Берилият в берилоносни пегматити от Рила планина, България ...

БЪЛГАРСКА АКАДЕМИЯ НА НАУКИТЕ • BULGARIAN ACADEMY OF SCIENCESГЕОХИМИЯ, МИНЕРАЛОГИЯ И ПЕТРОЛОГИЯ • 38 • СОФИЯ • 2001GEOCHEMISTRY, MINERALOGY AND PETROLOGY • 38 • SOFIA • 2001Берилият в берилоносни пегматити от Рила планина,БългарияВасил АрнаудовArnaudo v, V. 2001. Beryllium in beryl-bearing pegmatites from the Rila Mountain, Bulgaria. -Geochem. Mineral. Petrol., 38, 89-100.Abstract. The distribution of Be in rock-forming minerals and whole-rock samples from various type ofpegmatites - microcline, microcline-albite, mica-bearing, desilicated and “skarnoid” pegmatites has beenstudied. The Be content is highest in the beryl-bearing microcline-albite pegmatites and their hybrid derivates- desilicated pegmatites with beryl and emerald. The Be content increases from feldspars to plagioclases andmuscovites, as well as from the external to the internal zones of the pegmatites. The occurence of beryllium,molybdenum and bismuth minerals both in desilicated and normal granite pegmatites do not confirm theopinion of metasomatic origin of the desilicated pegmatites from greisen solutions. The close Pb-isotope datain feldspars and similar U-Pb zircon age (50±5 Ma) support a genetic connection between normal granitepegmatites, desilicated pegmatites and the Paleogene granitoid magmatism in Rila Mountain.Key words: beryllium, beryl, granite pegmatites, desilicated pegmatites, Rila Mt.Address: Geological Institute, Bulgarian Academy of Sciences, 1113 Sofia, Bulgaria; Е-mail: arnaudov@geology.bas.bgКлючови думи: берилий, берил, гранитни пегматити, десилицирани пегматити, Рила планинаАдрес: Геологически институт, Българска академия на науките, 1113 СофияУводПрисъствието на берил в пегматити от Рилапланина е отбелязано в редица публикации(Димитрова, 1960; Петрусенко и др., 1966,1971; Петрусенко, Арнаудов, 1980; Арнаудов,Караджова, 1970; Арнаудов, Петрусенко,1971; Арнаудов, 1975; Arnaudov,1975; и др.). Димитрова (1960) наблюдавадребни берилови кристали в аплитпегматити,разглеждани от нея като преходимежду аплитова и пегматитова фаза. Посъстав това са микроклин-албитовипегматити, съдържащи често аплитоиднизони, както и кварц-албитови и мусковиталбитовикомплекси (Арнаудов, 1975).Наличието на няколко места в СеверозападнаРила на пегматитови жили съсзначителни концентрации на берил, установяванетона смарагд, хризоберил и берилиевмаргарит в десилицирани пегматити, коитоса хибридни производни на микроклиналбитовитепегматити, е указание за повишеносъдържание на берилия в пегматитовитефлуиди.С настоящата работа се прави опит запроследяване съдържанието и разпределениетона берилия в микроклин-албитовитепегматити с берил и десилициранитеим производни, както и в някои другитипове пегматити, в които не е установенберил.89

Геоложка обстановкаМикроклин-албитовите пегматити образуватобширно пегматитово поле сред метаморфнитескали между Калинския плутон иРило-Родопския батолит (Арнаудов, Петрусенко,1968; Арнаудов, 1975; Arnaudov,1975). В последно време Димов и Дамянова(1996) отнасят тези метаморфити към двесинметаморфни тектонски единици: Прекоречкаметагранитова единица, контактуващана изток с Рило-Родопския батолит иразположената на запад с рязък контакт наднея, Мальовишка пъстра единица, коятоизгражда на изток мантията на Калинскияплутон. Пластична зона на срязване,проследяваща се между хижа Скакавица насевер и Рилския манастир на юг, разделяМальовишката единица на две подединици -долна, на биотитовите парагнайси (гнайси,кварцсъдържащи амфиболити, редки прослойкиот мрамори и малки тела от метаултрабазити),и горна, пъстра подединица(парагнайси, гнайсошисти, гранат-слюденишисти, мрамори, метадиорити, метабазити иметаултрабазити). Послойни и секущимикроклин-албитови жили и жилообразнитела, някои от които с дебелина до 15-20 mи дължина до няколко стотици метра, серазкриват сред скалите на долната Мальовишкаподединица, най-често в района наСедемте езера, връх Харамията, Урдинитеезера, Урдина река, Зелени рид, МалаУрдина река и връх Ушите. В същия районсе наблюдават и десилицирани пегматити,пресичащи метаултрабазити, както и“скарноидни” пегматити, секущи мрамори(Арнаудов, Петрусенко, 1968; Арнаудов,1975). Пегматитовите проявления в горнатаМальовишка подединица са епизодични.Това са предимно маломощни микроклиновипегматити и аплити, които сенаблюдават в ендо- и екзоконтакта наКалинския плутон, най-често в района нахижа Иван Вазов. В екзоконтакта наплутона, западно от местността Пчелина, сесрещат и слюдоносни олигоклазови пегматити.