Кирильон - Апатит-натриевые метасоматиты (эйситы) с редкоземельным оруденением востока Алдано-Станового щита

Апатит-натриевые метасоматиты (эйситы) с редкоземельным оруденением востока Алдано-Станового щита

Эйситизация в пределах АСЩ проявилась на двух структурных этажах – в архейских кристаллических породах и в наложенном Улканском раннепротерозойском вулканогенном прогибе, в вулканических и интрузивных образованиях. Для каждой из перечисленных геологических обстановок были характерны свои особенности проявления метасоматоза, описанные ниже. Возраст эйситов определен как позднепротерозойский – для редкоземельных руд в вулканитах в 1250-1186 млн. лет, для редкоземетальных руд в метаморфических породах 1250-1190 млн. лет (свинец-свинцовый и уран-свинцовый методы, Горошко, Кириллов, 1992).

Ранее, особенности проявления эйситизации в разных типах пород рассматривались в работах М.В. Горошко с соавторами (1995, 2006), Г.В. Роганова и Л.П. Корсакова (1991), В.Е. Кириллова (1993, 1996, 1998, 2008), В.А. Гурьянова (1992).

Геологические, структурные и литологические особенности локализации оруденения

Проявления эйситизации в кристаллическом фундаменте.Многочисленные проявления, рудопроявления и месторождение (Тавитчак) урана выявлены в кристаллических породах Тырканского блока (рис. 1). Основной рудоконтролирующей структурой являлся Тырканский глубинный разлом, прослеженный по геофизическим и геологическим наблюдениям (поля пегматитов, даек основного состава, катаклазитов) в субмеридиональном направлении на 150 км. В пределах зоны разлома рудолокализующими являются нарушения более высокого порядка меридионального, субширотного и северо-западного простирания, а также узлы пересечения этих разломов с основной структурой. Проявления характеризуются однотипной геологической позицией и составом метасоматитов.

Рис.1. Схематическая геологическая карта Тырканского рудного района

Условия локализации оруденения рассматриваются на примере месторождения Тавитчак, изученного поверхностными горными выработками и бурением. Его позиция определяется положением во флексурообразном перегибе крыла пологой антиклинальной складки, пересекаемой серией круто-и пологопадающих послойных разрывных нарушений. Оруденение контролируется нарушениями – крутопадающими, выраженными линейными участками дробления и брекчирования мощностью от нескольких метров до нескольких десятков метров, и пологопадающими, представленными зонами пологой трещиноватости и рассланцевания вдоль первичной гнейсоватости. В плане рудоносные метасоматиты имеют овальную форму. На глубине 60-70 м рудные тела «обрезаются» пологопадающими нарушениями (рис. 2). В зонах крутопадающих нарушений новообразованные минералы образуют цемент брекчий, вдоль пологопадающих развиваются метасоматически. Наиболее благоприятными для изменений являются контрастные разрезы, где меланократовые разности гнейсов чередуются с лейкократовыми, графитсодержащими, с дайками диабазов (Горошко, 1992). Размеры зон рудоконтролирующих метасоматитов достигают десятки метров в ширину, сотни в длину.

Рис. 2. Геологический разрез через месторождение Тавитчак (по Горошко, 1992)

Проявления эйситизации в вулканитах. Ореолы эйситизированных пород распространены по южному обрамлению Улканского плутона, в области влияния Северо-Учурского разлома, где они контролируются нарушениями более высокого порядка, пересекающими основную разломную структуру под прямым углом или по диагонали. Все выявленные зоны метасоматоза приурочены к вулканитам кислого состава элгэтэйской свиты. В качестве примера рассматриваемого типа околорудных изменений описывается месторождение редких земель Тангукта.

Участок месторождения сложен преимущественно трахириолитами и трахириодацитами покровной фации элгэтэйской свиты (рис. 3). Эти породы венчают разрез, состоящий ниже, сверху вниз из дацитов элгэтэйской свиты, андезитов улкачанской свиты, песчаников топориканской свиты, архейских графитсодержащих гнейсов тырканской серии. Мощность вулканогенной толщи оценивается в 700-800 м, горизонта песчаников-в 40-50 м. Вулканогенные и осадочные образования полого (c углами падения 10-15º) падают на север. Из интрузивных пород раннепротерозойского возраста встречаются субщелочные гранит-порфиры субвулканической фации (слагают приразломное тело субширотного простирания в северной части участка), а также дайки фельзитов и диабазов. Интрузивные породы позднепротерозойского возраста представлены дайками шонкинитов гарындинского комплекса.

Из разрывных нарушений преобладают разломы северо-западного, северо-восточного и субширотного простираний. Они выражены линейно-вытянутыми зонами интенсивной трещиноватости (50-200 трещин на 1 метр), брекчирования, катаклаза. Мощность зон подвергшихся динамометаморфизму пород варьирует от первых метров до сотни метров. Среди разломов преобладают разрывные нарушения с углами падения 50-80º.

Рис.3. Геологическая карта месторождения редких земель Тангукта

Эйситовые изменения всегда тяготеют к самым мощным из разрывных нарушений всех трех направлений. Ореолы метасоматитов имеют хорошо выраженную линейную форму с отношением ширины к длине 1:5- 1:10, ограничены преимущественно участками дезъинтегрированных пород, и за их пределами изменения быстро исчезают.

Проявления эйситизации в гранитоидах. Проявления рудоносных эйситов встречаются в центральной части Улканского плутона, где образуют линейные ореолы в гранитоидах. Они рассматриваются на примере месторождения урана Боковое (рис. 4). Краткое описание месторождения приводится в статье В.А. Гурьянова (1992). Участок месторождения отличает относительно простое строение. Зона рудоносных эйситов приурочена к контактам даек раннепротерозойского возраста маймаканского комплекса – габбро-диабазам мелкокристаллического строения, внедрившихся вдоль нарушений северо-западного простирания (330-340°).

Рис. 4. Месторождение Боковое. Схематическая геологическая карта (по Гурьянову В.А.).

Вмещающими оруденение породами являются рапакививидные граниты, реже дайковые диабазы.

Минеральный состав и зональность эйситов

Проявления эйситизации в кристаллическом фундаменте.В таблице 1 приводятся основные, второстепенные и акцессорные минералы метасоматитов в гранитизированых гнейсах, таблица 2 характеризует их метасоматическую колонку.

Таблица 1. Минералы эйситов, развивающиеся в метаморфических породах

Встречаемость, %	Гнейсы биотитовые гранатсодержащие гранитизированные
Основные, >20	Олигоклаз-альбит, фторапатит, рипидолит, корундофиллит, шамозит*
Второстепенные, 2-10 %	Альбит, сидерит, анкерит*, кальцит, биотит
Рудные, редкие, акцессорные, 1-2%	Золото, пирит, халькопирит, торит, уранинит, настуран, браннерит, пирротин, молибденит, магнетит, ильменит, сфалерит, галенит, арсенопирит, марматит, циркон, монацит, сфен, рутил, лейкоксен, графит, флюорит, барит, эпидот, серицит , эгирин, гематит, анатаз, турмалин, оранжит, пирохлор, хромпикотит, ортит, буланжерит
Гипергенные	Бета-уранотил, бетафит, коффинит, аршиновит, ургит, ненадкевит, уранофан, шрекингерит, ураноталит, циппеит, уранопилит, ураноспинит, ярозит, каолинит

Примечание: «*» помечены минералы, определенные рентгено-структурным анализом

Таблица 2. Метасоматическая колонка эйситов по биотитовым гранатсодержащим гнейсам.

