоземельные эле­
менты. Вероятно, концентрация всех указанных элементов на этой
стадии пегматитового процесса связана с резкими уменьшениями
объема пегматитового остатка и накоплением в нем элементов, ранее
не захваченных решетками породообразующих минералов. Именно
такие условия создаются при формировании кварцевого ядра
пегматитов.
В то же время накопление в микроклине рубидия и цезия более
логично объяснить прпвносом этих элементов в пегматитовую по­
лость совместно с калием, о чем свидетельствует наиболее высокая
концентрация рубидия и цезия в блоковом микроклине из жил
мусковит-полевошпатового типа, характеризующихся и максималь­
ной валовой концентрацией калия.
Независимо от того, что ближе соответствует действительности —
привнос калия или вынос кремния, — стадию формирования блоко­
вого кварцево-полевошпатового пегматита следует рассматривать
как метаморфический процесс, протекающий в условиях частично
открытой физико-химической системы. Его сущность заключается
в собпрательной перекристаллизации кварца и полевых шпатов
пегматита гранптной структуры. Это явление сопровождается уве­
личением концентрации калия, рубидия, цезия и других редких
элементов и уменьшением содержания кремния, натрия и кальция
в блоковом пегматите.
Равновесные условия кристаллизации минералов (взаимное за­
мещение микроклина и альбита с сохранением ориентировки релик­
товых пертитов и антипертитов, ориентировка графических вростков
кварца в полевых шпатах), по-видимому, свидетельствуют о длитель­
ности этой стадии минералообразования и очень медленном измене­
нии физико-химических параметров пегматитовой системы. Именно
эти обстоятельства и обусловливают образование гигантских блоков
кварца и полевых шпатов. Данные о химическом составе полевых
шпатов в блоковом пегматите позволяют оценить температурный
режим его формирования. Микроклин, содержащий от 25 до 30%
пертитовых вростков альбита, здесь ассоциирует с кислым плагио­
клазом № 4—8. Температура совместной кристаллизации двух
полевых шпатов подобного состава определяется по методу
Т. Ф. Барта [1962] с учетом поправок, предложенных И. Д. Рябчи­
ковым [1965], в 580—530° С.
207
206
Стадией собирательной перекристаллизации, по существу, закан­
чивается формирование пегматитов полевошпатового типа, на кото­
рые впоследствии накладываются процессы иного характера.
С ранним из них связано формирование мелкозернистого альбитового пегматита. Замещение блокового кварцево-полевошпатового
пегматита агрегатом мелкопластинчатого (шахматного) альбита по­
зволяет охарактеризовать этот процесс как стадию натриевого мета­
соматоза. Прнвнос натрия в пегматитовую систему сопровождается
выносом калия (замещение микроклина альбитом), т. е. протекает
процесс, по химизму совершенно противоположный предыдущей
стадии пегматитообразования. С натриевым метасоматозом, повидимому, связано поступление в пегматиты ниобия, тантала и бе­
риллия (скорее всего в виде устойчивых комплексных фтортанталов,
фторниобатов и фторбериллатов натрия), а также фосфора и отчасти
бора и лития. Минералы-концентраторы этих элементов (колум­
бит—танталит, натриевый берилл, апатит и турмалин) являются
типичными акцессориямн участков альбитизации. Особенно высокая
концентрация тантала, ниобия и бериллия характерна для альбитовых агрегатов пз жил сподуменового тппа, где они развиты в их
фланговых участках. Следует отметить, что натриевый метасоматоз
в пегматитах района интенсивно маскируется проявленной стадией
литиевой минерализации, что затрудняет изучение его особен­
ностей.
Особо важную роль в пегматитовом процессе играет стадия кри­
сталлизации сподумена и формирование среднезернистого кварцевосподумен-альбитового пегматита. Пересечение цепочками кристал­
лов сподумена агрегатов мелкопластинчатого альбита, которое
сопровождается перекристаллизацией последнего в крупнопластин­
чатый альбит, свидетельствует о том, что эта стадия минералообразования следует, несомненно, позя^е стадии натриевого мета­
соматоза.
Жилообразная форма выделений кварцево-сподумен-альбитового
агрегата, рассекающего блоковый микроклин, и непосредственные
взаимоотношения слагающих сподуменовый пегматит минералов
с блоковым микроклином говорят о метасоматическом характере
развития среднезернистого сподуменового агрегата по блоковому
кварцево-полевошпатовому
(микроклиновому)
пегматиту.
При
этом присутствующие в замещаемой породе кварц и альбит, повидимому, подвергаются перекристаллизации, а мпкроклин заме­
щается сподуменом и отчасти альбитом. Обычно полного замещения
блокового микроклина не происходит, и во вновь образованной
породе сохраняются его релпкты.
Содержание реликтового микроклина непостоянно в отдельных
участках жил и в целом обратно пропорционально объему, занятому
кварцев о-сподумен-альбитовым пегматитом. Не преувеличивая,
можно сказать, что замещение блокового микроклина кварцев о-споду­
мен-альбитовым агрегатом именно и создает специфический текстур­
ный облик сподуменовых пегматитов. В соответствии со всеми этими
208
фактами находится обратная
корреляция между содержа­
нием в валовых пробах лития аи
и
калия (rLik = —0,83).
ч
\о
На основании уравнений
регрессии для пары литий—
калий удается вычислить ис­
я
ходное содержание в породе
калия. Расчетные данные
«Н
w В
(4,1—5,7% К 20 ,
среднее
cd Ч
ни
ed о
4,9% К 20) довольно близко
и в.
совпадают с содержанием
&
Р*кв
&
этого компонента в квар­
о
цево-полевошпатовых и квар­
ио
*
цев о- мусковит- полевошпато­
и Й
о
о еэ
но
вых пегматитах (4,9—5,5%
В н
о
К 20 ), что еще раз подтвер­
чл В3
ждает справедливость пред­
о
и
положения о метасоматиче­
В о
о4
ском характере
развития
Я8
«т
кварцев о-сподумен - альбито8В. °и
вого агрегата. Расчет баланса
Оо
вещества при таком про­
а
цессе (табл. 68) указывает
в я
о
<~
на качественно новую гео­
и >*
И
й
химическую обстановку этой
о
В и
стадии
минералообразоваВ ©
ния. Она заключается в при*я §2
еэ Ч
вносе в пегматитовую си­
§ю
со
сз о
стему не только лития, но и
о*
е
V
значительной массы кремния
оO^
и алюминия и, вероятно,
а>
натрия (+ 2 0 —30 кг/м3 Li;
К8
ж
+ 7 0 - 8 0 кг/м3 Si; + 4 0 Я °4
60 кг/м3 А1; + 1 9 —20 кг/м3
<D
Na, что составляет соответ­
ff *
ственно около 2000, 8, 15
и и
с? он
и 15% от первоначального
в в
содержания этих элементов
ч
в пегматите). При этом вы­
Wос*
носится значительное коли­
в
чество калия (100—130 кг/м3
К , до 90% от его первона­
чального содержания в бло­
ковом кварцев о-микроклиновом пегматите).
Все вышесказанное дает
основание характеризовать
^
со
О
н
СО Ю
о
S
X
1> О
05 05 Ю
14 З а к а з 1329
О
СМ 0 5 о о
I rU N O C O C Q t^
+ + I2 + i I
+
ft в
0 0 0 5 СО С ) О О
<мсм
+I +
- с- > СО 0 5I 0 0I
+
s r c q o
со
- v f lo оо оо o '
+ + ’+ + !
ed
cd
<м
о
05 N 0 5
05
ч-i 0 5 т -Г СО О * 0 5 СО
со
I СМ СМ СМ I
00
ed
cd
Г> о
+ + I2 + I I
+ + 1+ + Т 1
1> 0 0 05
О 05 гн со 05 гн
t - Ю I СО -г-( СО
+ + 1+ + 7
05
СО СО СО
^
СМ СО
0 0 LO
0 5 СМ
'■а
0 0 LO ! > ■чн '
• н Ю Ю v f CD СО* •
СОVf смсо^
0 5 СМ
оа ХНГ»«чн00
LO LO v f LO*-v f о
t '- СО
СО 0 0 т н
0 5 СМ
о
СО 0 0 О
О СО !>• т н lO LO l o "
О О
СО Nt*
0 5 СМ
чн
N O N 'H O O O C O N
тн
т н СО О ^ ч н тН
об о " о "
со" см ' о " СМ
-гн 0 0 СМ 0 0
00
coo q cM o o ^H L o o c^
L O оо* о " о
со
н
cd
g
^
с о ' о ' о " см
^
-г-4
о
с о СМ
см см о _ L O о
сю
0 5 о " " Н СО О
О
СМ
со
0 5 LO СМ СО 0 5 N
LO 0 5 СМ^О ^ LO LO *<H СО
v f
со
о ' о ' см' l o ' o ' c m
3a о
|
о
vo
H
о
209
стадию кристаллизации сподумена как стадию литиевого метасома­
тоза. С этой стадией связано также увеличение в пегматитах общей
концентрации тантала, ниобия и бериллия. Колумбит—танталит и бе­
рилл — носители этих редких элементов — являются характер­
ными второстепенными минералами среднезернистого кварцево-спо­
думен-альбитового агрегата. Важно подчеркнуть, что эти минералы
распределены в породе относительно равномерно, в связи с чем
коэффициенты вариации содержаний тантала, ниобия и бериллия
здесь сравнительно невелики (соответственно 48, 46 и 42%). Вели­
чина отношения Ta/Nb в целом для среднезернистого кварцевосподумен-альбитового пегматита составляет около 0,9. При этом
в колумбитах—танталитах преобладает ниобий (Ta/Nb = 0,5—0,6),
а в породообразующих силикатах — тантал (Ta/Nb >• 1). Тантал
и ниобий резко превалируют над титаном, что выражается в отсут­
ствии минералов-концентраторов титана и весьма низком его со­
держании в колумбитах—танталитах (0,мвес. % ТЮ 2). Здесь отсут­
ствуют характерные для акцессорных минералов блоковых разно­
видностей полевошпатовых пегматитов редкие земли и скандий.
По-видимому, на этой стадии они выносятся из пегматитовой си­
стемы. Аналогичное явление описано для пегматитов Ивеланд,
в Ю. Норвегии, Г. Бьёрлике [Н. Bjorlykke, 1937], где в процессе
формирования жил клевеландита гранат, апатит, берилл, колумбит
и некоторые другие акцессорные минералы микроклиновых блоковых
пегматитов теряют ранее присутствовавшие в них в виде кристалло­
химической примеси скандий и редкоземельные элементы. При
замещении кварцево-сподумен-альбитовым агрегатом блокового
кварцево-полевошпатового пегматита вместе с калием в раствор
переходит значительная часть содержащегося в микроклине рубидия
(до 4—5 кг/м3, табл. 68). Однако в отличие от калия, который вы­
носится из пегматитовой системы, рубидий почти полностью остается
в ней и входит в состав реликтового микроклина, подвергающегося
частичной перекристаллизации. Расчет показывает, что система
в целом теряет всего лишь около 15% рубидия от первоначального
содержания.
Аналогичным образом ведет себя и цезий. Обогащение реликто­
вого микроклина этими элементами (до 0,9% R b 30 и 0,04% Cs20),
по-видимому, связано с изменением (уменьшением) коэффициента
сокристаллизации * калия, рубидия и цезия при падении темпе­
ратуры.