Морфология и минерален състав напегматититеМикроклин-албитовите пегматити са найчестонезонални, изградени от средно- доедрозърнеста кварц-фелдшпатова маса,понякога включваща ксенолити от гранитизираниили пегматизирани в различнастепен гнайси (Арнаудов, 1975). По-рядкосе срещат диференцирани жили, изградениобикновено от следните няколко зони:аплитоидна, графична, апографична, пегматоиднаи блокова. Наблюдават се и ритмичнозоналнипегматити, в които се редуватаплитоидни и пегматоидни зони. Освеносновните скалообразуващи минерали -фелдшпати, кварц, мусковит и биотит, найчестоприсъстват магнетит, апатит, циркон,гранат и титанит. Установени са още берил,аланит, монацит, ксенотим, уранинит,танталониобати, халкопирит, молибденит,бисмутинит, пирит и зеолити (Арнаудов,1975). Берилът се наблюдава предимно внай-вътрешните, пегматоидни и блоковизони, както и в кварц-албитови и мусковиталбитовикомплекси около кварцовото ядро.Цветът му е бледозелен до сиво-зелен, порядкосиньо-зелен или син (аквамарин).Образува добре оформени кристали сдължина от 2-3 mm до 15-20 cm и дебелина1-2 mm до 8-10 cm. Асоциира обикновено салбит, кварц, мусковит и гранат. В няколкомаломощни (5-10 cm) аплит-пегматитовижили при Седемте езера берилът заема до30-40% от обема им. Най-големиконцентрации на берил се наблюдават впегматити, разположени в близост допластичната зона на срязване - по източниясклон на Равни чал, при Седемте езера, вУрдиния циркус, по Зелени рид, кактоизточно от връх Дамга, по р. Малио чатал иоколо Додов връх.Десилицираните пегматити са другияносител на берилиеви минерали. Те серазкриват също близо до зоната на срязване,която на места се маркира от метаултрабазитовитела и мраморни прослойкисред гнайсите. Десилицирани пегматити са90

наблюдавани в района на Седемте езера иУрдините езера, в горното течение на МалаУрдина река и при Еленините езера.Обикновено това са маломощни до 1-1,5 mжили или лещовидни тела. Срещат се слабодесилицирани пегматити, по съществонормални микроклин-албитови пегматити, вконтактните части на които се образуватънка до 2-3 cm флогопитова зона, понякогас малки лещи от плагиоклаз, следвана внякои случаи от също тънка амфиболова ихлоритова зона. Типичните десилициранижили или лещи са рядко по-дълги от 2-3 m,при дебелина до 1 m. В централните имчасти присъстват винаги плагиоклазова ифлогопитова зона, след която, в контактитес метаултрабазитите, се наблюдават някоиот следните зони: амфиболова, амфиболхлоритова,хлоритова и талкова (Арнаудов,1975). Освен магнезиален амфибол, вхибридните зони на десилициранитепегматити са установени актинолит,тремолит и антофилит. Най-често от акцесорнитеминерали се наблюдават апатит,циркон, магнетит и аланит. Описани са ощеберил - от почти безцветен, бледозелен донаситено зелен и смарагдовозелен, хризоберил,берилиев маргарит, титанит, гранат,монацит, ксенотим, уранинит, танталониобати,рутил, илменит, хематит,халкопирит, бисмутинит, галенобисмутит,молибденит, зеолити и др. Десилициранипегматити с берилиева минерализация саустановени засега само в Урдиния циркус,източно от връх Дамга, непосредствено вобсега на зоната на пластично срязване."Скарноидните” пегматити са редки,маломощни (25-30 cm) жилни образувания,разкриващи се на няколко места средмраморни прослойки в Урдиния циркус,при изворите на Мала Урдина река, върховетеОрловец и Петлите, и при Белия улук,източно от Рилския манастир. Те саизградени от дребно- до едрозърнестакварц-плагиоклазова маса, съдържащапонякога диопсид, аланит, апатит, по-рядкохалкопирит, пирит, бисмутинит, бисмутит, ав контактните зони и типични скарновиминерали - гросулар, скаполит, везувиан,воластонит и др.Микроклиновите пегматити са предимнонезонални жили, изградени отсредно- до едрозърнест калиев фелдшпат,кварц, плагиоклаз, биотит и мусковит. Вприконтактните им части понякога сенаблюдават графични или апографичникварц-фелдшпатови комплекси, образуващиотделни гнезда или тънки (4-5 cm) зони.Сред акцесорните минерали се открояватапатит, гранат, циркон, монацит, ксенотим иколумбит.Слюдоносни олигоклазови пегматитисе срещат сред амфибол-биотитови гнайси икварцсъдържащи амфиболити около южноторазкритие на Калинския плутон.Изградени са от едрозърнест олигоклаз икварц. Често в централната част на жилитесе наблюдава блоков кварц, образуващдебело до 4-5 m кварцово ядро. С блоковиякварц асоциира едролюспест (до 20×20 cm)мусковит. Установени са още гранат,циркон, апатит, магнетит и пирит.Съдържание и разпределение на Ве впегматитовите минералиОпределението на Ве е извършено с емисионно-спектраленанализ след предварителнохимическо обогатяване на пробите(аналитик Л. Душкова).Съдържанието на Ве в калиевите фелдшпативарира в тесни граници (0,4-5,5 ppm,табл. 1). Въпреки ниските концентрации инезначителните различия между съдържаниятана Ве в калиевите фелдшпити отразличните типове пегматити, могат да седоловят няколко, макар и слаби, тенденциив разпределението му:- съдържанието на Ве в калиевитефелдшпати нараства от микроклиновитепегматити към слабо десилицираните имикроклин-албитовите пегматити;- съдържанието на Ве в калиевитефелдшпати расте от външните, графични иапографични зони, към вътрешните, пегматоиднии блокови зони;- съдържанието на Ве е относителнонай-високо в калиевите фелдшпати на91