№№ пп	Наименова ние зоны	Характерные минералы	Реакции замещения
0	Гнейс не изменен- ный	Кварц, микроклин, ортоклаз, плагиоклаз (альбит-олигоклаз, олигоклаз-андезин, андезин № 28-32), биотит	Ортоклаз, микроклин, плагиоклаз ®альбит
1	Внешняя	Кварц, плагиоклаз, микроклин, ортоклаз, альбит, биотит	Биотит ® хлорит-1 (шамозит, прохлорит), эпидот. Кварц, плагиоклаз, микроклин, ортоклаз ® хлорит –1, эпидот
2	Промежу- точная	Альбит, хлорит -1 (шамозит или прохлорит), эпидот	Хлорит-1 ® апатит Альбит ® апатит, ортит, гематит
3	Внутрен- няя	Хлорит-1, апатит, ортит, гематит	Апатит ® хлорит- 2 (рипидолит, корундофиллит) Хлорит-1 ® хлорит-2, графит, рудные
4	Централь- ная	Апатит, хлорит-2, графит, циркон, рудные

В целом метасоматоз может быть охарактеризован как натровый олигоклаз-альбитовый, сопровождаемый развитием обильных апатита и хлорита. Рентгено-структурным анализом апатит определен как фторапатит, хлорит – как магнезиально-железистые рипидолит и корундофиллит, менее распространен шамозит.

Субстратом, по которому развиваются изменения (зона «0» колонки) служат преимущественно гранитизированные биотитовые гранатсодержащие гнейсы – серые породы со сланцеватой текстурой, состоящие из андезин-лабрадора, биотита, граната и микроклина (последний образуется в результате гранитизации гнейсов). Реже изменениям подвержены гнейсо-граниты.

Во внешней зоне колонки (№1) наиболее характерный процесс – замещение андезин-лабрадора и микроклина олигоклаз-альбитом, а биотита и граната (пиропа) – светло-зеленым хлоритом-1, рутилом и в меньшей степени эпидотом. Местами хлорит содержит густые скопления иголочек рутила в виде сагенитовых прорастаний и лейкоксенизированный сфен. Уже на этой стадии процесс проявился достаточно интенсивно с образованием полнопроявленных метасоматитов.

В промежуточных зонах колонки отмечены новообразования чистого прозрачного альбита, который встречается в виде кайм вокруг альбит-олигоклаза или образует таблитчатые агрегаты по последним, иногда сохраняя характер полисинтетического двойникования олигоклаза. Местами скопления новообразованного альбита принимают форму маломощных невыдержанных прожилков.

Во внутренней зоне колонки хлорит-2 (тонкочешуйчатые рипидолит, реже корундофиллит) и апатит – наиболее характерные минералы. Темно-зеленый рипидолит развивается по темноцветным минералам более ранних стадий процесса, пространственно тесно ассоциирован с апатитом, образуя в его массах различные, часто замысловатые формы выделения в виде параллельно-волокнистых, параллельно-изогнутых агрегатов, розеточек, коротких просечек (рис. 5). Под микроскопом хлорит темно-зеленый, визуально – черный. Плеохроизм его резкий, цвета интерференции оранжево-коричневые, иногда темно-фиолетовые.

Рис. 5. Апатит-хлоритовые массы в измененных гнейсах

Апатит, появившийся непосредственно вслед за хлоритом, развивается во внутренних и особенно интенсивно в центральной зоне колонки. Он образует зерна изометричной или неправильной формы размером в сотые-десятые доли мм. Формирует линзовидные, прожилковатые выделения, гранобластовые агрегаты, плотные массы. Развивается автоморфно. Длиннопризматические с пирамидальными ограничениями на концах кристаллики пронизывают агрегаты хлорита-2, нередко образуя структуры типа сот, решеток. В более крупных кристаллах апатита заметно их зональное строение. Массы апатита в проходящем свете светло-серые, полупрозрачные, цвета интерференции темно-серые. В обломочной тяжелой фракции минерал имеет белый, серый и темно-серый цвет. Фторапатит является радиоактивным, содержит 0.3-1% урана и повышенные концентрации Zr (до 1%), Y (0.15-0.4%), Ce (0.15-0.7%), La (0.15-0.3%), Sr (0.2-0.5%), Th (0.1-0.15%).

В ряде случаев удается наблюдать наложение на метасоматиты биотита-2 и карбоната в последние жильные стадии процесса.

Из рудных отмечаются сульфиды (пирит, халькопирит, арсенопирит, галенит, молибденит), распространенные ограниченно, и довольно многочисленные собственные минералы урана и урансодержащие минералы (таблица 1). Кроме того, отмечается цирконовая минерализация (овальные или округлые выделения), приуроченная к полевому шпату и хлориту-1 и развивающаяся совместно с магнетитом, ильменитом. Циркон является одним из ранних рудных минералов. Последующая рудная минерализация образовалась вслед за хлоритизацией-2 и апатитизацией.

Текстуры руд вкрапленниковые и прожилково-вкрапленниковые. Ненадкевит является наиболее распространенным урановым минералом. Он образует неравномерную, иногда довольно густую сыпь в апатитовых массах, и небольшие (до 0.3 мм в диаметре) агрегаты неправильной формы.

При наложении метасоматоза на протерозойские дайки среднего и основного состава (микродиориты, диабазы) во внешних частях колонки проявлялась эгиринизация, в центральных – интенсивная карбонатизация, в остальном их метасоматические колонки аналогичны таковым же для гнейсов.

Проявления эйситизации в вулканитах. Таблица 3 дает представление о минералах эйситов и развивающихся по ним аргиллизитов, в таблице 4 приведен химический состав некоторых минералов эйситов, полученный с помощью микрозондового анализа в лаборатории ДВГИ.

Таблица 3. Минералы эйситов, развивающихся по вулканитам кислого состава.