Подобное явление для калия и цезия экспериментально уста­
новлено X. П. Эгстером [Eugster, 1955], а для калия и рубидия
на основании термодинамических расчетов показано И. Д. Рябчи­
ковым [1965]. Состав ассоциирующих в кварцево-сподумен-альбитовом агрегате микроклина и плагиоклаза позволяет оценить тем­
пературу их образования в 480—430° С, что почти на 100° С ниже
*
Соотношение коэффициентов распределения
твердой и жидкой фазамп [Хлоппн, 1938].
210
микрокомпонента
между
температуры кристаллизации полевых шпатов при формировании
блокового кварцево-полевошпатового пегматита. Близкое значение
т е м п е р а т у р ы кристаллизации получено также и для сподумена мето­
дом декрипитации (400—450° С).
Продукты литиевого метасоматоза, по существу, определяют
собой возникновение пегматитов сподуменового типа. Эта стадия
минералообразования развивается лишь в пегматитовых телах,
залегающих среди пород основного состава — анортозитов, габбро
и амфиболитов. Возможные причины этого явления обсуждаются
ниже.
В пегматитах мусковит-полевошпатового типа, часть из которых
располагается в биотитовых гнейсах, в эту же стадию процесса
происходит образование иной структурной разновидности пегматито-кварцево-мусковитового агрегата. Об этом свидетельствуют
взаимные переходы кварцево-сподумен-альбитового пегматита
по простиранию в кварцево-мусковитовый агрегат, постоянное при­
сутствие в первом мусковита, наличие в обеих породах одних и тех же
второстепенных минералов и повышенная концентрация лития
в мусковите и берилле из пегматитов мусковит-полевошпатового
типа. Единая геохимическая направленность процесса образования
этих двух агрегатов заключается в уменьшении концентрации калия
и увеличении концентрации алюминия по сравнению с содержанием
этих элементов в полевошпатовых пегматитах. Основное же их
различие заключается в поведении лития. Вероятно, образование
кварцево-мусковитового агрегата было вызвано воздействием на
кварцево-полевошпатовый пегматит «отработанных» эманаций, кото­
рые «сбросили» большую часть лития при кристаллизации сподумена
в других пегматитовых телах. Пересыщение минералообразующей
среды литием для кристаллизации сподумена здесь уже было не­
достаточным. О том, что концентрация лития все же была довольно
высокой, свидетельствуют его повышенная концентрация в муско­
вите и берилле и наличие гольмквистита в экзоконтакте некоторых
пегматитовых жил полевошпатового типа.
Поскольку выводы относительно условий минералообразования
этого важнейшего этапа идут вразрез с представлениями пре­
дыдущих исследователей, необходимо на них кратко остано­
виться.
А. И. Гинзбург [1955, 1961], приводя факты повсеместного интен­
сивного замещения сподуменом блокового микроклина, делал все же
вывод о том, что сподумен кристаллизуется непосредственно из оста­
точного расплава-раствора. Он объяснял замещение блокового микро­
клина сподуменом процессами автометасоматоза в закрытой системе.
Если такой процесс действительно имел место, то следует ожидать
возникновения в пегматитах сопряженных в пространстве участков,
резко обогащенных микроклином или сподуменом, и наличия слож­
ных и неопределенных возрастных соотношений между этими мине­
ралами. Однако таких явлений в сподуменовых пегматитах не наблю­
дается. Несмотря на тщательные поиски сподумена в более ранних
разновидностях пегматитов, этот минерал здесь найден не был,
поэтому нет оснований рассматривать замещение блокового микро­
клина сподуменом как автометаморфический процесс.
А. Б. Наливкин [1965J выделяет образование сподумена в само­
стоятельную стадию и характеризует ее как метасоматический про­
цесс. Однако литиевый метасоматоз он относит ко времени, пред­
шествующему формированию блокового микроклина. Для обосно­
вания более раннего образования сподумена А. Б. Наливкин выдви­
гает следующие доказательства: в сподумене отсутствуют включения
блокового микроклина; в ряде жил большая часть сподумена содер­
жится в виде включений в микроклине. Несомненно, что только
наличие и л и отсутствие включений одного минерала в другом не
может однозначно решить вопрос об их возрастных взаимоотноше­
ниях. В то же время А. Б. Наливкин ни словом не упоминает об
обтекании блоков микроклина кристаллами сподумена, пересечении
цепочками сподумена и жилоподобными выделениями кварцевосподумен-альбитового агрегата крупных монокристаллов микро­
клина — таких фактов, которые встречаются в каждом значительном
обнажении. По мнению А. Б. Наливкина, олигоклаз является более
ранним минералом, чем сподумен. Все другие минералы, в том числе
и блоковый микроклин, развиваются по сподумену. Эти заключения
находятся в полном противоречии с фактами.
Вопрос о времени и характере процесса образования мусковита
(кварцево-мусковитового агрегата) в пегматитах кварцево-мусковпт-полевошпатового типа и его соотношении со сподуменовой мине­
рализацией предыдущими исследователями не ставился, поскольку
ими изучались только пегматиты сподуменового типа.
В недавней работе А. И. Гинзбурга [1964], посвященной вопро­
сам генезиса пегматитов, кристаллизация сподумена и формирование
кварцево-мусковитового агрегата также параллелизуются и рас­
сматриваются как единый процесс гидролиза полевых шпатов, про­
текающий в условиях различной концентрации лития в минерало­
образующей среде.
Следующий за стадией литиевого метасоматоза этап формирова­
ния крупно- и гигантозернистого кварцево-сподумен-полевошпатового пегматита блоковой структуры характеризуют иные условия
минералообразования. Они определяют существенные отлнчия этой
структурной разновидности пегматита от среднезернистого кварцевосподумен-альбитового агрегата, заключающиеся в значительно
большем размере выделений всех минералов как второстепенных,
так и породообразующих, в изменении их возрастных взаимоотно­
шений и в специфике их химического состава.
Одной из важнейших особенностей блокового пегматита является
неравномерное гнездовое распределение минералов. Наиболее ярко
оно выражено для второстепенных минералов — апатита, граната,
берилла, колумбита—танталита и др. Та же тенденция проявляется
и у породообразующих минералов, в связи с чем возникают сопря­
женные в пространстве очень пестрые по минеральному составу
212
разновидности пегматита блоковой структуры, вплоть до образова­
ния мономпнеральных гнезд кварца, клевеландпта и т. п.
В то же время средний состав блокового кварцево-сподуменполевошпатового пегматита очень близок к составу среднезернистого
кварцево-сподумен-альбитового агрегата, если учесть содержание
реликтового микроклина в этой породе. Ее постепенный переход
в гнезда блокового пегматита путем укрупнения зернистости, изме­
нение взаимоотношений сподумена и микроклина, указывающих
на одновременную кристаллизацию обоих минералов, а также диф­
ференциация вещества, выражающаяся в обогащении перифери­
ческих участков гнезд блокового пегматита альбитом, а центральных
микроклином, сподуменом и кварцем, дают основание рассматривать
процесс формирования блокового кварцево-сподумен-полевошпатового пегматита как собирательную перекристаллизацию. Расчет
баланса вещества при таком процессе (табл. 69) показывает, что
изменение состава блокового пегматита связано лишь с заметным
увеличением концентрации кремния (+ 4 0 кг/м3 Si) и уменьшением
содержания калия (+ 2 0 кг/м3 К) и алюминия (—15 кг/м3 А1). Кон­
центрация лития и натрия практически не изменяется (+ 1 кг/м3 Li
и + 3 кг/м3 Na).
Т а б л и ц а 69
Б аланс вещ ества при образовании блокового кварцево-сподуменполевошпатового пегм атита (2) за счет среднезернистого
кварцево-сподумен-альбитового агрегата с реликтами блокового
м икроклина (1)
Привнос ( +) ,
вынос (—)
Содержание
Si
Al
Ca
Li
Na
К
Rb
Объемный
вес dо
кг/м 3
вес •%
Компоненты
кг/м 3
% от содер­
ж ания в ис­
ходной породе
1
2
1
2
2—1
2
34,17
8,70
0,12
0,61
3,08
2,10
0,16
35,63
8,15
0,11
0,65
3,19
1,25
0,14
929
237
3,3
16,6
83,8
57,1
4,4
969
222
3,0
17,7
86,8
34,5
3,8
+40
-1 5
- 0 ,3
+1,1
+ 3 ,0
—22,6
- 0 ,6
+4
—6
—9
+7
+4
—40
—14
2,72
2,72
Учитывая относительно небольшой объем, приходящийся в спо­
думеновых пегматитах на долю блоковых агрегатов (около 15—
20%), указанные изменения состава, по-видимому, следует связывать
с изменением равновесия между твердыми фазами и флюидным
213
остатком при падении температуры кристаллизации. Последняя
может быть оценена по составу одновременно кристаллизующегося
блокового микроклина и клевеландита в 380—320° С, что на 80—
100° ниже, чем температура кристаллизации кварцево-сподуменальбитового агрегата. С этим же явлением, вероятно, связано резкое
увеличение концентрации рубидия и цезия в блоковом мпкроклине III и крупнопластинчатом мусковите (до 1,2—1,5% R b 20
и 0,05 Cs20), вопреки заметному уменьшению общей концентрации
калия в блоковом пегматите. Имеющиеся данные о концентрации
и распределении лития, тантала, ниобия и бериллия в этой струк­
турной разновидности пегматита также подтверждают предположе­
ние о том, что она возникает в процессе перераспределения вещества
среднезернистого пегматита, находящегося в равновесии с флюидным
остатком. Действительно, различия средних содержаний указанных
элементов в той и другой породе не превышают ошибки определения
этих величин. В то же время среднеквадратичные отклонения и коэф­
фициенты вариации содержаний лития, тантала, ниобия и бериллия
почти вдвое больше для блокового пегматита по сравнению со средне­
зернистым кварцево-сподумен-альбитовым пегматитом (табл. 64).
Изменения химического состава отдельных минералов наиболее
детально удалось проследить на примере колумбит—танталита.
Сравнение статистических параметров распределения содержаний
тантала и ниобия в образцах этого минерала из различных ассо­
циаций показало, что изменение модальных значений состава колум­
битов-танталитов из блокового кварцево-сподумен-полевошпатового
пегматита (60% Т а20 5, 20% N b20 5) и кварцево-мусковитового агре­
гата (20% Т а20 5, 60% N b20 5) имеет противоположную направлен­
ность по сравнению с модальным составом равномерно вкрапленного
колумбита—танталита из среднезернистого кварцево-сподумен-альби­
тового пегматита (30% Т а20 5, 50% N b20 6), т. е. в одной разновид­
ности крупнозернистого пегматита в минерале тантал накапливается
относительно ниобия, а в другой, наоборот, ниобий накапливается
относительно тантала. Аналогичным образом ведут себя щелочные
элементы и бериллий в бериллах. Все эти данные наглядно
свидетельствуют о формировании блокового кварцево-сподуменполевошпатового пегматита за счет перераспределения и дифферен­
циации вещества в относительно небольшом объеме жильных тел.
Таким образом, этот этап пегматитообразования можно с полным
основанием рассматривать как автометаморфический, во время
которого пегматитовая система была относительно закрытой и равно­
весной.
Условия минералообразования на следующей стадии пегматито­
вого процесса, когда формируются мелкозернистые существенно
альбитовые породы (вторичные аплиты), подробно разбирались
ранее [Гордиенко, 1959, 1962]. Наблюдения показывают, что началь­
ный этап этого процесса очень сходен с явлениями рекристаллизации
[Кузнецов, 1953; Григорьев, 1956], которые развиваются при дости­
жении определенной температуры (порог рекристаллизации) в твер­
214
дых фазах, подвергшихся перед этим механическим деформациям
и сохранившим остаточные напряжения. Конечным итогом рекри­
сталлизации в пегматитах является образование полных псевдо­
морфоз мелкозернистого агрегата по крупным выделениям того же
минерального вида (псевдоморфозы сахаровндного альбита по клевеландиту, мелкозернистого сподумена по блоковому сподумену).