Таблица 1. Съдържание на Ве в пегматитови минерали (ppm)Table 1. Be content in pegmatite minerals (ppm)No поредNo Тип на пегматита Минерална зона (минерал) Вемикроклин1 82 микроклин-албитов графична 0,42 99 микроклин-албитов графична 0,73 100м микроклин-албитов с берил графична 1,04 16 микроклин-албитов пегматоидна 1,05 102 микроклин-албитов пегматоидна 1,06 140а микроклин-албитов с берил пегматоидна 1,57 144 микроклин-албитов с берил пегматоидна 2,08 71 микроклин-албитов блокова 1,09 139м микроклин-албитов с берил блокова 3,010 125а микроклин-албитов с берил блокова 4,011 125в микроклин-албитов с берил блокова 5,512 ∗96а слабо десилициран пегматоидна 1,013 96в слабо десилициран пегматоидна 2,514 113н слабо десилициран пегматоидна 1,015 113е слабо десилициран пегматоидна 1,016 113с слабо десилициран блокова 1,017 116м слабо десилициран пегматоидна 1,018 36 “скарноиден” пегматоидна 1,019 131м микроклинов графична 0,520 131е микроклинов пегматоидна 0,921 132м микроклинов пегматоидна 1,022 12 микроклинов пегматоидна 0,8плагиоклаз23 139а микроклин-албитов с берил графична (олигоклаз) 5,024 139о микроклин-албитов с берил апографична (олигоклаз) 7,025 147 микроклин-албитов с берил пегматоидна (албит) 12,026 100а микроклин-албитов с берил пегматоидна (албит) 15,027 100в микроклин-албитов с берил пегматоидна (албит) 20,028 3-у микроклин-албитов с берил блокова (албит) 25,029 140в микроклин-албитов с берил блокова (албит) 30,030 113г слабо десилициран графична (олигоклаз) 2,031 113р слабо десилициран пегматоидна (олигоклаз) 8,032 113п слабо десилициран пегматоидна (олигоклаз) 9,033 96г слабо десилициран пегматоидна (албит) 12,034 150 десилициран пегматоидна (албит) 13,035 118п десилициран пегматоидна (олигоклаз) 13,036 122е десилициран плагиоклазова (олигоклаз) 70,037 122г десилициран плагиоклазова (олигоклаз) 71,038 114 десилициран плагиоклазова (олигоклаз) 100,039 151в десилициран плагиоклазова (олигоклаз) 121,040 391 десилициран с берил плагиоклазова (олигоклаз) 240,041 6 десилициран с берил плагиоклазова (албит) 258,042 131к микроклинов графична (олигоклаз) 2,043 131р микроклинов пегматоидна (олигоклаз) 4,044 132а микроклинов пегматоидна (олигоклаз) 4,045 132в микроклинов блокова (албит) 20,046 26 олигоклазов слюдоносен, Пчелина пегматоидна 1,092

Таблица 1. ПродължениеTable 1. ContinuedNo поредNo Тип на пегматита Минерална зона (минерал) Ве47 55п олигоклазов слюдоносен, Пчелина пегматоидна 2,048 58 олигоклазов слюдоносен, Пчелина пегматоидна 2,049 26а олигоклазов слюдоносен, Пчелина пегматоидна 3,050 26в олигоклазов слюдоносен, Пчелина кварц-мусковитов комплекс 6,051 29 олигоклазов слюдоносен, с. Пастра кварц-мусковитов комплекс 3,052 9 олигоклазов слюдоносен, с. Покровник кварц-мусковитов комплекс 5,0мусковит53 149 микроклин-албитов пегматоидна 14,054 146 микроклин-албитов кварц-мусковитов комплекс 16,055 82а микроклин-албитов блокова 30,056 81а микроклин-албитов с берил блокова 42,057 78 микроклин-албитов с берил блокова 47,058 150с десилициран с берил плагиоклазова 186,059 118в десилициран плагиоклазова 198,060 118а десилициран плагиоклазова 214,061 134м десилициран със смарагд плагиоклазова (фуксит) 300,062 01м олигоклазов слюдоносен, с. Селище кварц-мусковитов комплекс 3,063 65 олигоклазов слюдоносен, с. Покровник кварц.мусковитов комплекс 4,064 56 олигоклазов слюдоносен, с. Покровник кварц-мусковитов комплекс 4,065 57 олигоклазов слюдоносен, с. Покровник кварц-мусковитов комплекс 4,0флогопит66 98 слабо десилициран флогопитова 4,067 89 десилициран флогопитова 7,068 122м десилициран флогопитова 8,069 155 десилициран флогопитова 9,070 390 десилициран флогопитова 9,071 122о десилициран флогопитова 10,072 114г десилициран флогопитова 10,073 134с десилициран със смарагд флогопитова 11,0хлорит74 121 хлоритов шист 0,575 114в десилициран талк-хлоритова 0,876 129 десилициран хлоритова 1,077 87 десилициран хлоритова 3,0амфибол78 452 серпентинит магнезиев амфибол 0,579 152 серпентинит магнезиев амфибол 0,580 80 биотитов гнайс магнезиев амфибол 2,581 160 актинолит-хлоритов шист актинолит 4,482 124 десилициран тремолитова (тремолит) 2,483 104 десилициран актинолитова (актинолит) 20,2∗Пробите с еднакви числови означения в таблица 1 и 2 са от един и същ източникОбразци от изследваните минерали се съхраняват в геоколекциите на Геологическия институт на БАН(M.1.2001.8)пегматитите, съдържащи берил.Тези резултати не се различаватсъществено от данните на други автори,разглеждащи поведението на Ве в калиевитефелдшпати на аналогични по състав иморфология типове гранитни пегматити от93