*Встречаемость*	*Минералы эйситов, развивающиеся по вулканитам*
Основные, более 10%	Альбит, фторапатит, кварц
Второстепенные, 2-10%	Карбонат, гематит
Рудные, акцессорные, редкие	Циркон (циртолит), синхизит, монацит, браннерит, ксенотим, рутил, пирит, торит, магнетит, маггемит, ильменит, алюминит, сфен, лейкоксен, хлорит, флюорит, барит, биотит, тремолит, корунд, турмалин*, щелочной амфибол, углеродистое вещество, гематит «железный блеск», мусковит
Минералы накладывающихся аргиллизитов	Кварц, гидрослюда*, серицит, монтмориллонит, каолинит, адуляр
Гипергенные	Лимонит, гидроокислы марганца, вернадит, бета-уранотил, уранофан

Примечание: «*» помечены минералы, определенные рентгено-структурным анализом

Таблица 4. Химические составы минералов эйситов (вес. %) в обр. К-525*

Окислы и элементы	SiO₂	TiO₂	Al₂O3		FeO		MnO		MgO	CaO		Na₂O
Альбит	69.02	0.01	19.80		0.65.		0.87		0.14	0.15		11.65
Апатит	0.01	0.01	0.06		0.01		-		-	55.01		0.22
Ксенотим	0.56	0.01	0.52		1.11		-		0.30	0.29		0.18
Рутил	6.97	71.42	2.76		4.55		-		0.77	0.38		0.18
Гематит	0.30	2.60	0.86		78.09		-		0.10	0.10		-
Продолжение
Окислы	К₂О	Р₂О5	SrO	F		Cl		Ce₂O₃		Y₂O₃	Сумма
Альбит	0.04	-	-	-		-		-		-	102.33
Апатит	-	41.54	1.13	0.87		0.37		0.18		0.37	99.78
Ксенотим	-	32.59	-	-		-		0.32		43.50	79.33
Рутил	-	0.49	-	-		-		0.30		0.01	88.55
Гематит	-	-	-	-		-		1.89		0.01	83.85

*Примечание: в рутиле установлено содержание Nb₂O₅ в количестве 0.72 вес.%.

Ореолы рудоносных метасоматитов отличаются отчетливо выраженным зональным строением, хорошо фиксирующимся как по макроскопическим признакам, так и в шлифах. Внешние границы ореолов довольно резкие, также как и внутренние границы между отдельными зонами. Метасоматическая колонка эйситов представлена таблицей 5. Субстратом, по которым развивались эйситы, служили трахириолиты и трахидациты с преимущественно стекловатой или фельзитовой структурой. В породах проявлены региональные изменения – спорадически отмечающиеся новообразования кварца в агрегатах с адуляром (фельдшпатитизация по Е.В. Плющеву и др., 1985). При этом первоначальная структура породы преобразовалась в пойкилобластовую и местами в микропойкилобластовую.

Таблица 5. Метасоматическая колонка эйситов по трахириолитам

*№ зоны*	*Название зоны*	*Минеральный состав*	*Реакции замещения*
0	Трахириолит не измененный	Кварц+ортоклаз+плагиоклаз+ темноцветные минералы (амфиболы, биотит)+кварц-полевошпатовая основная масса	Темноцветы → хлорит; основная масса→кварц, адуляр
1	Трахириолит фельдшпатолити зированный	Кварц+ортоклаз+плагиоклаз+ адуляр+хлорит	Ортоклаз, плагиоклаз→кварц, альбит
2	Внешняя	Кварц+ортоклаз+альбит+ адуляр+хлорит	Ортоклаз, адуляр→ альбит
3	Промежуточная	Кварц+альбит+хлорит	Альбит, хлорит→ апатит
4	Внутренняя	Кварц+альбит+апатит	Альбит, кварц→апатит
5	Центральная	Кварц+апатит

Основные особенности состава околорудных метасоматитов связаны с предрудной стадией.

Изменения во внешней зоне колонки выразились в появлении микро- и мезопертитовой структуры в ортоклазе, обусловленной появлением вростков альбит-олигоклаза. Местами, плагиоклаз развивается в виде пятен осветвления и отдельных двойников шахматного строения и редко замещает калишпат полностью. Новообразованный кварц образует гранобластовые агрегаты от 1 до 4 мм в поперечнике и отдельные зерна в калишпате и в основной массе. Калишпат частично сохраняется.

В промежуточной зоне присутствуют кварц и альбит № 0-5, в незначительном количестве хлорит, а калишпат исчезает. В этой зоне альбит развивается как псевдоморфно по калишпату, так и по основной массе. В кварцевых зернах он образует пойкилитовые включения. Альбит образует разнозернистые, но преимущественно мелкозернистые и криптозернистые агрегаты с микрогранобластовым строением. Форма минералов чаще всего широкотаблитчатая, реже ромбовидная или неправильная. Альбит полисинтетически сдвойникован. Размер его отдельных кристаллов составляет 0.2-0.15 мм в длину и менее. Альбит отличается химической чистотой и содержит лишь небольшие примеси кальция, калия, марганца и железа (табл.4).

Характер новообразований кварца в этой зоне аналогичен тому, который отмечался во внешней зоне. Его наиболее крупные выделения хранят следы более позднего катаклаза, о чем говорит его мозаичное погасание и смещение отдельных участков зерен вдоль многочисленных субпараллельных мелких трещин. Процесс сопровождался отложением спорадически рассеянного красного гематита, имеющего изометричную или игольчатую форму и обусловившего кирпично-красную или светлую ровную кремово-розовую окраску породы. Размер отдельных выделений гематита-тысячные доли мм.

Для внутренней зоны, кроме кварца и альбита, типичен фторапатит, развивающийся по альбиту и хлориту, сначала образуя в них вростки по краям, а затем и полностью их замещая. Апатит формирует гранобластовые разнозернистые, преимущественно мелкозернистые и криптозернистые массы с отдельными более крупными зернами. Средний размер его кристаллов составляет 0.1-0.2 мм в длину, наиболее крупных – 0.5 мм в длину. Отмечаются апатиты разных окрасок – белой, светло-сиреневой, красной. В продольных сечениях апатит имеет удлиненную, призматическую форму с пирамидальными окончаниями. В поперечных сечениях он образует округлые, неправильные и шестигранные формы. Апатиты всех окрасок заметно обогащены редкими элементами: лантаном (0.0n-0.n%), цирконием (0.n-10%), иттрием (0.n-3%), церием (0.0n-3%) и стронцием. В таблице 4 приведен химический состав апатита.

Обогащение апатита иттрием – довольно распространенное явление, но аналогичные его концентрации встречаются не часто (Балашов, 1976). Сумма содержаний редких элементов в апатите достигает нескольких процентов; апатитовые породы с такими концентрациями являются богатыми рудами (Коган, 1974).

Для редких элементов в апатите различных расцветок отмечается значительная степень вариаций их содержаний, что особенно заметно для циркония. Максимальная концентрация элементов-примесей отмечается в буром (ожелезненном) апатите.

Апатит радиоактивен вследствие наличия в его составе повышенных содержаний урана и тория. Его выделениям на микрородиографиях шлифов соответствуют следы пробега альфа-частиц неравномерной плотности.

Кристаллы апатита часто содержат мельчайшие включения альбита, циркона и монацита. Кроме того, апатит интенсивно насыщен мелкими выделениями иттрийсодержащего ксенотима и ниобийсодержащего рутила (по результатам микрозондовых исследований, [13]). Наличием редких акцессорных минералов и объясняется высокие концентрации TR в апатите.