Рекристаллизация, по-видимому, является такой стадией пере­
распределения вещества, когда его перемещение является крайне
ограниченным. Для рекристаллизации, вероятно, достаточно ни­
чтожного нарушения химического равновесия в системе. С точки
зрения миграции вещества рекристаллизацию рассматривают как
частный случай перекристаллизации [Григорьев, 1956]. Строго
говоря, рекристаллизация является зачаточной стадией метасома­
тоза. Рост вновь возникших центров происходит за счет растворения
вещества более крупных кристаллов, что может иметь место только
в среде, неравновесной по отношению к материнскому минералу
и равновесной к новообразованному. Следовательно, новообразова­
ния должны отличаться по химическому составу от материнского
минерала, что и наблюдается в действительности (поздний берилл
обогащается натрием, поздний микроклин обедняется руби­
дием и т . п.).
При большей подвижности вещества в тех же термодинамических
условиях, которые вызывают рекристаллизацию, наблюдается обра­
зование вторичных аплитов за счет полной перекристаллизации
пегматита, сопровождающейся явлениями метасоматического заме­
щения. Унаследование вторичными аплитами минерального состава
первичного пегматита, а также их относительно небольшая роль
в строении жил указывают на ничтожный привнос вещества в пегма­
титовую систему извне в процессе их формирования.
Сравнивая взаимоотношения пегматитовых тел в целом с окру­
жающей средой, необходимо и рекристаллизацию, и образование
вторичных аплитов рассматривать как единый автометаморфический
процесс, в ходе которого пегматитовая система оставалась суще­
ственно закрытой. Присутствие в агрегатах сахаровидного альбита,
пирита, пирротина, халькопирита и сфалерита (клейофана), содер­
жащего менее 5 % железа, позволяет характеризовать этот процесс
как среднетемпературный, гидротермальный. Он, по-видимому, свя­
зан с региональным регрессивным динамометаморфизмом, захва­
тившим не только пегматиты всех трех типов, но и вмещающие
их породы.
Непосредственно за образованием агрегатов сахаровидного аль­
бита следует их дальнейшая переработка. В отдельных наиболее
мощных участках наблюдаются небольшие гнезда линзовидной или
неправильной формы более крупнозернистых пород того же мине­
рального состава. То, что эти участки не являются реликтами крупно­
зернистого пегматита, доказывается отсутствием замещения крупных
кристаллов сахаровидным альбитом и постепенным ростом зерни­
стости породы от краев к центру. По-видимому их образование
215
связано с собирательной перекристаллизацией вещества вторичных
мелкозернистых аплитов. Процесс этот имеет микромасштабы п по­
этому представляет чисто минералогический и генетический интерес.
Им, по существу, и заканчивается единый процесс пегматитообра­
зования в пределах изученного пегматитового поля.
Более позднее преобразование пегматитов протекает уже в со­
вершенно иной термодинамической обстановке. Последняя характе­
ризуется высоким кислородным потенциалом и неустойчивостью
сподумена. Близ контакта пегматитов с дайками диабазов в зонах
трещиноватости и милонитизации наблюдаются интенсивное раз­
ложение сподумена, его замещение глинистыми минералами и полное
выщелачивание, вплоть до образования каверн. На стенках возник­
ших пустот отлагается самый поздний копьевидный альбит и возни­
кает совершенно иной комплекс минералов — бавенит, цеолиты,
карбонаты.
Вероятно, минерализацию этой стадии пегматитообразования
следует связывать с деятельностью остаточных низкотемпературных
гидротермальных растворов. Не исключено, что в этом процессе
определенную роль играли также и грунтовые воды глубокой цир­
куляции, поскольку преобразование отдельных минералов очень
сходно с их изменениями в условиях современного выветривания —
замещение трифилита—литиофилита сиклеритом и пурпуритом,
окисление пирита вплоть до образования лимонита и т. п.
* * *
Анализируя условия минералообразования на различных ста­
диях пегматитового процесса, можно сделать вывод о том, что пегма­
тит как физико-химическая система в ходе эволюции периодически
изменяет свое состояние от существенно закрытого до полностью
открытого. В условиях «закрытого» состояния системы развиваются
процессы собирательной перекристаллизации, дифференциации ве­
щества, в связи с чем возникают концентрическая зональность в рас­
пределении макрокомпонентов породы и гнездовой характер рас­
пределения в ней микрокомпонентов. Условия подвижного равно­
весия, минимальные пересыщения среды ионообмена и вследствие
этого медленный рост кристаллов около немногих центров, вероятно,
и обуславливают гигантский размер выделений минералов в гнездах
блокового пегматита.
Выделяются два главных длительных периода состояния закры­
той системы (не считая стадию эвтектической кристаллизации).
Ранний следует за стадией первичной кристаллизации остаточного
гранитного расплава и приводит к образованию блокового кварцево­
полевошпатового пегматита, более поздний следует за стадией лити­
евого метасоматоза и приводит к возникновению блокового кварцевосподумен-полевошпатового пегматита.
В период состояния открытой системы развиваются процессы
замещения, которые сопровождаются частичной перекристаллиза­
216
цией минералов ранних генераций. При этом возникают мелкоили среднезерннстые разновидности пегматита с равномерным рас­
пределением макро- н мнкрокомпонентов. Концентрация основной
массы редких элементов в пегматитах — лития, бериллия, тантала,
ниобия, частично рубидия и цезия — связана именно с процессами
метасоматического замещения первичных кварцево-полевошпатовых
пород. Ранняя метасоматическая стадия характеризуется привносом
в пегматитовую систему калия, рубидия и цезия. Она совпадает
по времени с окончательным формированием блокового кварцево­
полевошпатового пегматита. Вслед за ней развивается стадия натри­
евого метасоматоза, с которой связан привнос в систему тантала,ниобия, бериллия и части лития. Поздняя, наиболее интенсивная
стадия метасоматоза характеризуется привносом в пегматитовую
систему кремния, алюминия и основной массы редких элементов —
лития, бериллия, тантала и ниобия. С этой же стадией связано обра­
зование большей части мусковита. Закономерное понижение щелоч­
ности мннералообразующей среды в ходе последовательно сменя­
ющих друг друга метасоматических стадий пегматитового процесса
(К
Na ч- Li -f- Si), по-видимому, отражает главное направление
эволюции состава флюидов и растворов, поступающих в пегмати­
товую систему из материнского гранитного очага.
Особое место в процессе пегматитообразования занимает поздняя
стадия рекристаллизации и формирования агрегатов сахаровидного
альбита. Она, несомненно, развивается в условиях существенно
закрытой системы, однако приводит к возникновению не крупнои гигантозернистых пород, а к образованию мелкозернистых аплитовидных агрегатов. Последнее обстоятельство, по-видимому, связано
с кратковременностью этого процесса, ограниченного рамками ре­
грессивного динамометаморфизма.
Самая поздняя низкотемпературная гидротермальная стадия
минералообразования в пегматитах, вероятно, не имеет прямого
отношения к эволюционному пегматитовому процессу. Во всяком
случае поздние ее продукты связаны с деятельностью холодных
насыщенных кислородом растворов, циркулирующих в зонах
дробления.
ВЛ И Я Н И Е ВМЕЩАЮЩИХ ПОРОД НА М ИНЕРА ЛИ ЗА Ц ИЮ
В ПЕГМАТИТАХ
До недавнего времени этот вопрос не привлекал особого внимания.
Наблюдая незначительно проявленные следы контактового взаимо­
действия типичных редкометальных пегматитов и вмещающих их
пород, исследователи приписывали последним весьма пассивную
роль. В лучшем случае учитывались только механические свойства
вмещающих пород, которые могли способствовать или препятство­
вать возникновению полостей для инъекции остаточного расплава.
В последнее время, в связи с новым фактическим материалом,
полученным при разведке н эксплуатации редкометальных пегма­
217
титов, даже сторонники гипотезы формирования пегматитов по прин­
ципу закрытой системы вынуждены допускать хотя бы частичный
привнос редких элементов в пегматитовую полость в стадию редко­
метальной минерализации. При таком допущении логично признать,
что, во-первых, состав окружающих пегматиты пород должен играть
существенную роль в изменении концентрации отдельных элементов
в гидротермальных растворах или флюидах, привносящих эти эле­
менты в пегматиты, тем самым способствуя или препятствуя кри­
сталлизации их соединений. Во-вторых, в окружающих пегматито­
вые тела породах должны быть следы прохождения рудоносных
растворов. При благоприятных условиях редкие элементы могут
концентрироваться не только в пегматитах, но и в окружа­
ющих породах.
Для ряда районов распространения редкометальных пегматитов
в настоящее время твердо установлено, что важную роль в про­
странственном их распределении играет состав вмещающих пород
[Никитин, 1959; Гинзбург, 1961]. Литологический контроль, пожа­
луй, наиболее рельефно выражен для редкометальных пегматитов
региона. В настоящее время уже никем не оспаривается тот факт,
что пегматитовые тела с редкометальным оруденением приурочены
исключительно к породам основного состава — амфиболитам, габбро
и анортозитам. Пегматитовые тела в гнейсах, сланцах и других
более кислых вулканогенно-осадочных породах свиты либо несут
убогое оруденение, либо в большинстве случаев вовсе лишены его.
Эта важная закономерность практически используется геологамипоисковиками, направляющими свои усилия в первую очередь
на изучение площадей развития основных пород. Однако причины,
вызывающие тесную пространственную связь редкометальных пегма­
титов с породами основного состава, до сих пор остаются неясными.
Полученные данные по геохимии редкометальных пегматитов района
позволяют судить о вероятных причинах такого литологического
контроля литиевой минерализации.
Главной геохимической особенностью стадии редкометальной
минерализации в пегматитах является привнос в пегматитовую
систему натрия и лития, сопровождающийся выносом значительного
количества калия во вмещающие породы. Наиболее благоприятной
средой, способной усвоить этот избыточный калий, являются именно
породы основного состава — габбро и амфиболиты, обладающие
по сравнению с гнейсами наиболее низкой первичной концентрацией
калия. Действительно, появление редкометальной (литиевой) мине­
рализации в пегматитах, залегающих среди пород основного состава,
сопровождается их интенсивной биотитизацией. Этот процесс де­
тально изучался JI. И. Гордиенко на одном из участков пегматито­
вого поля, где однородные по составу амфиболиты на участке, на­
сыщенном споду меновыми жилами, превращаются в пеструю толщу
биотитовых и а мфибол-биотитовых гнейсов. Подобное явление наблю­
дается и для вмещающих сподуменовые пегматиты габброидных
пород.
2 18
Биотитовые гнейсы, незначительно обогащенные калием, не могут
усвоить дополнительное количество этого элемента и должны пре­
пятствовать литиевому метасоматозу в пегматитовых телах. Повидимому. по этой причине в биотитовых гнейсах и не наблюдается
пегматитов с редкометальным литиевым оруденением.
Другой важной особенностью стадии редкометальной минерали­
зации является валовое увеличение в пегматитовой системе содер­
жания алюминия, которое не сопровождается потерей кремния,
а идет благодаря увеличению плотности новообразованных мине­
ралов — альбита (2,65 г/см3) и сподумена (3,15 г/см3) — за счет
микроклина (2,57 г/см3). Наиболее благоприятным источником необ­
ходимого пегматитовой системе алюминия являются более богатые
этим компонентом основные породы. Биотитовые гнейсы, бедные
алюминием, являются менее перспективными его поставщиками.