различни части на света (Беус, 1960;Солодов, 1962; Иванов, Стоянова, 1966;Иванов, 1991). Така например по данни наСолодов (1962), съдържанието на елементав 36 микроклина от редкометални зоналнипегматити се движи в интервала < 0,1-11ppm, при средно съдържание 3,7 ppm. Закалиеви фелдшпати от гранитни пегматити,несъдържащи редкометални минерали на Li,Rb, Cs, Nb и Ta, Беус (1960) привеждастойности за съдържанието на Ве между 1 и3 ppm. В микроклини на близките по минераленсъстав до пегматитите от Риламикроклин-албитови пегматити с берил отСмиловене, Централно Средногорие, Иванови Стоянова (1966) определят съдържанияна Ве между 0,35 и 1,5 ppm. Понискисъдържания от скалообразуващитеминерали в смиловенските пегматити имасамо кварцът (0,002-0,3 ppm).Плагиоклазите са основен носител наВе в изследваните пегматити. Вариациитена съдържанието му са близки до тези вплагиоклазите от аналогични типовепегматити от други части на България(Иванов, Стоянова, 1966; Иванов, 1991) исвета (Беус, 1960; Власов, Кутукова, 1960;Солодов, 1962; Макрыгина и др., 1990).Съдържанието на Ве в плагиоклазите наберилоносните пегматититови типове вРила - микроклин-албитовите, слабо десилициранитеи десилицираните пегматити, сеизменя в твърде широк интервал, от 2 до258 ppm (табл. 1).Плагиоклазите от микроклин-албитовитепегматити се отличават с относителнослаби вариации на Ве (5-30 ppm).Най-ниско е съдържанието на елемента волигоклазите от графичните и апографичнитезони (5-7 ppm), по-високо е в албититеот пегматоидните зони (12-20 ppm), анай-високо (25-30 ppm) в албитите отблоковите зони. Подобно е разпределениетона Ве (2-13 ppm) в плагиоклазите наизследваните слабо десилицирани пегматити,като най-високи са стойностите му вплагиоклаза от централните им зони.Значително по-високи са съдържанията наВе в олигоклази и албити от десилициранитепегматити (13-258 ppm). Най-високиконцентрации на Ве (240 и 258 ppm) саопределени в олигоклаз и албит от десилициранипегматитови жили, пресичащи талкхлоритовишисти по южния склон на Зеленирид, в близост до зоната на пластичнотосрязване. В тези пегматити са намерениразлично оцветени берили, включителносмарагд.Плагиоклазите от микроклиновите ислюдоносните пегматити, в които досега неса открити берилиеви минерали, също иматпо-високи съдържания на Ве в сравнение скалиевите фелдшпати от същите пегматити,но по-ниски от плагиоклазите в берилоноснитемикроклин-албитови пегматити.Разпределението на Ве в плагиоклазите еподобно на това в калиевите фелдшати:- в микроклиновите пегматити съдържаниетона Ве нараства от плагиоклазите навъншните, графични и апографични зони,към плагиоклазите на вътрешните, пегматоиднии блокови зони (табл. 1);- в слюдоносните пегматити отместността Пчелина най-висока концентрацияна Ве (5-6 ppm) имат плагиоклазитеот кварц-мусковитовите комплекси околокварцовото ядро, докато в плагиоклазите отвъншните пегматоидни зони тя е по-ниска(1-3 ppm);- ниско е съдържанието на Ве (3 ppm) ив плагиоклаз от слюдоносен пегматит при с.Пастра, западно от Калинския плутон, кактои в плагиоклаз от изследваните за сравнениеслюдоносни пегматити при с. Покровниквъв Влахина планина (5 ppm).Към основните носители на Ве средскалообразуващите минерали се отнася имусковитът. Мусковитите от микроклиналбитовитепегматити имат относително повисокисъдържания на Ве (14-47, средносъдържание 30 ppm), от плагиоклазите всъщите пегматити. По-ниско е съдържаниетона Ве (14-16 ppm) в мусковитите отнесъдържащите берил пегматити, а повисоко(средно 40 ppm) в мусковитите отблоковите зони с берил. Най-високи сасъдържанията на Ве (186-214 ppm) вмусковитите от десилицираните пегматити.94