Распределение альбита и апатита в породе крайне неравномерно. Они образуют или агрегатную смесь, или отдельные обособления гнездовидной, шлировидной формы. Образование метасоматической породы происходило длительный отрезок времени и сопровождалось катаклазом, перекристаллизацией, в результате которых зерна альбита и апатита укрупнялись и возникали гранобластовые структуры. В процессе перекристаллизации минералы очищались от гематитовой пыли.

В центральной зоне колонки произошла почти полная замена всей массы породы криптокристаллическим апатитом (относительно более крупные выделения минералов в этой зоне колонки не отмечаются) с образованием псевдосферолитовых структур, пятнистых и очковых текстур. Гематит тоже концентрировался в гнездообразные выделения или образовывал концентрические стяжения. Отмечается наличие и пластинчатых бурых выделений гематита, образующего мелкие скопления и микропрожилки. Участками в центральной зоне сохранились реликты кварцевых агрегатов и отдельных выделений кварца, замещаемых апатитом и приобретающих «амебовидную» форму.

Мощности зон колонки, за исключением центральной примерно одинаковы и колеблются для разных зон от первых метров до 10-15 метров. Мощность центральной зоны в 2-3 раза меньше, чем других. Размеры ореолов и соответственно зон колонки зависят от мощности разлома. В ореолах эйситизации, контролируемых маломощными тектоническими швами, отсутствует центральная зона.

Из характерных рудных минералов, появляющихся во внутренних и центральных частях колонки, отмечаются циркон, синхизит, ксенотим, монацит, браннерит. Рудные минералы встречаются в виде рассеянной вкрапленности и погружены в апатитовую массу; циркон встречается в альбитовой части метасоматитов. Присутствием отмеченных минералов и апатита можно объяснить наличие высоких концентраций редких элементов в породах. Основное рудоотложение следует связывать с апатитизацией и гематитизацией пород. Ю.А. Балашов (1976) объясняет появление редкоземельной минерализации в эйситах резким (с 400 до 150º) падением температур натрийсодержащих растворов. Отмечаемая последовательность образования основных и рудных минералов отмечается и в литературе (Омельяненко и др., 1974). Процесс сопровождался образованием рутила, небольшого количества карбонатов и сульфидов.

На эйситовые метасоматиты накладываются аргиллизитовые и пропилитовые минеральные ассоциации. Отметим, что хотя гидрослюда не редкость в эйситах (Белов, 1883), в нашем случае она не образует парагенетической ассоциации с минералами эйситов и не участвует в строении их метасоматической колонки, имея явно наложенный характер.

Из жильных пострудных минералов отмечаются гематит – «железный блеск» и жильный друзовидный кварц, поверхность кристаллов которого покрыта лимонитовой «рубашкой».

Проявления эйситизации в гранитоидах рассматривается на примере месторождения Боковое, размещающееся в центральной части Улканского плутона. В плане ореолы рудоносных метасоматитов представляют собой удлиненные тела мощностью 30-45 метров и протяженностью до 3000 метров (Гурьянов, 1992). Минеральный состав эйситов приведен в таблице 6, метасоматическая колонка – в таблице 7.

Таблица 6. Минералы эйситов, развивающихся по гранитам.

*Встречае* *мость, %*	*Граниты рапакививидные*
Основные,>20	Альбит, альбит-олигоклаз, кварц
Второстепенные, 2-10 %	Олигоклаз-андезин, фторапатит, апатит, серицит
Рудные, редкие, акцессорные, 1-2%	Кальцит, сидерит, пирит, халькопирит, торит, уранинит, молибденит, магнетит, ильменит, галенит, циркон, циртолит, монацит, сфен, рутил, анатаз, флюорит, гематит, настуран, ксенотим, калишпат, хлорит
Поздние и гипергенные	Уранофан*, лимонит, каолинит, уранофан, сабугалит, казолит, ренардит, фосфуринилит, метаторбернит, метацейнерит, метаураноцирцит, гидрослюда

Таблица 7. Метасоматическая колонка эйситов по гранитам

*№ зоны*	*Название зоны*	*Минеральный состав*	*Реакции замещения*
0	Гранит субщелочной лейкократовый рапакививидный	Кварц+микроклин-пертит+биотит	микроклин-пертит → →калишпат, альбит-олигоклаз
1	Гранит калишпатизиро ванный	Кварц+калишпат+олигоклаз-альбит+биотит	калишпат, олигоклаз-альбит→ альбит
2	Внешняя	Кварц+калишпат+олигоклаз-альбит+альбит 1 +биотит	калишпат, олигоклаз-альбит, альбит-1→ альбит-2, биотит→гематит
3	Промежуточная	Кварц+альбит-1+альбит-2+гематит	Альбит→ апатит, рудные
4	Внутренняя	Кварц+альбит+апатит+гематит+ рудные

Во вмещающих зоны эйситизации породах (зона 1 колонки) проявлена калишпатизация и альбитизация предшествующего этапа метасоматоза. Очевидно, эйситы унаследовали более древние (раннепротерозойские) зоны щелочных изменений. Результатом калишпатизации явилось образование выделений калишпата таблитчатой, неправильной или овальной формы с неровными, извилистыми границами и альбит-олигоклаза с образованием пертитов замещения.

Для внешней зоны характерно замещение калишпата шахматным альбитом. Альбит развивается также по первичному олигоклаз-альбиту с образованием криптопертита в его центральных частях. В отдельных зернах развиты каемки альбита с четкими полисинтетическими двойниками. Из реликтовых минералов остаются калишпат и олигоклаз-альбит.

Для промежуточной зоны типична интенсивная альбитизация. На полисинтетически сдвойникованный альбит нарастают каемки несдвойникованного альбита с облачным угасанием. Кроме альбита, распространены кварц, встречающийся в виде ксеноморфных выделений неправильной формы, или агрегатов, сложенных полигональными, реже неправильно-призматическими, удлиненными зернами. В этой зоне наблюдается как замещение кварцем альбита, так и наоборот.

Для внутренней зоны типично образование апатита и сопровождающих его рудных минералов, из которых преобладают циркон, ксенотим и монацит. Довольно часто встречаются выделения анатаза, сфена, рутила. Апатитовые выделения формируют гнезда, непротяженные жилковатые, прожилковидные обособления, мелкую неравномерную сыпь. В этой зоне апатит сосуществует с альбитом, кварцем. Мономинеральной апатитовой зоны не образуется.

Апатит внутренней зоны образует гексагональные, овальные короткопризматические зерна размером до 0.1 мм. Его цвет варьирует от водяно-прозрачного до светло-оранжевого и коричнево-красного.

Циркон является самым распространенным рудным минералом. Он отмечается в виде зерен с квадратными прямоугольными сечениями размером от 0.01 до 0.3мм. В протолочках отмечаются три его разновидности: светло-серая с укороченными тетрагональными призмами и дипирамидами, розовая и темно-розовая с изометричными зернами в виде тетрагональных призм, водяно-прозрачная с удлиненными тетрагональными призмами с пирамидальными ограничениями. Светло-розовая разновидность циркона с жирным блеском определена рентгено-структурным анализом как циртолит и является радиоактивной.