Таким образом, именно в силу двух причин — возможности погло­
щения избыточного калия и заимствования пегматитовой системой
алюминия — основные породы являются наиболее благоприятной
окружающей средой для развития литиевого метасоматоза в ранее
безрудных пегматитах.
Концентрация редких элементов в окружающих редкометальные
пегматиты породах постепенно устанавливается для многих районов
[Никитин, 1959; Мануйлова, 1963]. Описываемый район в этом
отношении не является исключением. Как указывалось ранее, спо­
думеновые пегматиты здесь сопровождаются зоной изменения вме­
щающих габброидных пород мощностью от 300 до 500 м, которые
превращаются в кварцево-хлоритовые и гольмквиститовые гнейсы
и сланцы. В последних содержание лития местами достигает 0,5%.
Состав этих вторичных пород еще достаточно не изучен, но име­
ющиеся данные указывают на высокую концентрацию в них тантала
и ниобия.
Образование кварцево-хлоритовых и гольмквиститовых пород,
несомненно, связано с мощным гидротермальным процессом. Не
вызывает сомнений и их тесная пространственная связь с редкометальной минерализацией в пегматитах. Все это позволяет рас­
сматривать образование сподумена в пегматитах и гольмквистита
в габбро и амфиболитах как единый процесс литиевого метасоматоза,
накладывающийся как на жильные тела, так и на вмещающие
их породы.
Таким образом, данные, касающиеся роли вмещающих пород
и особенностей их изменения в связи с редкометальным оруденением
в пегматитах, также свидетельствуют о его метасоматической
природе.
Г Л А В А
5
КРИТЕРИИ ДЛЯ ОЦЕНКИ ПЕРСПЕКТИВНОСТИ
ПЕГМАТИТОВ НА РЕДКОМЕТАЛЬНОЕ ОРУДЕНЕНИЕ
В результате изучения минералогии и геохимических особен­
ностей всех типов пегматитов района удалось выявить ряд крите­
риев, по которым можно оценивать перспективность редкометального
оруденения как отдельных пегматитовых полей, так и сравнительно
небольших по размерам пегматитовых выходов. Последнее особенно
ваяшо для плохо обнаженных участков, где зачастую пегматитовые
тела выявляются по редким элювиальным развалам и отдельным
глыбам, не превышающим по площади нескольких квадрат­
ных метров.
М ИНЕРАЛОГИЧЕСКИЕ К РИ ТЕРИ И
В качестве минералов-индикаторов, типоморфные свойства кото­
рых указывают на наличие редкометального оруденения в пегма­
титах, нами выделяются плагиоклаз, мусковит, апатит, а во вмеща­
ющих породах — гольмквистит и турмалин.
Для пегматитов с тантало-ниобиевым, бериллиевым и литиевым
оруденением характерно присутствие значительного количества кис­
лого плагиоклаза—альбита № 0 —5 пластинчатого облика (вплоть
до типичного клевеландита). Высокое содержание в пегматите та­
блитчатого плагиоклаза, в особенности с основностью выше № 8—10,
может рассматриваться как неблагоприятный признак при оценке
перспектив редкометальной минерализации пегматитов. Сахаровид­
ный альбит, даже имеющий состав в пределах № 3—5, в равной
мере характерен как для пегматитов с редкометальным оруденением,
так и для безрудных жил, и поэтому не может служить благоприят­
ным показателем.
На наличие редкометальной минерализации в пегматитах ука­
зывает присутствие мусковита, имеющего в пластинках более 0,5 см
в поперечнике, характерную золотисто-зеленую окраску (в более
мелких выделениях мусковит приобретает белесый оттенок). На­
против, буровато-зеленая, серо-зеленая и бурая окраска мусковита
может рассматриваться как неблагоприятный признак.
Надежным минералом-индикатором редкометального орудене­
ния в пегматитах служит голубой, синий или сине-зеленый марганец­
содержащий апатит. Благодаря яркой окраске минерала даже при
беглом осмотре обнажений удается заметить его мелкие зерна
(до 0,2 мм). Опыт показал, что во всех случаях, когда в жилах наблю­
220
дался голубой апатит, при более тщательных поисках в пегматите
обнаруживались берилл и колумбит—танталит. Более того, чем
интенсивнее окраска апатита, тем более интенсивно в жилах про­
является и редкометальное оруденение. Яркий сине-зеленый апатит
особенно характерен для пегматитовых жил со сподуменовой
минерализацией.
Редкометальному оруденению в пегматитах сопутствует по­
явление во вмещающих породах, в особенности среди амфиболитов,
некоторых вторичных минералов. Для тантало-ниобиевой и бериллиевой минерализации характерен железистый турмалин—шерл,
а для литиевой — гольмквистит. Оба эти минерала часто встре­
чаются в удалении от пегматитовых жил на десятки и сотни метров.
Поэтому их присутствие дает возможность выделять сравнительно
большие площади, перспективные для проведения более детальных
поисковых работ.
Предлагаемые критерии для оценки редкометального орудене­
ния, основанные на типоморфизме некоторых минералов пегматитов
и вмещающих их пород, достаточно надежны, а главное, не требуют
никаких дополнительных операций, кроме тщательных минерало­
гических наблюдений. Благодаря этому они с успехом могут быть
использованы при полевых рекогносцировочных работах в изучен­
ной пегматитовой полосе. Однако их эффективность для оценки
пегматитов других регионов, по-видимому, требует дополнительной
проверки.
МИНЕРАЛОГО-ГЕОХИМИЧЕСКИЕ К РИ Т ЕРИ И
В качестве поисковых критериев редкометального оруденения
могут быть использованы данные о концентрации отдельных элемен­
тов — лития, рубидия, цезия, тантала, ниобия, редкоземельных
элементов, скандия — и их соотношения в «сквозных» минералах
пегматитов.
Литий, рубидий и цезий. Для редкометальных пегматитов района
А. Ф. Соседко [1961] предложен метод прогнозирования редкометальной минерализации по содержанию рубидия и цезия и по вели­
чине Rb/Cs в микроклине. Рекомендации А. Ф. Соседко, однако,
базировались на небольшом числе анализов, выполненных к тому же
с невысокой точностью (количественные спектральные определения).
Новые данные по содержанию редких щелочей в микроклине, муско­
вите и других минералах из разнотипных пегматитов района, а также
их сопоставление с опубликованными за последнее время матери­
алами по геохимии различных пегматитовых полей СССР позволяют
дать более надежные критерии для оценки потенциальной рудоносности пегматитов. Они, по-видимому, дают возможность решать
этот вопрос в двух аспектах. Во-первых, производить оценку отдель­
ных пегматитовых тел в пределах пегматитовых полей, где редко­
метальное оруденение уже установлено, во-вторых, предварительно
оценивать совершенно неизученные с точки зрения редкометальной
221
Таблица
Уровень концентрации редких щ елочны х элементов
принадлеж ащ их разны м металло
Li, 10-4%
Тип
пегматита
Тип
оруде­
нения
Rb, 10-з%
Минерал
Cs, 10'4%
Оценки средней
1
2
1
70
в калиевых минералах пегматитов различного типа,
геническим пегматитовым провинциям
2
Пегматить провинций слюдоносно-
I
концентрации *
1
Rb/ Cs
L i/R b
L i/C s
8,1
LiM„
LiM/
Rb Mu
RbM;
13,6
1,27
2,47
42
2,4
1,77
2
керамического типа **
I
(полево­
шпатовый)
Безруд- Мусковит
ные
Мпкроклнн
Бпотпт
60± 5
4,4±0,5
320±50
23—187
2,3—18
190-600
2 0 -5 3
37±2
29±3
2 0 -6 7
2 0 -8 2
43±14
П егматип л провинции
50
97
1,0
0,16
0,015
7,4
I
(полево­
шпатовый)
Безруд- Мусковит 630±80
ные
Микроклин 1 5± 19
Биотит **** 260±600
7,4±0,3
5—14
3,0±0,7
1—6
45±20
20—80
редкометального типа ***
390—710
1 1 -1 9
1800—3300
260±40
102±29
730±260
100-720
57—210
260—1200
94 ± 3 0
53±22
1400±370
60—610
16—154
700—2100
27,6
19
5,2
0,24
0,014
2,8
6,6
II
(мусковитполевошпатовый)
Be, Nb
(Та)
Мусковит
Микроклин
580±10
80±8
340—650
49—96
360 ± 40
312±64
280—2180
2 4 0 -3 7 0
250±60
58±14
125—635
20— 200
14,4
54
0,16
0,026
2,32
1,38
7,2
1,15
4,3
III
(сподуме­
новый)
Li, Та,
Мусковит
Be
Микроклин
(Nb, Sn)
650±60
190±31
2 1 0 -8 3 0
9 4 -3 6 6
790+80
870±54
420—1520
520—1260
298±34
380±24
63—310
112-663
26,5
22,9
0,082
0,022
2,18
0,50
3,4
0,91
0,78
IV
Cs, Li,
Мусковит 1730±350
(сподуменТа
Мпкроклнн 226±26
лепидолп- (Be, Nb,
товый)
Sn)
230-1850
186—284
1920±360
1610±360
1170-2500
1200—2200
2270±380
1430 ±330
720—3360
1030-2150
8,5
10,9
0,071
0,014
0,60
0,15
6,1
1,19
1,53
* 1 —максимально правдоподобная оценка средней концентрации и ошибка
2 — 95%-ный доверительный интервал среднеарифметических значений средней
** Оценки средних вычислены по данным И. Д. Рябчикова, Б. А. Со
ловой и др. [1966], Б. М. Шмакина и др. [1964]*** Оценки средних вычислены по данным автора, А. Ф. Соседко [1961],
**** Оценка среднеарифметического и ошибки его определения х ± а~;
минерализации пегматитовые поля, т. е. позволяют выявить металлогеническую специализацию пегматитов региона. Используя соб­
ственный аналитический материал, а также многочисленные лите­
ратурные данные, мы попытались оценить средний уровень кон­
центрации редких щелочей в «сквозных» минералах пегматитов
с различным характером редкометальной минерализации и на основе
его изменчивости установить количественные критерии для выявле­
ния типа пегматита и металлогенической специализации пегмати­
товой провинции.
Согласно Д. А. Родионову и В. В. Иванову [1967], наиболее
эффективной оценкой среднего содержания элемента при исполь-
1,5
7,1
0,28
1,86
ее определения при 95%-ном уровне значимости (0 =t Ло,ов);
концентрации.
ловьевой [1961], JI.Н. Рудовской (1964), Г. П, Сафроновой (1967), М.
М. Мануй-
А. А. Ш иманского,
Ю. М. Учакина [(1962), 1963].
95%-ный доверительный интервал частных значений.
зовании данных различной представительности будет максимально
правдоподобная оценка среднего 0. Ее удобно использовать в соче­
тании с оценкой доверительного интервала для среднеарифмети­
ческих значений средних концентраций элементов в минерале, при­
надлежащем определенному типу пегматита (х ± о х ), найденной
из предложения о гауссовском распределении этих величин. Числен­
ные значения обеих оценок средних содержаний Li, Rb и Cs для
калиевого полевого шпата, мусковита и биотита из пегматитов раз­
личного типа приведены в табл. 70, куда включены и аналогичные
’ оценки для сподумен-лепидолитовых пегматитов с Cs-оруденением
(IV тип).