С много по-ниски концентрациии на Ве (3-4ppm, табл. 1) се отличават мусковитите отслюдоносните пегматити при селатаСелище и Покровник във Влахина планина.Флогопитите от слабо десилициранитеи десилицираните пегматити имат близки иневисоки в сравнение с мусковитите съдържанияна Ве (4-11, средно 8 ppm).Сравнително ниски са съдържанията наВе в амфиболите и хлоритите от слабодесилицираните и десилицираните пегматити,както и от вместващите гиметаморфни скали (табл. 1). Само в актинолитот актинолит-хлоритовата зона надесилициран пегматит, контактуващ сметаултрабазит в зоната на пластичнотосрязване на източния склон на Равни чал, еустановено повишено съдържание на Ве(20,2 ppm).Съдържание на Ве в метаморфити,гранитоиди и пегматитиС изключение на една проба от биотитовигнайси, които контактират с т.н. Смарагдовпегматит в Урдиния циркус под връх Дамга(Петрусенко и др., 1966), съдържаща Ве 8ppm, останалите анализирани образци отметаморфни скали имат ниски съдържанияна Ве (0,5-1,5 ppm; табл. 2). Подобни са исъдържанията на Ве (1,3-1,4 ppm) в пробиот метагранити при Кирилова поляна, СИ отРилския манастир.Съдържанията на Ве (3-3,4 ppm) вгранитоиди от Калинския плутон са същониски. Те са близки до средното съдържаниена Ве (3 ppm), изведено от Таусон(1977) за палингенните Са-алкални гранитоидиот различни части на света. СпоредВиноградов (1962) средната стойност на Веза цялата асоциация от различни геохимичнитипове гранити е 5,5 ppm.Средни проби, взети напречно надебелината на изследваните пегматити,показват (табл. 2):- най-високи са съдържанията на Ве вмикроклин-албитовите (8,5-48,5 ppm) и вдесилицираните пегматити (25-275 ppm);- съдържанията на Ве в микроклиналбитовитепегматити се повишават отвъншните към вътрешните зони и минералникомплекси; най-високи са в мусковиталбитовитеи кварц-албитовите комплекси.Аплитоидните зони, които заемат различнипозиции в морфоложкия план на аплитпегматитовитежили, имат относителнониски и постоянни съдържания на Ве (4,6-5,5 ppm). Най-ниски са съдържанията на Ве(2,4-3,8 ppm) в графичните зони;- микроклиновите пегматити, пресичащиКалинския плутон, имат много понискисъдържания на Ве (3,3-6,5 ppm) отмикроклин-албитовите пегматити и хибриднитеим разновидности;- с ниски съдържания на Ве (2,1-4,1ppm) се характеризират и изследваните слюдоносниолигоклазови пегматити от СЗРила (Пчелина, с. Пастра, Кочериново) иВлахина планина (с. Покровник).ОбсъжданеСъдържанието на берилия в гранитоидите иметаморфитите, вместващи изследванитепегматити е ниско, но в рамките на вариациитена елемента, установени за съответнитетипове скали от различни места наЕвроазиатския континент (Беус, 1960;Таусон 1977). Така например съдържаниятаму в палингенните Са-алкални гранитоди,към които се отнасят и калинските гранитии гранодиорити, се движат в тесен интервал- 2,8-6,0 ppm (Таусон, 1977). Практически,тези стойности за съдържанията на Ве впалингенните Са-алкални гранитоиди, скаквито много често са свързани находищана берилоносни пегматити, не могат да сеизползват пряко като белег за металоноснияпотенциал на магмите. Ниските концентрациина Ве в тях и геохимичните мухарактеристики възпрепятстват образуванетона собствени минерали в магменитескали. Берилоносният потенциал намагмите се определя не от първичнотосъдържание на елемента в тях, а отинтензивността на процесите на еманационнадиференциация и възможността законцентрация на Ве във флуидите при95

Таблица 2. Съдържание на Ве в метаморфити, гранитоиди и пегматити (ppm)Tablе 2. Be content in metamorphic rocks, granitoids and pegmatites (ppm)No по No Тип на скалата Находище Beред1 404 амфиболит Урдини езера 0,42 405 амфиболит Урдини езера 0,53 430 талк-актинолитов шист Урдини езера 0,54 431 актинолит-хлоритов шист Зелени рид 0,75 410 биотитов гнайс Урдини езера 1,16 411 биотитов гнайс Урдини езера 1,37 412 биотитов гнайс Урдини езера 8,08 408 амфибол-биотитов гнайс Седемте езера 1,39 419 амфибол-биотитов гнайс Седемте езера 1,510 18а метагранит Кирилова поляна 1,311 19 метагранит Кирилова поляна 1,412 136 гранит връх Калин 3,413 137 гранодиорит река Бистрица 3,014 138 гранит хижа Иван Вазов 3,015 130 аплит хижа Иван Вазов 4,316 54 микроклин-албитов пегматит (мап) Равни чал 8,517 53 микроклин-албитов пегматит Равни чал 10,018 125 микроклин-албитов пегматит с берил Урдина река 16,519 77 микроклин-албитов пегматит с берил Зелени рид 18,020 76 микроклин-албитов пегматит с берил Зелени рид 48,521 163 графична зона в мап Седемте езера 2,422 140г графична зона в мар с берил Седемте езера 3,823 91 аплитоидна зона в мап Седемте езера 4,624 97 аплитоидна зона в мап Седемте езера 4,525 115 аплитоидна зона в мап Зелени рид 5,526 77к кварц-албитов компликс в мап Зелени рид 19,427 101 мусковит-албитов комплекс в мап Седемте езера 19,228 125м мусковит-албитов комплекс в мап Урдина река 22,529 458 мусковит-албитов комплекс в мап Седемте езера 25,230 140м мусковит-албитов комплекс в мап Седемте езера 88,031 113 слабо десилициран мап Равни чал 5,732 96 слабо десилициран мап Равни чал 8,533 116 слабо десилициран мап Зелени рид 13,534 113и аплитоидна зона