Cветло-розовый ксенотим и светло-бурый монацит образуют кристаллики размером до 0.1мм.

Торит определен в протолочках в виде зерен оранжевого цвета с раковистым сколом и жирным блеском.

Сфен слагает гнезда, мелкие вкрапленники в плагиоклазе, лейкоксенизирован. Встречается в виде розовых, неправильной и клиновидной формы кристаллов. Рутил образует длиннопризматические зерна размером до 0.2 х 0.5 мм, собранные в радиально-лучистые агрегаты. Анатаз образует короткопризматические, таблитчатые выделения, а также тонкоигольчатые пучки и радиальные шестоватые сростки. Гематит встречается в виде довольно плотной дисперсной вкрапленности в плагиоклазах, что обуславливает ровную розовую окраску пород. Иногда гематит замещает биотит, или встречается в виде пятнистых скоплений, маломощных непротяженных извилистых прожилков. Отмеченные выше минералы титана и гематит радиоактивны, с повышенным содержанием урана.

Из собственно урановых минералов (окислов) установлены настуран и уранинит (последний встречается реже), довольно многочисленны гипергенные минералы урана (таблица 6), среди которых преобладает фосфуранилит. Предполагается, что настуран образовался позже уранинита. Настуран встречается в виде зерен характерного черного, коричневато-черного цвета с раковистым изломом и сильным смоляным блеском. Размер гипергенных минералов урана – 0.001-0.1 мм. Они образуют уплощенные порошковатые массы, гнезда, реже тонкие прожилки.

Cульфиды встречаются в виде неправильных выделений, иногда в срастании с уранинитом, цирконом, рутилом. Вероятно, в эту же стадию произошло и образование мелкой вкрапленности флюорита.

Глинистые минералы (каолинит, гидросерицит) и серицит появились позже, на заключительных стадиях процесса или с некоторым отрывом по времени образования от рудной стадии, гидроокислы железа и вторичные минералы урана – при последующем гипергенезе.

Таким образом, метасоматические колонки и порядок образования минералов эйситов в вулканитах и интрузивных породах во многом похожи с той разницей, что в плутонических образованиях апатитизация не проявилась столь интенсивно, как в вулканических.

Петрохимический состав и геохимические особенности эйситов

Проявления эйситизации в метаморфических породах. При эйситизации в гнейсах, от периферических зон к внутренним и центральной наблюдается увеличение содержания натрия (рис. 6а.). В промежуточных зонах Na₂O варьирует от 1.7 до 4%, и его может быть даже меньше, чем в неизмененных гнейсах. Внутренние и центральная зона колонки по содержанию Na₂O практически не отличаются (в обоих случаях Na₂O=4-8%). Содержания K₂O не меняются, но вариации его значительны (0.2-6%).

При эйситизации в метаморфических породах, ряд элементов дифференцируются (рис.7а, круговая диаграмма). Из петрогенных элементов, отмечаются повышенные содержания Ca (связан с карбонатом и апатитом), Mg (0.5-3%, в хлорите), и фосфора (в среднем 3%, в апатите). Из менее распространенных элементов, в аномальных и рудных концентрациях отмечается их весьма ограниченный круг, включающий уран (0.03-0.3%, в среднем, около 0.1%), и Sr (0.11% в апатите). Другие (Pb, 0.03%), As (до 0.3%), Th (0.02%), Y(0.04%), Zr(0.03%) встречаются в повышенных концентрациях. Большинство элементов (Mo, V, Cr, Co, Ni, La, Zn, Cu, Sn, Nb, Be, Li) встречается в кларковых концентрациях.

Корреляционный анализ (рис. 8) свидетельствует о двух группах ассоциирующихся элементов: 1)сидерофильных (Mn, Mg, Ni, Cr) с некоторыми литофильными (Zr, Th), халькофильным Mo и 2)более широкой группы, в которую попадают литофильные (U, Y, Ba, K, P, Zr, Ca), сидерофильные (V) и халькофильные (Cu, Pb) элементы. В обеих случаях, элементы не создают значительных кластеров, и интерпретация связей элементов затруднена. Можно было бы объяснить первую ассоциацию появлением циркониевой минерализации с магнетитом, ильменитом (первый этап минерализации, вслед за образованием хлорита-1). Во второй ассоциации обращает на себя внимание группа Ca-Sr-P-U-La-Y (концентрируются в апатите). С этапом апатитизации связано образование сульфидов.

Рис.6.Диаграммы содержаний щелочей в эйситизированных породах: по гранитизированным гнейсам тырканской серии (а); трахириолитам, трахириодацитам элгэтэйского комплекса (б).

1 – неизмененные породы; 2-5- зоны колонки: 2 – краевые, 3- промежуточные, 4 – внутренние, 5 – центральные; 6 – изолинии суммы содержаний K₂O и N₂O в молекулярных количествах.

Рис. 7. Круговая диаграмма содержаний элементов в эйситизированных гнейсах (A) и вулканитах (Б). Содержания элементов показаны в логарифмическом масштабе. Внутренний круг – кларки содержаний = 1. Кларки содержаний рассчитаны относительно гнейсов тырканской серии (А) и вулканитов кислого состава по Виноградову (Б). Наиболее значительные кларки концентраций указаны в цифрах.

Рис. 8. Месторождение урана Тавитчак. Матрица парных коэффициентов корреляции в эйситизированных гнейсах

Проявления эйситизации в вулканитах. При изучении петрохимического состава метасоматитов с использованием сравнения альбит-апатитовых эйситов и неизмененных пород можно заметить (табл. 8, рис. 9), что активно дифференцировался весь ряд петрогенных окислов, и особенно SiO₂, FeO, MgO, K₂O, Na₂O, P₂O₅, CaO.

Таблица 8. Баланс движения веществ в зоне замещения трахириолита (1) альбит-апатитовым метасоматитом (2) при эйситизации.

Компоненты	Весовые %				Содержания окислов в 1000 см.³ (г)		Привнос-вынос на 1000 см³
	Результаты анализов		Приведенные к 100%		Содержания окислов в 1000 см.³ (г)		Абс. Разности	В % к массе окисла в (1)
	1	2	1	2	1	2	Абс. Разности	В % к массе окисла в (1)
1	2	3	4	5	6	7	8	9
SiO₂	75.80	59.53	76.31	60.03	1975.4	1590.8	-324.6	-16.9
TiO₂	0.28	0.21	0.28	0.21	7.0	5.6	-1.4	-20.0
Al₂O₃	11.40	8.20	11.47	8.27	287.9	219.2	-68.7	-23.9
Fe₂O₃	1.49	1.37	1.50	1.38	37.7	36.6	-1.1	-2.9
FeO	1.06	0.10	1.07	0.10	26.9	2.7	-24.2	-90.0
MnO	0.01	0.01	0.01	0.01	0.3	0.3	0	0
MgO	0.10	6.65	0.10	0.65	2.5	17.2	+14.7	+588.0
CaO	0.10	11.20	0.10	11.28	2.5	298.9	+296.4	+11856.0
Na₂O	2.90	3.50	2.92	3.52	73.3	93.3	+20.0	+27.3
K₂O	5.30	0.30	5.34	0.30	134.0	7.9	-126.1	-94.7
SO₃	0.09	0.10	0.09	0.10	2.3	2.7	+0.4	+17.4
P₂O₅	0.02	8.46	0.02	8.53	0.5	226.0	+225.5	+45100.0
CO₂	0.22	0.61	0.22	0.61	5.5	16.2	+10.7	+194.5
H₂O⁺	0.32	2.56	0.32	2.58	8.0	68.4	+60.4	+755.0
H₂O^-	0.17	0.20	0.17	0.20	4.3	5.3	+1.0	+23.3
Zr₂O	0.05	1.00	0.05	1.01	1.3	26.8	+25.5	+1961.5
Y₂O₃	0.01	0.90	0.01	0.90	0.3	23.9	+23.6	+7866.6
SrO	0.02	0.32	0.02	0.32	0.5	8.5	+8.0	+1800.0
+S							+686.2	+27.3
-S							-546.1	-21.8
S	99.34	99.22	100.0	100.0	2510.2	2650.3	+140.1	+5.5
d	2.56	2.72
Du	2.51 (do)	2.65 (dk)
N	1.19%	4.42%