223
II
Анализ этих данных отчетливо показывает, что в пределах редко­
метальных пегматитовых полей первые три типа пегматитов наиболее
надежно различаются по содержанию Li в микроклине, а IV тип —
по содержанию Cs в калиевом полевом шпате и мусковите. Как было
показано выше, содержание этих элементов в названных минералах
наиболее четко контролируется валовой концентрацией Li и Cs
в жилах, т. е. является прямым указанием на присутствие Li- и Cs-ми­
нерализации в пегматите. Средние содержания Rb в микроклине
и мусковите, хотя и меняются закономерно, но ввиду очень больших
значений доверительных интервалов х и их перекрытий при 95 %-ном
уровне надежности для оценки типа пегматита могут быть исполь­
зованы лишь в сочетании с величиной коэффициента распределения
этого элемента между мусковитом и микроклином. Из табл. 70 видно,
что величина R b Vu/R bjW закономерно снижается от I ко II
и к III типу пегматитов и соответственно меняется от 2,5 до 1,7 и 0,9.
Столь же показательным является и коэффициент распределения
лития между мусковитом и микроклином (L i^/L i^ j.), изменяющийся
в том же направлении от 42 до 7 и до 3.
Геохимический смысл этих отношений следует пояснить. Лити­
евое отношение, по-видимому, отражает степень насыщенности
системы литием. Благодаря кристаллохимической близости Li к Fe
и Mg предел насыщения мусковита Li достигается уже при отно­
сительно низкой концентрации этого элемента в системе, когда
содержание Li в микроклине еще далеко от максимально возможного.
При дальнейшем росте концентрации Li в минералообразующей
среде его содержание в мусковите остается на прежнем уровне,
а в микроклине последовательно увеличивается и достигает макси­
мума только при концентрации Li, достаточной для кристаллизации
его собственных минералов. В соответствии с этим литиевое отноше­
ние последовательно уменьшается (от 40—20) с ростом валовой кон­
центрации Li в жиле и достигает минимума (6—3) в пегматите с ли­
тиевой минерализацией. Рубидиевое отношение, вероятно, служит
показателем различия температуры кристаллизации микроклина
и мусковита, так как их изоморфные емкости к рубидию сходны,
а его концентрация в обоих минералах при прочих равных условиях
является функцией температуры. Уменьшение рубидиевого отно­
шения (выравнивание составов мусковита и микроклина) в редко­
метальных пегматитах, по-видимому, отражает степень переработки
реликтового первичного микроклина, которая в целом увеличивается
с увеличением интенсивности наложенной редкометальной минера­
лизации. Естественно, что литиевое отношение как прямой показа­
тель концентрации лития в системе будет более надежным критерием
для прогнозов, чем рубидиевое.
Сравнение состава микроклина, мусковита и биотита из безрудных пегматитов (I тип), принадлежащих редкометальным и слюдо­
носно-керамическим провинциям, показывает, что они различаются
между собой совсем по другим признакам. Доверительные интервалы
224
средних содержаний Li и Rb в микроклинах здесь практически
перекрываются, тогда как содержания Cs, характерные для микро­
клина безрудных пегматитов редкометальных провинций, намного
выше (более чем в 10 раз). В противоположность микроклину содер­
жание редких щелочей (Li, Rb, Cs) в мусковите и биотите из пегма­
титов слюдоносно-керамических провинций на порядок ниже, чем
в тех же минералах из безрудных жил редкометальных пегматитовых
провинций, причем интервалы среднеарифметических не перекры­
ваются здесь даже при 99% уровне значимости. Таким образом, для
выявления металлогенического типа пегматитовой провинции более
надежным показателем является состав мусковита и биотита в отно­
шении редких щелочей, нежели калиевого полевого шпата.
Количественные критерии для прогнозной оценки редкометаль­
ного оруденения в пегматитах на основании данных о средней кон­
центрации редких щелочей (Li, Rb, Cs) в породообразующих
минералах сводятся к следующему.
Признаком слюдоносно-керамических провинций, бесперспектив­
ных на редкометальное оруденение (Li — Cs — Та — Nb — Be),
являются пегматитовые тела, мусковит которых содержит Li <
< 0,001%; R b < 0 , l % и Cs < 0,005%; биотит содержит Li <
< 0 ,0 5 % ; R b < 0 , l % и Cs
0,01 %, а микроклин содержит
Cs < 0 ,0 0 1 % .
При более высоком среднем содержании Li в мусковите, Li и Cs
в биотите и Cs в микроклине, принадлежащим полевошпатовым безрудным пегматитам (I тип), вся провинция может быть охарактери­
зована как потенциально редкометальная. В ее пределах можно
ожидать рудоносные жилы. Они, в свою очередь, могут быть под­
разделены на четыре типа по следующим признакам.
1. К полевошпатовым (безрудным) пегматитам (I тип) принадле­
жат тела, микроклин которых содержит Li < 0 ,0 0 2 % ; Rb < 0 , 2 % ,
а величины коэффициентов распределения Li и Rb между мусковитом
и микроклином соответственно выше 10 и 2.
2. К мусковит-полевошпатовым пегматитам (II тип) с убогим
Be — Nb — (Та)-оруденением принадлежат тела, микроклин кото­
рых содержит Li от 0,005 до 0,01%, Rb от 0,25 до 0,4%, а величины
литиевого и рубидиевого отношений между мусковитом и микро­
клином соответственно ниже 10 и 2.
3. К сподуменовый пегматитам (III тип) с Li — Be — Та — Nbоруденением относятся пегматиты, микроклин которых содержит
в среднем Li 0,1% и Rb 0,5—0,7%, но содержание в нем Cs не пре­
вышает 0,05—0,07%. Литиевое отношение здесь колеблется от 2,5
до 1,2, а рубидиевое — от 1,7 до 1,5.
4. К сподумен-лепидолитовым пегматитам (IV тип) с Cs — Li — Та
(Be — №)-оруденением принадлежат тела, мусковит и микроклин
которых содержат Cs >> 0,07—0,1 %.
Разумеется, оценка перспективности редкометального оруденения
в пегматитах должна основываться не на результатах единичных
анализов, а на средних значениях концентрации элементов в соот­
15 Заказ 1329
225
ветствующих минералах. В каждом конкретном случае число
необходимых образцов будет зависеть от дисперсий содержания эле­
ментов в минерале и желаемой степени надежности оценки, что легко
определяется путем соответствующих расчетов [Урбах, 1964].
Тантал и ниобий. Изучение распределения и концентрации тан­
тала и ниобия в мусковитах и гранатах показало, что оба элемента,
в особенности тантал, отчетливо накапливаются в названных мине­
ралах из пегматитовых жил с танталовым оруденением (сподуменовый тип), о чем свидетельствуют данные табл. 28, 45. В последнее
время получены данные о концентрации тантала и ниобия
в мусковитах из безрудных пегматитов, слюдоносно-керамической
провинции (табл. 71), которые дают возможность рекомендовать
в качестве критерия потенциальной танталоносности пегматитов
уровень концентрации Т а20 5 в мусковите. Этот критерий, по-види­
мому, может быть использован, как для оценки отдельных жил,
так и пегматитовых провинций в целом. Анализ данных табл. 71
приводит к следующему выводу:
1) для перспективных в отношении танталовой минерализации
пегматитов среднее содержание Т а20 5 в мусковите должно превы­
шать (80—90) -10~4%;
2) потенциально-танталоносные провинции, по-видимому, харак­
теризуются средним содержанием Т а20 5 в мусковитах, превыша­
ющим (25—30) • 10~4% ;
Таблица
О ценка средних содержаний тан тал а и ниобия в мусковитах
из пегматитов различного типа,
71
Содержание, 10~4 вес. %
Тип пегматита и характер
Т а—Nb-оруденения
п
Т а205
х±а-
3)
для пегматитовых провинций, лишенных Та-оруденения,
вероятно, характерно содержание Т а20 5 в мусковитах ниже
(15-20) -10-4%.
Уровень концентрации в мусковитах ниобия, напротив, ока­
зывается малонадежным показателем для оценки Та — Nb-мине­
рализации в пегматитах, поскольку в мусковитах редкометальных
провинций он всего лишь в полтора-два раза выше по сравнению
с мусковитами слюдоносно-керамических провинций.
Редкоземельные элементы и скандий. Ранее подчеркивалось,
что для второстепенных и акцессорных минералов практически
безрудных полевошпатовых пегматитов характерно повышенное со­
держание редкоземельных элементов иттриевой группы и скандия,
которые совершенно отсутствуют в тех же минералах из мусковитполевошпатовых и сподуменовых пегматитов, несущих редкометаль­
ную минерализацию. Эта строгая закономерность, обусловленная
выносом скандия и редких земель в процессе метасоматоза, может
служить важным признаком при оценке редкометального оруденения
в пегматитах. Наличие редкоземельных элементов и скандия в гра­
натах, мусковитах, биотитах и апатитах, устанавливаемых спек­
тральным анализом, может служить негативным критерием редко­
метальной минерализации.
* * *
Комплексное использование предлагаемых минералогических
и геохимических критериев достаточно надежно для оценки
перспективности
пегматитов
в
отношении
редкометального
Li — Та — Nb — Ве-оруденения. Не требуя больших материаль­
ных затрат, оно вполне оправдает себя целенаправленными поиско­
выми и разведочными работами.
Nb20 5
а
Слюдоносно-керамическая провинция
М усковит-плагиоклазовые
пегма­
титы (безрудные)
.............................
8±1
И
4
Плагио-микроклиновые
пегматиты
( б е з р у д н ы е ) .........................................
9
12 ± 3
9
Редкометальная провинция
П олевош патовые (плагио-микрокли­
новые) безрудные пегматиты
. .
5 6 ± 13
5
29
М усковит-полевош патовые
пегма­
титы (с Т а —N b—Ве-оруденепием)
12
117+8
28
С подумен-альбитовые
пегматиты
(с
L i—Т а—Nb—Ве-оруденением)
110+11
22
52
х±а-
а
40±7
24
123+24
72
190±30
67
249±35
120
200+5
23
П р и м е ч а н и я . Оценки вычислены с использованием данных В. А. Лео­
новой, 10. И. И льина (1969); п — число анализированных образцов; х ± а - —
среднеарифметическое и ошибка его определения; а — стандартное отклонение.
226
15*
З А К Л Ю Ч Е Н И Е
Проведенные минералого-геохимические исследования позво­
ляют сделать следующие выводы относительно условий формиро­
вания и эволюции вещественного состава пегматитов района.
1. Гранитные пегматиты представляют собой жильную щелочноультракислую фацию поздней стадии нижнепротерозойского магма­
тизма, который связан с формированием геосинклинальной зоны.
Материнскими для редкометальных пегматитов являются турмалинмусковитовые граниты.
2. Пегматиты изученного района по вещественному составу под­
разделяются на три типа: полевошпатовые (безрудные), мусковитполевошпатовые (с Be — Та — Nb-оруденением) и сподуменовые
(с Li — Be — Та — Nb-оруденением). Каждый из этих типов яв­
ляется продуктом определенного этапа развития единого пегматито­
вого процесса и характеризуется своими типоморфными эле­
ментами.
3. Начальный эуап, приводящий к образованию пегматитов кварцево-полевошпатового типа, подразделяется на две стадии. Ранняя
стадия представляет собой кристаллизацию остаточного гранитного
расплава, по составу отвечающего двойной и тройной эвтектике.
Поздняя — собирательную перекристаллизацию кварца и поле­
вых шпатов в условиях частично закрытой системы под влиянием
диффузионного калиевого метасоматоза.
Следующий этап процесса приводит к образованию мусковитполевошпатовых и сподуменовых пегматитов. Его ранняя стадия
характеризуется интенсивным замещением блокового кварцево-по­
левошпатового пегматита агрегатом мелкопластинчатого альбита,
с которым ассоциируют берилл и колумбит—танталит (натриевый
метасоматоз).