Равни чал 4,835 116а аплитоидна зона Зелени рид 6,736 117 десилициран пегматит Равни чал 24,437 105 десилициран пегматит Зелени рид 26,538 118 десилициран пегматит Зелени рид 26,639 170 десилициран пегматит с берил Зелени рид 128,040 134 десилициран пегматит със смарагд Урдини езера 275,041 131 микроклинов пегматит (мп) хижа Иван Вазов 3,342 132 микроклинов пегматит хижа Иван Вазов 5,343 168 микроклинов пегматит река Бистрица 5,544 133 микроклинов пегматит хижа Иван Вазов 6,545 131л графична зона в мп хижа Иван Вазов 1,346 01 олигоклазов слюдоносен пегматит село Покровник 2,147 02 олигоклазов слюдоносен пегматит село- Покровник 2,348 08 олигоклазов слюдоносен пегматит село Кочериново 2,249 1023 олигоклазов слюдоносен пегматит село Пастра 3,450 1022 олигоклазов слюдоносен пегматит село Пастра 4,1Образци от изследваните скали се съхраняват в геоколекциите на Геологическия институт на БАН(MR. MER. 1.2001.8)96

тяхната кристализация. (Таусон, 1977). Присъответни благоприятни условия, носителина берилиеви минерализации, включителнои промишлени, могат да бъдат различнипегматитови, метасоматични и хидротермалнипостмагматични образувания, свързанис бедни на берилий Са-алкалнигранитоиди.Берилиеви минерали се образуват въввсички парагенетични типове гранитнипегматити, но най-често в редкометалните -микроклинови, микроклин-албитови, албитовии албит-сподуменови пегматити.Последните три типа са основните промишлениберилионосни типове пегматити.За представителите на повечето от тях сахарактерни и високи съдържания на Li, Cs,Nb и Ta. Най-богати на Ве са албитовитепегматити. В микроклин-албитовите пегматитиот Рила досега не са намерени минералина Li и Cs. Те могат да се отнесат къмедноименния редкометален тип пегматити,с акцесорна минерализация от берил итанталониобати (Арнаудов, 1975).Съпоставянето на съдържанията на Вев микроклин-албитовите пегматити от Риласъс съдържанията му в микроклин-албитовитепегматити от находище Смиловене вСредна гора (Иванов, Стоянова, 1966;Иванов, 1991), както и от редица другинаходища от Европа и Азия (Беус,1960;Солодов,1962; 1971; Загорский и др., 1997;1999), показва близки черти в начина наразпределение на елемента в еднотипнитеминерални зони и комплекси, и съответно веднотипните скалобразуващи минерали.Съдържанието на Ве нараства от външнитекъм вътрешните зони на диференциранитепегматитови жили. В същата посока растесъдържанието му и в представителите нададен скалообразуващ минерален вид, коетое свързано с увеличаването на концентрациятана елемента в късните етапи наформиране на пегматитите. Увеличаванетосъдържанието на Ве следва по редицата:кварц - калиев фелдшпат - плагиоклаз -мусковит. Обикновено концентрацията наВе в скалообразуващите и в акцесорнитеминерали на пегматитите несъдържащиберил, е по-ниска отколкото в минералитена пегматити, в които присъства берил.Разпределението на Ве в минералнитекомплекси и отделните минерални видовена десилицираните пегматити, които заедносъс слабо десилицираните разновидности сасъщо носители на берилиеви минерали, сеопределя от специфичните условия натяхното формиране. Най-високи сасъдържанията на Ве в централните зони -плагиоклазовата и флогопит-плагиоклазовата.Съдържанието му намаляваотчетливо в следващите към контактите султрабазитите зони. Отсъствието на калиевфелдшпат и много ниското съдържание накварц, два от основните скалообразуващиминерали в микроклин-албитовите пегматити,в които е разсеян основно Ве, водиестествено до повишаване съдържанието мув плагиоклазите, които изграждат същественатачаст от масата на десилициранитепегматити в Рила. По същата причина, акоприсъства мусковит, който е нетипиченминерал за десилицираните пегматити, тойконцентрира, както и плагиоклазът, повечеВе отколкото мусковитът в нормалнитемикроклин-албитови пегматити (табл. 1).Най-високо съдържание на Ве (300 ppm) еопределено в хромсъдържащ мусковит(фуксит) от Смарагдовия пегматит (Арнаудови др., 1982). В този случай, както и приобразуването на други Ве-съдържащисиликатни минерали в процеса на десиликация,привносът от ултрабазитите нанехарактерни за пегматитовите флуидикатиони като Mg, Cr и Ti, способства закомпенсирането на зарядите при заместванетона Si 4+ от Be 2+ (Беус, 1960; Власов,Кутукова, 1960); фукситът от Смарагдовияпегматит съдържа 1,85% MgO, 0,28% Cr 2 O 3и 0,16% ТiО 2 . При високи съдържания на Вев пегматитовите флуиди, както в микроклин-албитовите,така и в десилициранитепегматити, могат да се образуват не самособствени берилиеви минерали, но иобогатени на Ве скалообразуващи иакцесорни минерални видове и разновидности.Според Беус (1960), Солодов и Куту-97