Рис. 9. Изменение содержаний веществ при образовании альбит-апатитового метасоматита (II) за счет трахириолита (I) при эйситизации

Поведение щелочных окислов в различных зонах колонки эйситов иллюстрируется рисунком 6б, других петрогенных элементов – рисунком 7Б. Очень характерно повышение Na₂O. Его содержания достигают 6-8% во внешних зонах (в неизмененных породах-4-6%), увеличиваясь до 9-10.5% в промежуточных кварц-альбитовых зонах, вновь уменьшаясь до 3-7% во внутренних зонах, с резким убыванием (до 1%) в центральных. Для К₂О отмечается его постепенное уменьшение от периферии ореолов к внутренней зоне (с 4.5-5.5% до 0.n-1.7%), а в центральной части колонки, напротив, наблюдается его увеличение до 2.5%. Концентрация фосфора резко увеличивается, начиная с внутренних частей колонки эйситов; его максимальные содержания достигают 12% и более, в то время как в неизмененных породах не превышают 0.45%. Содержания кремнезема заметно (на 25-30 %) уменьшаются от периферии зон к центру, а содержания СаО, напротив, резко увеличивается за счет увеличения количества апатита. Инертнее ведут себя остальные окислы, но и в их поведении отмечаются определенные закономерности: глинозем увеличивается до 17% в наиболее альбитизированных частях колонки (в остальных зонах его содержания колеблются на уровне 14-15%, с уменьшением до менее чем 10% в апатитовой зоне); MgO слабо увеличивается, а TiO₂ слабо уменьшается. Марганец проявляет инертность; заметно уменьшается содержание закисного и незначительно – окисного железа.

Вероятнее всего, при формировании зон 1-2 были инертны компоненты Si, Al, Fе, Mg, зоны 3 – Si, Al, Fe, в зоне 4 – инертное поведение сохраняют только два компонента- Si и Al, в зоне 5 инертен один компонент – Si, и теоретически, если бы существовала мономинеральная апатитовая зона, в ней все компоненты были бы вполне подвижны. Один из факторов равновесия метасоматического процесса (объем), обеспечивает здесь наличие единственного минерала – апатита, полностью сложенного компонентами раствора.

Эйситы по вулканитам специализированы на редкие литофильные, в меньшей степени, халькофильные элементы (рис. 7Б). Ореолы эйситизации вмещают богатые руды иттрия и иттербия – соответственно, до 0.8% (данные РСА) и 0.1%.Из РЗЭ иттриевой группы присутствуют (в %): тулий до 0.006, лютеций 0.01, европий 0.03, эрбий 0.03, диспрозий 0.06, гольмий до 0.006. Кларк концентраций РЗЭ иттриевой группы относительно неизмененных пород кислого состава увеличивается на 70-200. Резко возрастают дисперсии их распределения.

В рудных концентрациях в метасоматитах присутствуют церий (0.3%), лантан (0.15%) и другие элементы цериевой группы: самарий – (до 0.003%) неодим (0.2%), празеодим (0.03%). Кларк концентраций РЗЭ цериевой группы относительно неизмененных кислых пород составляет 10-40. Содержания циркония увеличиваются до 1%. Заметно повышаются концентрации урана и тория (соответственно 0.1 и 0.2%), а также Та и Nb (согласно микрозондовым исследованиям, ниобием обогащен рутил) Содержания Nb варьируют от 0.05 до 0.105%, максимальные содержания Та-0.022% (результаты РСА). Отношения Та к Nb выдерживаются как 1:5. В отличие от других перечисленных выше элементов, Та и Nb распределяются в массе измененных пород крайне неравномерно и не образуют выдержанных кондиционных рудных интервалов. Слабо концентрируется Ве, в разной степени-халькофильные элементы (содержатся в пирите, гидроокислах железа, апатите). Свинец накапливается на участках повышенных концентраций урана и имеет, по всей видимости, радиогенное происхождение. Заметному постепенному выносу подвержен хром. Ряд элементов ведет себя относительно индифферентно (Ni, Со, Ва). Характерно возрастание концентраций Мо во внутренней зоне колонки.

Особенности распределения элементов по зонам колонки на примере отдельной канавы иллюстрируется рисунком 10. На нем хорошо видно, что рудные зоны отличает контрастность и простое строение, с устойчивым нарастанием содержаний рудных компонентов от периферии к центру. Накапливающиеся рудные элементы можно разделить на две группы: 1)с максимальной концентрацией в центральной зоне (РЗЭ иттриевой и цериевой групп; Mn, P, F, Sr) и 2)с максимальной концентрацией во внутренней зоне (Zr, Nb, Th, As). Геохимическую зональность такого типа можно объяснить накоплением первой группы элементов в связи с процессом апатитизации, а второй – с несколько предшествующим ему процессом альбитизации.

Для зон эйситизации характерно накопление стронция в измененных породах до 0.15% (содержится в апатите в количестве до 1% в монофракции). Для рубидия отмечается более сложное его поведение. Он уменьшается с 130-160 г/т в фельдшпатолитизированных трахириолитах до 30 г/т в альбит-апатитовой зоне и увеличивается до 100-110 г/т в апатитовой зоне. Графики содержаний калия и рубидия хорошо коррелируются.

Для большинства элементов можно отметить общую закономерность: увеличение дисперсий их распределений прямо пропорционально уровням их накопления. Это говорит о том, что элементы концентрируются в основном в неравномерно распределенных рудных минералах и лишь в слабой степени – в породообразующих.

Корреляционные связи элементов демонстрирует матрица парных коэффициентов корреляции (рис. 11А). Легко убедиться, что элементы ассоциируются в две группы, в первую из которых входят преимущественно сидеро-и халькофильные, а во вторую – фосфор, кальций и редкоземельные элементы.