За альбитизацией следует стадия литиевого метасоматоза, с кото­
рой связано поступление в пегматитовые полости основной массы
редких элементов: лития, тантала, ниобия, бериллия и отчасти
* цезия. Литиевый метасоматоз сопровождается переотложением
кварца и альбита, гидролизом микроклина и выносом во вмещающие
< породы избыточного калия. При высокой концентрации в минерало­
образующей среде лития формируются сподуменовые пегматиты
(образование среднезернистого кварцево-сподумен-альбитового аг­
регата),
при низкой — мусковитовые (образование кварцевомусковитого «комплекса»). В этап развития редкометальной мине­
v 228
V
рализации пегматиты представляют собой открытую физико-хими­
ческую систему.
Со следующей стадией пегматитового процесса связаны образова­
ние гигантозернистых кварцево-сподумен-полевошпатовьгх агрега­
тов и формирование концентрической зональности сподуменовых
пегматитов. В этот период происходит перераспределение элементов
между твердыми фазами и остаточным раствором в условиях закры­
той системы.
В дальнейшем пегматиты всех трех типов подвергаются рекри­
сталлизации под влиянием регионального динамометаморфизма.
Это явление также протекает в условиях закрытой системы. Заклю­
чительная стадия минералообразования в пегматитах связана с вы­
щелачиванием сподумена и отложением на стенках возникших
каверн типичных низкотемпературных гидротермальных минера­
лов — цеолитов и кальцита.
4. В ходе пегматитового процесса вещественный состав жильных
тел закономерно меняется в сторону уменьшения содержаний фемических элементов Ca, Fe, Mg, Ti, Sc и увеличения концентрации
литофильных элементов Be, Li, Та, Nb, Rb, Cs, Mn и других. В соот­
ветствии с этим изменяется и состав отдельных минералов от одного
типа пегматита к другому. Одиако эволюция химизма минералов
более сложна.
5. Исследования показывают, что концентрация элементов-при­
месей в «сквозных» минералах пегматитов определяется несколькими,
подчас различно действующими факторами:
а) изоморфной емкостью минерала, меняющейся с изменением
температуры кристаллизации; б) концентрацией элементов-при­
месей в минералообразующей среде; в) концентрацией ведущих
элементов-примесей в самом минерале (цепной изоморфизм).
6 . Физические константы минералов — оптические свойства,
удельный вес, параметры элементарной ячейки — однозначно отра­
жают главные типы изоморфных замещений и могут быть исполь­
зованы для статистических исследований вариаций состава кали­
евых полевых шпатов, мусковита, колумбита—танталита, три­
филита—литиофилита, апатита, граната и отчасти сподумена
и берилла.
7. Типоформные особенности «сквозных» минералов пегматитов
могут быть использованы в качестве критериев для оценки перспек­
тив отдельных жильных тел и пегматитовых полей в отношении
редкометального оруденения.
Л И Т Е Р А Т У Р А
А р х а н г е л ь с к а я В. В. Особенности условий образования и состав
пегматнтоносных гранитоидов СССР. В сб. Геология м-ний редких элементов,
вып. 22. Недра, 1964.
Б а г л а й В. П. Зависимость физических свойств некоторых минералов
от химического состава и условий образования. Тез. докл. IV науч. нонф. СО
АН СССР. Владивосток, 1961.
Б а к а к п н В. В. , Б е л о в Н . В . Кристаллохимия берилла. Геохи­
м ия, № 5, 1962.
Б а р т Т. Ф. Измерения палеотемператур гранитных пород. Изд. АН
СССР, 1962.
Б е т е х т п н А. Г. Минералогия. Изд. АН СССР, 1950.
Б е у с А. А. О природе аплитовой зоны гранитных пегматитов. Тр. Ми­
нер. м узея, вып. 2, 1950.
Б е у с А. А. Геохимия бериллия и генетические типы бериллиевых место­
рождений. Изд. АН СССР, 1960.
Б е у с А. А. Распределение бериллия в гранитах. Геохимия, № 5, 1961.
Б о г о м о л о в а JI. К. Вывод формулы минерала по структурному ради­
к ал у . Тр. Горно-геол. ин-та, вып. 32, 1959.
Б о л д ы р е в А. К. О морфологии, генезисе п классификации пертитов
и другпх полевошпатовых срастаний в связи с изучением тпгерецкнх берилло­
вых пегматитов. Тр. Ц Н И ГРИ , вып. 12, 1934.
Б о л д ы р е в А. К. Химическая конституция слюд. В сб. Слюды СССР,
1937.
Б о р н е м а н - С т а р ы н к е в и ч И. Д. Химическая формула мине­
ралов. Амфиболы. Зап. Всес. минер, о-ва, ч. 89, вып. 2, 1960.
Б о р н е м а н - С т а р ы н к е в и ч И. Д . Расчет формул минералов.
Изд. АН СССР, 1964.
Б о р о в и к - Р о м а н о в а Т. Ф. , С о с е д к о А. Ф. Содержание ред­
ких щелочей в м инералах пз пегматитовых ж ил Кольского полуострова. Геохи­
мия, № 5, 1957.
Б о р о в и к - Р о м а н о в а Т. Ф. , К а л и т а Е. Д. О цезиево-руби­
диевом мпкроклин-пертите и распространенности в нем редких щелочных ме­
таллов. Геохимия, № 2, 1958.
Б о р о в п к - Р о м а н о в а Т. Ф. , С о с е д к о А. Ф. О соотношении
между содержанием таллия и рубидия в минералах из пегматитовых ж ил Коль­
ского полуострова. Геохимия, № 1, 1960.
Б у л а х А. Г. Расчет формул минералов. Недра, 1964.
В а р л а м о в Н. Современные направления в изучении пегматитов.
В кн. Пегматиты Центр. Африки. ИЛ, 1958.
В а с и л ь е в а 3. В. О роли марганца в апатитах. Зап. Всес. минер,
о-ва, ч. 87, вып. 5, 1958.
В и н о г р а д о в А. П. Средние содержания химических элементов в глав­
ных типах изверженных пород земной коры. Геохимия, № 7, 1962.
В и н о к у р о в В. М. К магнитным свойствам минералов. Зап. Всес.
минер, о-ва, ч. 90, вып. 5, 1961.
В и н о к у р о в В. М. , З а р и п о в М. М. О синей окраске апатита.
ДАН СССР, т. 136, № 1, 1961.
В и н ч е л л А. Н ., В и н ч е л л Г. Оптическая минералогия. ИЛ, 1953.
230
В л а с е н к о А. В. Об аплптовых оторочках пегматитовых ж ил и усло­
виях их образования. Д А Н СССР, т. 104, № 2, 1955.
В л а с о в К. А. Текстурно-генетическая классификация гранитных пег­
матитов. ДАН СССР, т. 53, № 9, 1946.
В л а с о в К. А. Генезис редкометальных гранитных пегматитов. Изв.
АН СССР, Геология, № 5, 1955.
Власов
К. А. Принципы классификации гранитных пегматитов.
Изв. ATI СССР, сер. геол., № 1, 1961.
В л а с о в К. А. О генезисе пегматитов. X XI I сес. геол. конгр., Мине­
ралогия и генезис пегматитов. Недра, 1965.
Г е р л и н г Э. К ., Ш у к о л ю к о в 10. А ., М а т в е е в а II. И. Опре­
деление возраста бериллов и другпх минералов, содержащих включения, по
R b/Sr методу. Геохимия, № 1, 1962.
Г и н з б у р г А. И. Процессы изменения сподумепа. Зап. Всес. минер,
о-ва, сер. 2, т. 23, № 4, 1944,
Г и н з б у р г А. И. О химическом составе минералов группы колумбиттанталита. В сб. Вопр. минералогпп, геохпмин и петрографии. Изд. АН СССР,
1946.
Г и н з б у"^> г А. И. О снклерит. Тр. Минер, музея АН СССР, вып. 2, 1950.
Г и н з б у р г А. И. Мииералого-геохпмическая характеристика лити­
евых пегматитов. Тр. Минер, музея, вып. 7, 1955.
Г и н з б у р г А. И. Генетические типы месторождений редких элемен­
тов. Разведка и охрана недр, № 6, 1957.
Г и н з б у р г А. И. О некоторых закономерностях размещения редко­
метальных пегматитовых полей. Тр. ИГЕМ АН СССР, вып. 41, 1961.
Г и н з б у р г А. И. О влиянии внешнего давления на ход пегматитового
процесса. В сб. Геология месторождений редких элементов, вып. 22. Недра,
1964а.
Г и н з б у р г А. И. Состояние учения о пегматитах п задачи их дальней­
шего исследования. В сб. Геология м-нйй редких элементов, вып. 22. Недра,
19646.
Г и н з б у р г А. И ., Г и н з б у р г И. В. О гольмквистите. ДА Н СССР,
т. 74, № 6, 1950.
Г и н з б у р г А. И ., Г о р ж е в с к и й Д . И. К вопросу о взаимосвязи
редкометальных пегматитов и некоторых типов рудных ж ил. Изв. АН СССР,
сер. .гео л ., № 6, 1957.
Г и н з б у р г А. И ., Я к о в л е в а М. Е . О некоторых явлениях переотложения сподумена в пегматитах. Тр. Минер, музея, вып. 11, 1961.
Г и н з б у р г И. В. , Р о г а ч е в Д. Л . , Б о н д а р е в а А. М. Н о­
вые данные о гольмквистите. ДАН СССР, т. 119, № 5. 1958.
Г и н з б у р г И. В. н др. Гольмквистит — минерал пз группы ромби­
ческих амфиболов. Изв. К арельского и Кольского филиалов АН СССР, № 5,
1958.
Г о л ь д с м и т 10. Р. , Л а в е с Ф. Соотношения устойчивости микро­
клина и санидина. В сб. Полевые шпаты, 2. И Л, 1956.
Г о р д и е н к о В. В. Особый тип перекристаллизации в пегм атитах.
В сО. Мат-лы по минералогии Кольского п-ова, вып. 1. К ировск, 1959.
Г о р д и е н к о В. В. К вопросу о процессах перекристаллизации
в пегматитах. Зап. Всес. минер, о-ва, вып. 6, 1962.
Г о р д и е н к о В. В. О рубидиевом микроклине пз пегматитовых ж ил
натро-литиевого типа. Зап. Всес. минер, о-ва, вып. 3, 1964.
Гордиенко
В. В. Крпсталлохимнческпе особенности гольмкви­
стита — литиевого жедрпта. Зап. Всес. минер, о-ва. вып. 1, ч. 96, 1967.
Г о р д и е н к о В. В. , К у л ь ч и ц к а я Е. А. О находке железного
ильменорутпла и некоторых особенностях изоморфизма титана, железа, ниобия
и тантала в группе рутила. В кн. Мат-лы по минералогии Кольского п-ова,
вып. 2. Кировск, 1962.
Г о р д и е н к о В. В. , Д е н и с о в А. П. Влияние содержания руби­
дия на параметры элементарной ячейки мусковита. ДА Н СССР. т. 156, № 2,
1964.
231
Гордиенко
В. В. , Д е н и с о в А. П. , К о л е с н и к о в а В. В.
Состав и физические свойства марганцевых апатитов из пегматитов натролитиевого типа. В сб. М инералогия и геохимия, вып. 1, изд. Л ГУ , 1964.
Г о р д п е II к о
В. В., К а л е н ч у к
Г. Е. О химической природе
сподумена. Зап. Всес. минер, о-ва, вып. 2, ч. 95, 1966.