кова (1980) и др., високите съдържания наВе в десилицираните пегматити отИзумрудните копи в Урал, а и в другисмарагдсъдържащи десилицирани пегматитиот Европа, Африка, Индия, Австралия,се дължат на въздействието върху ултрабазичнискали на специализиранипневматолитно-хидротермални, или грайзеновиразтвори. Коржинский (1955) смята, четези разтвори са свързани с постмагматичнатадейност на ултрабазични интрузии,или асоцииращи с тях, а възможно и помладигранитоиди. За повечето от описанитев литературата десилицирани пегматититой предполага биметасоматиченпроизход, определяйки ги като контактнореакционниобразувания свързани султрабазити. Вместо десилицирани пегма--тити се използват понятия като: плагиоклазити,корундови плагиоклазити, слюдити,олигоклаз-флогопитови, берил-кварц-албитовии други, съдържащи берил, жили.Россовский и др. (1978) обясняват образуванетона изследвани от тях корундовиплагиоклазити, залягащи в магнезиалнимрамори от ЮЗ Памир, като резултат отпреработката на нормални кварц-фелдшпатовипегматити от високотемпературниметаморфогенни разтвори. В полза напневматолитно-хидротермалния характер наразтворите, образуващи чрез метасоматичнозаместване т.н. плагиоклазити, слюдити идр. хибридни жили, се изтъква не самоповишено съдържание на Ве, но също и наF, Mo и Bi, като се набляга същевременнона липсата на минерали на Nb, Ta, TR, U,Th, Zr и Li.Обикновено в находищата наберилоносни десилицирани пегматити посвета, броят на жилите или телата съссобствена берилиева минерализация е многомалък. Освен това, ако пегматитовитефлуиди, или пневматолитно-хидротермалнитеметасоматизиращи разтвори, за коитоговорят по-горе цитираните автори, неносят Ве, както и някои от останалите,характерни за повечето грайзенови образуванияелементи, не може естествено да сеочаква образуването на берил, молибденит,флуорит и др., типични според същитеавтори за т.н. плагиоклазити или слюдити,минерали. Има доста примери на находищана десилицирани пегматити в ултрабазити,или в магнезиални карбонатни скали, вкоито тези минерали не са познати, ноприсъства друга, характерна асоциация от:плагиоклаз, флогопит (биотит), корунд,шпинел и дравит. От изброените прояви надесилицирани пегматити в различни частина Рила, само в няколко жили под връхДамга, са намерени берил и смарагд. Визвестните досега находища на десилициранипегматити в Родопите, Средна гораи Пирин не е установено присъствие наминерали на Be, Mo, Bi и F. Същевременно,в Смарагдовия пегматит и в редица слабодесилицирани пегматитови жили в Рила, саописани танталониобати, циркон, монацит,ксенотим, аланит, уранинит, гранат, а същомолибденит и бисмутинит, все минерали,които присъстват и в много от изследванитенормални микроклин-албитови пегматитиот района на Седемте езера и Урдинитеезера (Арнаудов, 1975, 1976). Наблюдаванитепреходи между десилицирани, слабодесилицирани и нормални гранитни пегматитив Рила, свидетелстват за възможносттада се образуват десилицирани пегматити отпегматитови флуиди (топилки-разтвори) ине подкрепя тезата за задължителнотовъздействие на пневматолитно-хидротермални,или специализирани грайзеновиразтвори, заместващи метасоматично вечесъществуващи пегматити, или други киселижилни скали.Родството между флуидите, образувалиразлични парагенетични типовепегматити в Северозападна Рила, се подкрепяи от близките изотопни отношения наоловото ( 206 Pb/ 204 Pb и207 Pb/ 204 Pb), определенив калиеви фелдшпати и плагиоклази,съответно в: микроклин-албитови пегматити(18,72; 15,72-15,75), десилициранипегматити (18,70; 15,76), микроклиновипегматити (18,70; 15,75), скарноиднипегматити (18,70; 15,75) (Арнаудов и др.,1974). Изчислените по отношението206 Pb/ 204 Pb моделни възрасти на тези98

пегматити са еднакви - 50±5 Ma. Тазистойност съответства на определената покалиеви фелдшпати моделна Pb-изотопнавъзраст на гранити от Калинския плутон -50±5 Ma. Получената за циркон от същитегранити U/Pb ( 206 Pb/ 238 U и207 Pb/ 235 U)възраст, е много близка до горнитестойности. Тя е терциерна - 46 Ma(Арнаудов и др., 1989).Показателно е, че основната част отмикроклин-албитовите и десилициранитепегматити, съдържащи освен минерали наберилия, и на молибдена и бисмута, саразположени в близост до пластичната зонана срязване, проследяваща се между хижаСкакавица и Рилския манастир. В обсега назоната, сред биотитови и амфибол-биотитовигнайси, са установени маломощни(2-3 сm) кварцови или кварц-плагиоклазовижили с едролюспест (0,5-1 сm) молибденит,както и калциеви скарни с редкометалнаминерализация, включваща шеелит, молибденит,галенобисмутит, бисмутинит, халкопирити други сулфидни минерали(Желязкова-Панайотова и др., 1972), някоиот които присъстват и в разглежданитепегматити. В скарнова зона при Седемтеезера е намерен и хелвин (непубликуваниданни на Св. Петрусенко, 1987). Тезиминерализации свидетелстват също захарактерен редкометален спектър на постмагматичнитепегматитови флуиди и нахидротермалните разтвори, свързани стерциерния гранитоиден магматизъм вСеверозападна Рила планина.