Такие халькофильные элементы как цинк, свинец обладают значительными связями (коэффициент корреляции 0.44-0.50 и более) с элементами обеих групп. Можно предположить, что набор элементов в группах зависит от ассоциаций связанных с ними минералов. В пределах групп можно выделить подгруппы, объединяющие элементы, ассоциирующиеся в отдельных минералах. Так, во второй группе отмечается подгруппа элементов, объединяемая высокими коэффициентами корреляции от 0.87 до 0.99 – Ca, P, Y,Yb (присутствуют в апатите, ксенотиме). Высокими коэффициентами связаны церий и лантан (0.99), что можно объяснить их наличием в ксенотиме, апатите. Цирконий ассоциируется с ниобием и мышьяком – элементами, концентрирующимися во внутренней зоне колонки (они образуют повышенные концентрации (0.n-0.0n) в цирконе.

Рис. 10. Канава 528. Распределение литофильных, сидерофильных и халькофильных элементов в зонах метасоматической колонки эйситов

Примечательно, что последовавшая за эйситизацией наложенная аргиллизация явилась геохимически «стерильным» процессом в том смысле, что сопровождалась выносом как петрогенных элементов, так и микроэлеменов, сконцентрированных эйситовым процессом. Под микроскопом хорошо видны явления разложения и разрушения редкоземельных минералов (циркона, иттросинхизита) с замещением их кварц-гидросерицитовым агрегатом; замещение браннерита вторичными урановыми минералами. Вынос элементов был прямо пропорционален степени аргиллизитовых изменений. При этом существенного накопления каких-либо других элементов (кроме Si и К) не происходило, о чем свидетельствует анализ монофракции гидрослюды. В поздних жильных минералах высоких содержаний рудных элементов тоже не отмечается.

Рис. 11. Матрица парных коэффициентов корреляции в эйситизированных вулканитах кислого состава, месторождение TR Тангукта (А); матрица парных коэффициентов корреляции в эйситизированных гранитоидах, месторождение U Боковое (Б) (незаполненные ячейки – отрицательные коэффициенты корреляции). По Кириллову В.Е., Гурьянову В.А.

Проявления эйситизации в интрузивных породах. Оруденелые породы отличаются невысокими содержаниями калия – 0.02-0.19%, и значительными – натрия - 5.25 до 7.1%.

В рудных и аномальных концентрациях отмечаются следующие элементы (в %): уран 0.01- 0.45, Th до 0.2, Zr 0.07-0.15, Sr 0.1, Nb-0.005-0.1, Y-0.1-0.3, Ti-0.4-1, Be-0.001-0.1, Yb-0.002-0.1, Gd 0.01%, Pb 0.02-0.04; повышенные – Hf 0.01, P 0.1 0.5, Cu 0.02, Li 0.001, Mo 0.0015, Co 0.001.

Минерализованные зоны характеризуются контрастными содержаниями рудных элементов.

Согласно корреляционному анализу (рис. 11Б), в группу ассоциирующихся элементов входят Ti, Th, U, Y, Yb, Nb, Pb и Ca, с коэффициентами корреляции более 0.40. Наиболее высокий коэффициент корреляции связывает U и Th (0.72). Можно предполагать, что отмеченный ряд элементов отложился в один этап, сопровождаемый карбонатизацией, апатитизацией (отсюда в ассоциации кальций), образованием урансодержащих титановых минералов – анатаза, рутила (Ti), уранинита, торита и иттрийсодержащего ксенотима. Настуран являлся одним из поздних минералов. Отмеченная группа не коррелируется с Zr, Be, Sn, которые образовались в предшествующие щелочную или грейзеновую стадии, вероятно, в раннепротерозойское время.

Условия образования эйситовых метасоматитов

По улучшенному варианту «Селектора» (Карпов, 1981) было проведено физико-химическое моделирование метасоматической зональности эйситов по вулканитам (Кириллов и др., 1998). В этом варианте «Селектора» термодинамические свойства компонентов водного раствора вычисляются по модифицированной модели HKF [20, 22], а коэффициенты активности компонентов водного раствора электролита – по уравнению Дебая-Хюккеля в модификации Хельгесона (1981). Апатит моделировался идеальным твердым раствором, состоящим из F и OH миналов. В качестве раствора, транспортирующего компоненты апатита, был выбран кислый раствор с величиной рН около 4 при температуре 300°С и давлении 300 бар. Более высокая растворимость фторапатита в кислых растворах, сравнительно с щелочными, явно следовала из данных, полученных при моделировании. В таблице 9 приводятся логарифмы моляльностей некоторых компонентов в растворах, насыщенных по сравнению к фторапатиту. Растворы А и В различаются между собой только содержанием NаOH. В щелочном растворе (раствор В, табл. 9) все кальцийсодержащие компоненты апатита испытывают резкое понижение растворимости. С дальнейшим ростом щелочности раствора растворимость апатита начинала слабо возрастать, но состав его смещался в сторону обогащения компонентом OH.

Таблица 9. Концентрации ионов, комплексов и нейтральных соединений (в логарифмах моляльностей) в растворах, насыщенных по отношению к фторапатиту, и различающихся между собой только NаОН.

*Компонент*	*Раствор А рН*, 3.97, Ен=-0.20	*Раствор Б, рН 8.02,* Ен=-0**.68
CO₂⁰	-10.339	-10.329
Са²⁺	0.840	-4.802
СаСl⁺	-1.153	-6.485
CаF⁺	-2.825	-6.151
СаОН⁺	-6.312	-7.901
F^-	-1.388	0.601
H₂⁰	-2.628	-2.629
H₂P₂O₇^2-	0.535	0.200
Н₂РО₄^-	-0.359	0.683
Н₂S⁰	-5.296	-5.307
Н₃Р₂О₇^-	-0.252	-4.628
Н₃РО₄⁰	-3.694	-7.741
НF⁰	-2.880	-4.614
НF₂^-	-4.481	-4.226
НРО₄^2-	-3.942	-0.226
CaCl₂⁰	-6.076	-10.780
НS^-	-5.214	-1.502
Н⁺	0.759	-3.608
Na⁺	2.089	2.140
NaCl⁰	-3.172	-2.493
NaF⁰	-6.756	-4.072
ОН^-	-6.363	-2.636

Моделирование рассматриваемой зональности, проведенное на «Селекторе» при помощи метода проточных реакторов, показало, что описываемая метасоматическая зональность могла сформироваться при градиенте кислотности-щелочности от величины рН=4 (апатитовая зона 5) до величины рН=7.5-8 (зона 1). Причем для каждой зоны характерен определенный диапазон величины рН. С изменением состава транспортирующего раствора величины рН каждой зоны несколько изменились, но главный вывод о том, что рассматриваемая метасоматическая зональность в последовательности от центральных зон к внешним отражает падение кислотности раствора, остаются в силе. Таким образом, не исключено, что изученные метасоматиты представляют собой, возможно, результат взаимодействия кислых растворов с эффузивами повышенной щелочности. С этой точки зрения эффузивы являются только благоприятной средой, контролирующей поступающие растворы.