Г о р д и е н к о В. В. , К а м е н ц е в И. Е. О природе примеси руби­
дия в калиевом полевом шпате. Геохимия, № 4, 1967а.
Г о р д и е н к о В. В. , К а м е н ц е в И. Е. Влияние крупных катио­
нов рубидия и цезия на процесс упорядочивания структуры калиевого поле­
вого шпата. В сб. М инералогия и геохимия, вып. 2, изд. Л ГУ , 19676.
Гордиенко
В. В. , Н о в и к о в а
10. Н. К геохимии тантала и
ниобия в пегматитах натриево-литиевого типа. В сб. М инералогия и геохимия,
вып. 2, изд. Л ГУ , 1967.
Г о р л о в Н. В. , С и м о н о в а Г. Ф. К вопросу о генезисе слюдо­
носных пегматитов Сев.-Зап. Беломорья. Зап. Всес. минер, о-ва, т. 86, вып. 6,
1957.
Г р и г о р ь е в Д. П. П ерекристаллизация минералов. Зап. Всес. минер,
о-ва, ч. 85, вып. 2, 1956.
Г у с е в а И. Н. П оказатели преломления и прозрачность кристаллов
синтетического кварца в ультрафполетовом свете. В сб. Рост кристаллов, т. I II ,
Изд. АН СССР, 1961.
Д е н и с о в А. П. и др. О зависимости физических свойств апатита
от примесей редких земель и стронция. Геохимия, № 8, 1961.
Д и л а к т о р с к и й Н. Л . Термографическое исследование некоторых
уральских слюд. Мат-лы ЦП ИГР И, Геохимия, сб. № 1, 1937.
Д п р У. А ., Х а у п Р. А. , 3 у с м а н Д ж. Породообразующие мине­
ралы. Мир, 1965.
Д о н н е й Г., В и а р Э., С а б а т ь е Г. Структурный механизм терми­
ческих и концентрационных превращений в силикатах. В сб. Ф изика мине­
ралов. Мир, 1964.
Д о н н е й Г ., Д о н н е й Д ж . X. Изменение симметрии в серии высоко­
температурных существенно натриевых полевых шпатов. В сб. Полевые шпаты,
2, И Л, 1956.
Д о р ф м а н М. Д . К вопросу об определении генезиса берилла.
Д А Н СССР, т. 32, № 4, 1952.
Д э н а Д ж . Д . Система минералогии. И Л, 1951.
Е р м о л а е в М. М. К геохимии редкометальных гранитных пегматитов.
Н ауч. докл. высш. школы, Геол.-геогр. науки, № 2, 1959.
3
а в а р и ц к и й А. Н. О пегматитах как образованиях, промежуточных
м ежду изверженными породами и рудными жилами. Зап. Всес. минер, о-ва,
ч. 76, вып. 1, 1947.
З а л а ш к о в а Н. Е. Этапы альбитизации в гранитных пегматитах на
примере одного из пегматитовых полей Алтая. Тр. ИМГРЭ, вып. 1, 1957.
З а л а ш к о в а Н. Е. , С и д о р е н к о Г. А. Стрюверпт из пегматитов
Монгольского А лтая. Тр. ИМГРЭ, вып. 3, 1959.
К а л е н ч у к Г. Е. Об определении калия, натрпя, лития, рубидия
п цезия в горных породах и минералах методом фотометрии пламени. В сб.
Химнч. анализ минералов и их химич. состав. Н аука, 1964.
К а м е р о н Е . , Д ж а н с Р. , М а к - Н е й р , П е й д ж В. Внутрен­
нее строение гранитных пегматитов. И Л, 1951.
К е й т М. Л. , Т а т л О. Ф. Значение вариаций точки превращ ения
кварца. В сб. Эксперимент, исслед. в области петрографии и рудообразования.
И Л, 1954.
К и р и ч е н к о Л. А. Геологическое строение свиты Полмос. В сб.
Вопр. геол. п минералогии Кольского п-ова, вып. 2. Изд. АН СССР, 1960.
К о р ж и и с к п й Д. С. Петрологический анализ флогопитовых п мусковитовых месторождений Вост. Сибири. В сб. Слюды СССР, 1937.
К о т л я р В. Н ., О с е т р о в О. А. , Щ е р б и н С. С. Об одном
примере генетической свиты редкометальных гранитных пегматитов с грани­
тами. Изв. вузов, Геология и разведка, № 3, 1962.
232
К р а в ч е н к о - В е р е ж н о й Р. А. 1. К практике _ теодолитного
иммерсионного метода. 2. Об измерении дисперсии показателей преломления
минералов. Мат-лы но минералогии Кольского п-ова, вып. 1. Кировск, 1959.
Кузнецов
В.
Д . Кристаллы и кристаллизация. Гостехтеориздат,
1953.
К у з н е ц о в В. И. К вопросу об экстраполяции содержаний окисей
тантала и ниобия в зависимости от удельного веса у членов изоморфного ряда
колумбит-танталита. В сб. Цветные металлы, № 6, 1945.
Кузнецов
В.
И.К вопросу о месте сподумена в процессе формирова­
ния гранитных пегматитов. В Минер, сб. Львовск. геол.
о-ва, № 7, 1953.
К у з ь м е н к о М. В. К геохимии тантала п ниобия. Тр. ИМГРЭ, вып. 3,
1959.
К у м б с Д. С. Железистый ортоклаз с М адагаскара. В сб. Полевые
шпаты, 2. И Л , 1956.
Кутукова
Е.
И.Бавенит изумрудных копей, ДАН СССР, т. 54,
№ 8, 1946.
JI а в е с Ф. Реш етка и двош ш кование микроклина и других полевых
шпатов. В сб. Полевые шпаты, 2. И Л, 1952.
Л а р с е н Е. , Б е р м а н Г. Определение прозрачных минералов под
микроскопом. ОНТИ, 1937.
Л е б е д е в В. И. Материалы к изучению оловоносных пегматитов Т урке­
станского хребта. Уч. зап. Л ГУ , сер. геол., № 16, 1937.
М а к а г о н В. М ., Ш м а к и н Б. М. Распределение щелочей в биоти­
тах мамских слюдоносных пегматитов. Геохимия, № 4, 1964.
М а н у й л о в а М. М. К вопросу о генезисе редкометальпой минерали­
зации в пегматитах. Зап. Всес. минер, о-ва, ч. 92, вып. 1, 1963.
М а н у й л о в а М. М. и др. Закономерности распределения щелочных
элементов и бериллия в минералах пегматитов Северо-Байкальского пегмати­
тового пояса. Геохимия, № 4, 1966.
М а р ф у н и н А. С. Новые диаграммы оптической ориентировки калинатриевых полевых шпатов. ДАН СССР, 133, № 4, 1960а.
М а р ф у н и н А. С. Ф азовая природа калинатриевых полевых шпатов.
Зап. Всес. минер, о-ва, вып. 6, 19606.
М а р ф у н и н А. С. Полевые шпаты — фазовые взаимоотношения, опти­
ческие свойства, геологическое распределение. Тр. ИГЕМ, № 78, 1962.
" М а с л е н и к о в и др. Граниты северо-восточной части Кольского полу­
острова. Тр. Л А ГЕ Д , вып. 15, 1963.
М а т и а с В. В. О находке бавенита в пегматитах Кольского полу­
острова. Мат-лы по минералогии Кольского п-ова, вып. 1. Кировск, 1959.
М и х е е в В. И. Рентгеновский определитель минералов. Госгеолтехиздат, 1957.
Н а л и в к и н А. Б. Генезис сподуменовых пегматитов. Междунар.
геол. конгр., X X I I сес., Д окл. сов. геол., проблема № 16, 1965.
И е д у м о в И. Б . О процессе дифференциации пегматитового расплава
и роли тектоники в формировании редкометальных пегматитов. Междунар.
геол. конгр., X X I I сес., М инералогия и генезис пегматитов. Недра, 1965.
Н и к и т и н В. Д . Основные черты генезнса керамических пегматитов
Южной Карелии. Зап. Всес. минер, о-ва, т. 78, е ы п . 3, 1949.
Н и к и т и н В. Д. К генезису слюдяных пегматитов Карелии. Зап .
Всес. минер, о-ва, ч. 79, вып. 4, 1950.
Н и к и т и н В. Д . Процессы перекристаллизации и метасоматоза в слю­
доносных и керамических пегматитах. Зап. ЛГИ, т. 27, вып. 2, 1952.
Н и к и т и н В. Д . Особенности формирования минералов при метасоматическпх явлениях. В сб. Кристаллография, вып. 4, 1954.
Н и к и т и н В. Д . К теории генезиса пегматитов. Зап. ЛГИ, т. 30,
вып. 2, 1955.
Н и к и т и п В. Д. Особенности редкометальпой минерализации в пегма­
титовых ж илах. Зап. Всес. мпнер. о-ва, ч. 86, вып. I, 1957.
Н и к и т и н В. Д . Современное состояние учения о процессах и усло­
виях формирования пегматитов. Зап. ЛГИ , т. 40, вып. 1, 1959а.
Н п к и т п н В. Д. К дискуссии о влиянии вмещающих пород на тип
м инерализации эндогенных месторождений. Зап. Всес. минер, о-ва, ч. 88,
вып. 5, 19596.
Н и к и т и н В. Д . , С а д о в с к и й
10. А. , Ф и л и п п о в
В. А.
П рирода нпоботанталовой минерализации в редкометальных пегматитах.
Зап. ЛГИ, т. 35, вып. 2, 1959.
Н п к п т н н 10. В., С а у х а т а с И. С. О литиевых пегматитах Север­
ной Карелии. Тр. Л А ГЕ Д , вып. 7, 1957.
О д п к а д з е Г. Л . О присутствии ниобия и тантала в мусковитах нз
пегматитов Д зпрульского кристаллического массива. Геохимия, № 4, 1958.
П о в а р е н н ы х А. С. Крпсталлохпмическая классификация минераль­
ных видов. Киев, Н аукова думка, 1966.
П о л к а н о в А. А. , Г е р л н н г Э. К. Геохронология и геологиче­
с к а я эволюция Балтийского щита и его складчатого обрамления. Тр. Л А ГЕД ,
вып. 12, 1961.
Р о д и о н о в Г. Г. Классификация пегматитов и особенности процесса
пегматитообразования. В кн. Геология м-ний редких элементов, вып. 22.
Н едра, 1964.
Р о д и о н о в Д. А. , И в а н о в В. В. Статистические оценки средних
содержаний по совокупности наблюдений разной представительности. Гео­
химия, № 1, 1967.
Р у д е н к о Н. И ., В а с п л е в с к п й М. М. Упрощенный способ опре­
деления удельных весов минералов. Зап. Всес. минер. о -в а,ч . 86, вып. 1, 1957.
Р я б ч и к о в И. Д . , С о л о в ь е в а Б. А. К геохимии лития и руби­
дия в слюдоносных пегматитах Сев. Карелии. Геохимия, № 4, 1964.
Р я б ч и к о в И. Д. Усовершенствование полевошпатового геологиче­
ского термометра Барта. В сб. Мпнералогпч. термометрия п барометрия. Н аука,
1965.
С а в ч е н к о Г. С., Т а и а н а е в И. В. Исследования в области ком­
плексных фтористых солей тантала и ниобия. Ж урн. прикл. химии, т. 19, 1946.
С а л ь е М. Е. Структурно-минералогическая п химическая дифферен­
циация пегматитов Сев. Карелин. В кн. Беломорский комплекс Сев. Карелин.
Тр. Л А ГЕ Д , вып. 14, 1962.
С а л ь е М. Е. Пегматиты Чуппиского района и закономерности разме­
щ ения в них мусковита. Автореф. канд. дис. Изд. ЛГИ , 1963.