ЛитератураАрнаудов, В. 1975. Строеж и минерален съставна гранитните пегматити от СеверозападнаРила. - Геохим., минерал. и петрол., 2, 61-77.Арнаудов, В. 1976. Десилицирани пегматити отРила планина. - Год. СУ, Геол.-геогр. фак.,68, 1, Геология, 129-147.Арнаудов, В., Б. Караджова. 1970. Разпределениена редките алкалии в пегматитите отСеверозападна Рила и някои пегматити отВлахина планина. - Изв. Геол. инст., сер.геохим., минерал. и петрогр., 19, 81-91.Арнаудов, В., Св. Петрусенко. 1968. Розовцоизит и розов клиноцоизит от Рила планина.- Сп. Бълг. геол. д-во, 29, 3, 317-321.Арнаудов, В., Св. Петрусенко. 1971. Хризоберилот два различни типа пегматити от Рило-Родопската област. - Изв. Геол. инст., сер.геохим., минерал. и петрогр., 20, 91-97.Арнаудов, В., М. Павлова, Бл. Амов, Ц.Балджиева. 1974. Възраст и генезис напегматити от Южна България по данни отизотопния състав на оловото във фелдшпатите.- В: Й. Минчева (ред). Минерогенезис.С., Изд. БАН, 315-322.Арнаудов, В., Св. Петрусенко, М. Павлова. 1982.Берилийсъдържащ маргарит и фуксит отдесилицирани пегматити в Рила. - Геохим.,минерал. и петрол., 15, 33-40.Арнаудов, В. С., Б. Г. Амов, Е. Н. Бартницкий,М. А. Павлова. 1989. Изотопная геохронологиямагматических и метаморфическихпород в Балканидах и Родопском массиве. -В: ΧIV Конгресс КБГА, София, 1989, Тезисыдокладов, 4, 1154-1157.Беус, А. А. 1960. Геохимия бериллия игенетические типы бериллиевых месторождений.М., Изд. АН СССР, 330 с.Виноградов, А. П. 1962. Средние содержанияхимических ∋лементов в главных типахизверженных горных пород земной коры. -Геохимия, 7, 555-671.Власов, К. А., К. И. Кутукова. 1960. Изумрудныекопи. М., Изд. АН СССР, 250 с.Димитрова, Е. 1960. Петрология накристалинния цокъл в Северозападна Рилапланина. - Тр. геол. Бълг., сер. геохим. и пол.изкоп., 1, 199-257.Димов, Д., К. Дамянова. 1996. Синметаморфнитектонски единици в Северозападна Рила. -Сп.. Бълг. геол. д-во, 57, 2, 25-30.Желязкова-Панайотова, М., Св. Петрусенко, Здр.Илиев. 1972. Минералогия на редкометалнитескарни от Седемте рилски езера. - Год. СУ,Геол.-геогр. фак., 64, 1, Геология, 147-178.Загорский, В. Е., В. М. Макагон, Б. М. Шмакин,В. А. Макрыгина, Л. Г. Кузнецова. 1997.Редкометалльные пегматиты, 2, Гранитныепегматиты. Новосибирск, Наука, 284 с.Загорский, В. Е., И. С. Перетяжко, Б. М.Шмакин. 1999. Миароловые пегматиты, 3,Гранитные пегматиты. Новосибирск,Наука, 487 с.Иванов, И. М. 1991. Гранитните пегматити вБългария. С., Изд. БАН, 205 с.Иванов, И. М., Ц. Стоянова. 1966. Разпределениеи степен на разсейване на берилия в99

пегматитите от находище Смиловене,Копривщенско. - Тр. геол. Бълг., сер. геохим.,минерал. и петрогр., 6, 3-12.Коржинский, Д. С. 1955. Очерк метасоматическихпроцессов. 1955. - В: А. Г.Бетехтин (ред.). Основные проблемы в учениио магматогенных рудных месторождениях.М., Изд. АН СССР, 335-456.Макрыгина, В. А., В. М. Макагон, В. Е.Загорский, Б. М. Шмакин. 1990. Слюдоносныепегматиты, 1, Гранитные пегматиты.Новосибирск, Наука, 232 с.Петрусенко, Св., В. Арнаудов. 1980. Изумрудыиз десилицированных пегматитов Болгарии. -Самоцветы. Материалы ХI Съезда ММА,Новосибирск, 1978. Л., Наука, 74-79.Петрусенко, Св., В. Арнаудов, И. Костов. 1966.Смарагдов пегматит от Урдините езера, Рилапланина. - Год. СУ, Геол.-геогр. фак., 60, 1,Геология, 247-268.Петрусенко, Св., В. Арнаудов, И. Костов. 1971.Сравнително изучаване на берилите вБългария. - Изв. Геол. инст., сер. геохим.,минерал. и петрогр., 20, 45-68.Россовский, Л. Н., С. И. Коноваленко, Ю. П.Бовин. 1978. Десилицированные пегматиты сдравитом и корундом. - Изв. АН СССР, сер.геол., 11, 40-53.Солодов, Н. А. 1962. Внутреннее строение игеохимия редкометальных пегматитов. М.,Наука, 234 с.Солодов, Н. А. 1971. Научные основы перспективнойоценки редкометальных пегматитов.М., Наука, 292 с.Солодов, Н. А., Е. И. Кутукова. 1980. Олигоклазфлогопитовыежилы с бериллом иизумрудом. - В: Л. Н. Овчинников, Н. А.Солодов (ред.). Месторождения литофильныхредких металлов. М., Наука, 159-166Таусон, Л. В. 1977. Геохимические типы ипотенциальная рудоносность гранитоидов.М., Наука, 280 с.Arnaudov, V. 1975. Pegmatite types of various agesfrom the northwestern part of the RhodopeMassif. – Geol. Balcanica, 5, 4, 59-72.Приета на 01. 11. 2001 г.Accepted November 1, 2001100