Сравнительная характеристика эйситов

Для всех описанных выше проявлений эйситизации характерен сходные минеральный состав (альбит, апатит – «сквозные» минералы), геохимическая специализация (редкометально-редкоземельная) и близкий возраст образования (1196-1190 млн. лет, уран-свинцовый метод; 1250 млн. лет, свинец-свинцовый метод по Т-трафарету), что говорит об их образовании в единый этап, вероятно, в начальные стадии рифейской ТМА.

Согласно Б.И. Омельяненко (1974, 1978), основной особенностью процесса эйситизации является четко выраженная тенденция к образованию существенно мелкокристаллических альбитовых пород. При этом вероятна примесь кварца, карбоната, хлорита, гематита. Подобный состав метасоматических пород позволил Н.Ю. Бардиной (1992) отнести низкотемпературные эйситы к щелочными пропилитам.

В случае наложения процесса на известковистые породы проявляется апатитизация (Белов др., 1983, Омельяненко и др., 1974). В описанных выше автором случаях самой замечательной особенностью метасоматитов является обильная апатитовая минерализация, развивающаяся по вулканитам кислого состава, гранитоидам, и гнейсам, в связи с чем метасоматические колонки эйситов по ним напоминают аналогичные для известковистых пород. Хотя апатитовая минерализация и встречается в вулканитах основного состава, малых интрузиях кварцевых порфиров и диоритов с эйситовыми метасоматитами (Белов, 1983, Казанский и др., 1978) в связи с устойчивым присутствием PO₄^-3(Бардина, 1992), но в целом она малохарактерна для алюмосиликатной вмещающей среды и может рассматриваться как проявление местной специфики процесса.

Вторая характерная особенность описанных метасоматитов – наличие в центральных и внутренних зонах значительных по размеру контрастных рудных тел жилообразной формы.

Урановые проявления Тырканского района обнаруживают определенные черты сходства с урановыми месторождениями в эйситах северо-запада Канадского (Гуннар, Эйс-Фей) и Бразильского (Итатая) щитов, образовавшиеся в ранние и поздние эпохи ТМА архейских кратонов. Вмещающими для них являются метаморфические породы, а наиболее характерным процессам – интенсивная альбитизация. Возраст эйситов района Биверлодж (северо-восток Канадского щита) определен как раннепротерозойский и как рифейский – соответственно, 1760 и 1240 млн. лет (Трембли, 1972, Коппель, 1968).

Для проявлений эйситизации в магматических породах в качестве наиболее близкой аналогии по своему тектоническому положению (контроль крутопадающими разломами) и составу преобразующегося субстрата (вулканиты кислого состава) можно рассматривать проявления эйситизации мезозойского возраста с урановым оруденением в центральной и северной частях Куйдусунской впадины (Охотско-Чукотский вулканоген, Кириллов, Горошко, 1996). От этих проявлений эйситы Улканского прогиба отличаются более отчетливо выраженной зональностью и более интенсивной апатитизацией.

Список литературы

Балашов Ю.А. Геохимия редкоземельных элементов. М.: Наука, 1976. 267с.
Бардина Н.Ю. Щелочные метасоматиты: систематика и условия образования//Бюл. Моск. О-ва испытателей природы. Отд. Геол. 1992. Т. 67, вып.3. С.106-111.
Белов В.В., Раудонис П.А. К вопросу о формировании тел урансодержащих апатитов и их взаимоотношениях с дайками. Геология рудных месторождений.1983. №2. С. 98-104.
Горошко М.В., Кириллов В.Е. Новые данные по абсолютному возрасту редкометального оруденения юго-восточной части Алданского щита/Труды ассоциации геологических организаций Дальнего Востока. Хабаровск, Дальнедра. 1992. Вып.2. С. 66-70.
Горошко М.В. Влияние пострудных дислокаций и процессов магматизма на оценку месторождений (на примере Алданского щита и Ханкайского массива)//Тихоокеанская геология. 1992. №4. С. 77-82.
Горошко М.В., Осипов А.Л, Кириллов В.Е., Соломатин Г.Б. Предпосылки выявления новых видов полезных ископаемых в юго-восточной части Алданского щита//Тихоокеанская геология. 1995. № 2. С. 111-118.

Горошко М.В., Малышев Ю.Ф., Кириллов В.Е. Металлогения урана Дальнего Востока России. М., Наука, 2006. 372 с.

Гурьянов В.А. Ураноносные альбититы в одном из районов Хабаровского края/Труды «Дальнедра», вып. 2. Хабаровск, 1992. С.70-75.
Казанский В.И., Лаверов Н.П., Тугаринов А.И. Эволюция уранового рудообразования. М.: Атомиздат.1978. 208с.
Карпов И.К. Физико-химическое моделирование на ЭВМ в геохимии. Новосибирск: Наука, 1981. 247с.
Кириллов В.Е Околорудные изменения в вулканитах Улканского прогиба. Автореферат дис. на соискание уч. степ. канд. геол.-минералогич. наук. Хабаровск, 1993. 25 с.
Кириллов В.Е., Горошко М.В. Металлогения урана Ульинского и Куйдусунского вулканогенных прогибов//Тихоокеанская геология. 1996. №3. С. 88-97.
Кириллов В.Е., Авченко О.В., Сапин В.И. Апатит-альбитовые метасоматиты в вулканитах Улканского прогиба юго-восточной части Алданского щита//Доклады АН, т. 361. 1998. № 4. С. 531-534.
Кириллов В.Е., Гурьянов В.А, Горошко М.В. Рудоносные эйситы востока Алдано-Станового щита//Проблемы минералогии, петрографии и металлогении. Научные чтения памяти П.Н. Чирвинского: сб. науч. ст./Перм. ун-т. - Пермь, 2008. - Вып. 11. С. 212-218.
Коган Б.И. Редкие металлы, состояние и перспективы. М.: Наука, 1974. 537с.
Омельяненко Б.И., Лисицина Г.А., Наумов С.С. О формационной самостоятельности низкотемпературных натровых метасоматитов (эйситов)//Метасоматизм и рудообразование. М.: Наука, 1974. С. 160-171.
Омельяненко Б.И. Околорудные гидротермальные изменения пород. М.: Недра, 1978. 215с.
Плющев Е.В., Шатов В.В. Геохимия и рудоносность гидротермально-метасоматических образований. Л.: Недра, 1985. 247 с.
Роганов Г.В., Корсаков Л.П. Апатитоносность раннего докембрия Алдано-Станового щита. Хабаровск, ДВО АН СССР. 1991. 96с.
Helgeson H.C., Kirkham D.H., FloversG.C.//Amer.J. Sci. 1981. V.281. P. 1249-1516.
Koeppel. Age and history of uranium mineralization of the Beaverlodge area, Saskatchevan, Canada. Geological Survey of Canada. Paper 67-31, 1968. P. 23-31.
Tanger J.C., Helgeson H.C.//Ibid. 1988. V.288. P. 19-98.
Tremblay L.P. Geology of the Beaverlodge mining area, Saskatchewan. Geol. Sur. Can. Mem. 367. 168p.