С е р д ю ч е н к о Д. П. О химической конституции и классификации.
Д А Н СССР, т. 59, № 3, 1948.
С о б о л е в В. Н. Введение в минералогию силикатов. Изд. Львовск.
гос. ун-та, 1949.
С о б о л е в II. В. Гранат из пегматитов Колмозера. Минер, сб. Львовск.
геол. о-ва, № 18, 1959.
С о к о л о в Ю. М. Геология и петрология пегматитов Мамского слюдо­
носного района и их связь с региональным метаморфизмом. Автореф. канд.
дис. Изд. Л ГИ , 1960.
С о л о д о в II. А. Внутреннее строение и геохимия редкометальиых
гранитных пегматитов. Изд. АН СССР, 1962.
С о с е д к о А. Ф. Материалы по минералогии н геохимии гранитных
пегматитов. Госгеолтехиздат, 1961.
С о с е д к о А. Ф ., Г о р д и е н к о В. В. Эвкрпптит нз пегматита се­
верной части Кольского полуострова. ДАН СССР, т. 116, № 1, 1957.
С о с е д к о Т. А. Изменение структуры и свойств в бериллах с повы­
шенным содержанием щелочей. Зап. Всес. минер, о-ва, ч. 86, вып. 4, 1957.
С р е т е н с к а я Н. Г. Распределение рубидпя, таллия и свпнца в микроклине в связи с проблемой генезиса пегматитов. Автореф. канд. дис., ИМГРЭ,
1966.
С т а в р о в О. Б. К вопросу о содержании редких элементов в кварце.
Геохимия, № 6, 1961.
С т а в р о в О. Б. Основные черты геохимии лития, рубидия, цезия
в процессе становления гранитных интрузивов и связанных с ними пегматитов.
В кн. Геология м-нпй редких элементов, вып. 21. Недра, 1963.
i
234
Т а р н о в с к и й Г. Н ., В а с и л ь е в Е. К. Бавенит из пегматитов.
Вост. Сибири. Зап. Всес. минер, о-ва, ч. 93,
вып. 1, 1964.
Т а т а р с к и й В. Б. Определение номера плагиоклаза иммерсионным
методом. Зап. Всес. минер, о-ва, ч. 85, вып. 2, 1956.
Т и м ч е н к о Т. И. Особенности генезиса одного из пегматитовых место­
рождений Забайкалья. Вестн. МГУ, сер. IV, геология, № 1, 1961.
Т р е г е р В. Е. Таблицы для оптического определения минералов.
Госгеолтехиздат, 1958.
У р б а х В. 10. Биометрические методы. Н аука,
1964.
У ч а к и н Ю. М., Ш и м а н с к п й А. А ., П а у л л е р Т. Н. Содер­
жание редких щелочей в полевых ш патах пз пегматитов Саяна. Геохимия,
№ 8, 1962.
Ф е р с м а н А. Е. Пегматиты. Изд. АН СССР, 1940.
Ф и р с о в Л . В. К вопросу о методике обработки данных спектрального,
анализа минералов в горных породах. Тр. ВН И И -I. Геология, вып. 40. Мага­
дан, 1958.
Ф л е й ш е р М. , Ш в и т ц е р Г. Проблема бавенита. В сб. Бериллии,
№ 3, 1955.
Ф р а н к - К а м е н е ц к и й В. А. По поводу проявлении микролзоморфизма в кварце. В кн. Кристаллография, т. 5, вып. 4, 1960.
Ф р а и к - К а м е н е ц к п й В. А. , К а м е н ц е в И. Е. Рентгенов­
ское исследование синтетического кварца. В сб. Рост кристаллов, т. I I I ,
1961.
Х а р и т о н о в Л . Я. Структура и стратиграфия карелид восточной
части Балтийского щита. Н едра, 1966.
Х е й к е р Д. М., З е в и II Л. С. Рентгеновская дпфрактометрия. ФМ,
1963.
X л о п и и В. Г. Распределение электролита между твердой кристалли­
ческой и жидкой фазами. Тр. Гос. радиевого ин-та, № 4, 1938.
Ц в е т к о в А. И ., В а л ь я ш п х и и а Е. П. Материалы по терми­
ческому исследованию. III. Слюды. Тр. ИГЕМ АН СССР, вып. 4, 1956.
Ш а в л о С. Г. Пегматиты и гидротермалпты Калбинского хребта.
Алма-Ата, Изд. АН Каз. СССР, 1958.
Ш е р с т ю к А. И. О влиянии изоморфных примесей в берилле на его
показатели преломления. Н ауч. докл. высш. школы геол.-географ, наук,
№ 2, 1958.
щ е ж у л и н Г. И. К вопросу о составе газово-жидких включении в ми­
нералах сподуменовых пегматитов. В кн. Геология м-нпй редких элементов,
вып. 9, 1961.
Ш и м а н с к и й А. А ., У ч а к п н 10. М. Геохимическая индикация
редкометальных пегматитов. Изв. вузов., Геол. и разведка, № 8, 1963.
Ш м а к и н Б. М., К п р п л л о в А. И ., Р ы б а к о в а М. М. К гео­
химии щелочных металлов в слюдоносных пегматитах. В сб. Геохимия редких
элементов в изверж. горных породах. Н аука, 1964.
Ш м а к о в а Г. В. Влияние степени дисперсности на характер кривых
нагревания мусковита. Зап. Всес. мпнер. о-ва, ч. 71, № 1—2, 1942.
Ш т р у н ц X. Минералогические таблицы. Госнаучтехпздат, 196^.
Э в а н с Р. Кристаллохимия. И Л, 1948.
A d a m s o n О. J. M ineral of the W arutresk pegm atite, X X XI . The heldspar group. Geol. foren Stocholm forh., 19, № 428, 1942.
B j o r l y k k e H. The granite pegm atites of Southern Norway.
Arner.
m iner., vol. 22, № 3—4, 1937.
B r a n d t K. X -ray studies on A B 0 4 compounds of ru tile type ana A b 2u 6
compounds of colum bite type. Ark. Kem i Miner, geol., Bd. 17-A, № 15, 1944.
E u g s t e r H. P. The cesium — potassium equilibrium in the sistem samdine — w ater. Carnegie inst. W ash., № 54, 1955.
F i n n e y J. J. , B a i l e y S. W. Crystal stru ctu re of an authigenic
m axim um m icrokline. Zs. K rist., В-Г19, 1964.
F 1 i n t e г В. H. R eexam ination of stru v erite from Salak, N orth M alaya.
Amer. m iner., vol. 44, № 5—6, 1959.
235-
F o s t e r М. I). Interpretation of the com position of trio ctah ed ral micas.
S. geol. surv ., prof. paper, № 354-B, 1960.
F o s t e r M. D. , B r y a n t B. ,
H a t h a w a y J. Iron-rich muscov itic m ica. Amer. m iner., vol. 45, № 7—8, 1960.
G e l l e r S., D u r a n d J. L. Refinem ent of th e
stru ctu re of LiM nPO j,
A cta cry st., vol. 15, № 4, 1960.
H e s s F. L. The n atu ra l history of the pegm atites. Eng. and m in. j.,
vol. 120, 1925.
H e s s F. L. P egm atites. Econ. geol., vol. 28, 1933.
H e i e r K. S. Petrology and geochem istry of high-grade m etam orphic and
igneous rocks on Langoy, Norway. Norges geol. Unders, № 207, 1960.
H i n t z e C. H andbuch der Mineralogie. Leipzig, 1892.
J o n e s J. B. , T a y l o r W. H. The stru ctu re of orthoclase. A cta cry st.,
14, 5, 1960.
K e n n e d y G. C. , W a s s e r b u r g G. I., H e a r d H. C. , N e w ­
t o n R. C. The upper threephase region in the system S i0 2—H 20 . Amer. j. sci,
vol. 260, № 7, 1962.
L a v e s F. A l/Si-V erteilungen, Phasen-T ransform ationen und Namen.
der A lkalifeldspale. Zs. K rist., 113. M. Zane — Festschrift,
2, 1960.
L a n d e s К.
K. O rigin and classification of pegm atites. Amer. m iner.,
vol. 18, № 2 - 3 , 1933.
M a c K e n z i e R. C. , M i l n e A. A. The effect of grinding on m icas.
Min. m ag., vol. 30, № 222, 1953.
M a r m o V. O rthoclase and m icrocline granites. Amer. j. sci., 256; 1958.
M a r m о V. On the s ta b ility of potash feldspars. Bull. Commis.
geol.
F inlande, № 184, 1959.
Neuvonen
K. J. , V e s a s a l o A. Polucite from L uolam aki, Somero,
F inland. Bull. Commis. geol. F inland, № 180, vol. 32, 1960.
О s a n n A. Ueber H olm quistite, einen L ithionglaucophan
von Jusel Uto.
Sitzb. der H eidelberger, Acad, w iss., Abli. 23, 1913.
R o u l e d g e II. P ., H a y t o n J. D. Two new beryllium m inerals
from Londonderry. J. Roy. soc. W est. A ustralia, vol. 33, 1948.
R o s e n q u i s t J. The m etam orphic facies and feldspar m ineral. Stochholm , 1952.
S h a l l e r W. T. The genesis of the lith iu m pegm atites. Amer. j. sci.,
ser. 5, vol. 10, 1925.
S m i t h J. V. , M a c k e n z i e W. S. A tom ic, chemical and physical
factors, th a t control the sta b ility of alkali feldspars. Cursillons conf. in st. inv.
«Lucas Mallada», 1961.
T a y l o r W. N. The structure of sanidine and other feldspars. Z. K rist.,
Bd. 85, 1933.
T u t t l e O. F ., В о w e n N. L. The system NaAlSi30e—KAlSi30e—SiOa
(synthetic granites). Carnegie inst. W ash., year-book, № 51, 1952.
V o g t T. P. , B e s t i a n e s O. , S k a n e k e P. H o lm q u istite as rombic am phibole. Amer. m iner., vol. 43, № 9—10, 1958.
W h i t t a k e r E. A. The crystal — chem istry of the am phiboles. Acta
cryst., vol. 13, № 14, 1960.
U.
О Г Л А В Л Е Н И Е
Стр.
Введение
...........................................................................................................................
3
Глава
1. Геологическая характеристика п е г м а т и т о в ................................
5
........................................................
К раткий геологический очерк
Общие закономерности вещественного состава н строения
пегматитов ....................................................................................................
12
2. Минералы пегматитов
........................................................................
22
Общая характеристика
.....................................................................
Главные породообразующие м и н е р а л ы ...........................................
Второстепенные минералы
.................................................................
Редкие минералы
..................................................................................
Стадии минералообразования в п е г м а т и т а х ...................................
100
Глава
Глава
Глава
Глава
24
153
163
3. Геохимические особенности п е г м а т и т о в ....................................
167
Петрогенные элементы
.........................................................................
Второстепенные и редкие избыточные э л е м е н т ы ..........................
Второстепенные и редкие «дефицитные» э л е м е н т ы .................
Очень редкие случайные элементы ................................................
171
177
193
195
4.0
генезисе пегматитов р а й о н а ......................................................
198
О генетической связи пегматитов с г р а н и т а м и ..............................
Стадийность и особенности формирования пегматитов . . . .
Влияние вмещающих пород на минерализацию в пегматитах
200
5. Критерии для оценки перспективности пегматитов на редко­
217
.........................................................................
220
Минералогические критерии
.............................................................
Минералого-геохимические критерии
...........................................
221
метальное оруденение
Заключение
...........................................................................................................................
228
Литература
......................................................................................................................
230
