Имеющиеся к настоящему времени данные, суммированные А. А. Беусом [1960] и А. И. Гинзбургом [1978 г.], позволяют выделить две основные группы и подчиненные им классы и типы бериллиевых месторождений:
I. Пегматитовые месторождения.
II. Гидротермальные месторождения.
А. Высокотемпературные пневматолито-гидротермальные
1) в алюмосиликатных породах
а) в бериллоносных полевошпатовых метасоматитах
б) грейзеновые
2) в карбонатных породах
а) скарновые
б) флюорит-бертрандит-фенакитовые
Б. Средне- и низкотемпературные гидротермальные месторождения в эффузивах.
Пегматитовые месторождения
Выделяют два типа пегматитовых месторождений: а) связанные с гранитоидами и б) связанные с нефелиновыми сиенитами. Первым до недавнего времени принадлежало основное промышленное значение. Они известны в Канаде, США, Южной Америке, Австралии. На территории Северной Америки месторождения бериллия, возраст которых колеблется от докембрия (2500—2000 млн. лет) до новейшего времени (20—15 млн. лет), локализуются в обрамлении Канадского щита, в активизированной части Северо-Американской платформы в Аппалачской и Кордильерской складчатых областях.
Редкометальные пегматиты Южной Америки приурочены к Гвианскому (2200—1900 млн. лет), Восточно-Бразильскому (926—360 млн. лет), Аргентино-Боливийскому (325 млн. лет) структурным поясам. Наибольший интерес представляет Восточно-Бразильский пояс, в пределах которого насчитываются тысячи пегматитовых тел зонального строения с бериллом, танталитом, монацитом и др. В Аргентино-Боливийском районе самым крупным является месторождение Лос-Тапиас в Кордове (Аргентина).
В Африке бериллсодержащие пегматиты сосредоточены в пяти структурных поясах: Родезийско-Трансваальском (2850—2650 млн. лет), Центрально-Африканском (1050—800 млн. лет), Восточно-Африканско-Мадагаскарском, Нигерийско-Сахарском и Марокканско-Малийском (550—440 млн. лет). Наиболее продуктивны более «молодые» пегматиты (1100—435 млн. лет) на юго-западе Уганды, в Замбии, Мозамбике (пегматиты Альту-Лигонья).
В Австралии основная добыча берилла производится на западе и на юге страны (Пилбара, Табба-Табба, Квинсленд, Новый Южный Уэллс).
В Индии известны четыре основные пегматитовые провинции: Бихарская, Неллурская, Раджастанская и Майсурская, располагающиеся по периферии Индийской платформы в зонах активизации (за исключением Майсурской). Наиболее важными в отношении берилла являются пегматиты района Бихар.
А. А. Беус выделяет семь типов бериллсодержащих пегматитов, из которых особо важное значение имеют: 1) блоковые и полнодифференцированные мусковит-микроклиновые; 2) замещенные мусковит-альбитовые и альбитовые; 3) замещенные сподумен-альбитовые и лепидолит-альбитовые; 4) гранитные пегматиты линии скрещения.
Для блокового полнодифференцированного мусковит-микроклинового типа характерно развитие крупнокристаллической модификации берилла в блоковом кварце. Берилл содержит незначительное количество щелочей. Замещенные мусковит-альбитовые пегматиты тесно связаны с блоковыми мусковит-микроклиновыми пегматитами постепенными переходами и характеризуются преобладающим развитием альбитовой зоны, наложенной на зону блокового микроклина. Здесь обычно распространен щелочной натриевый и натро-литиевый берилл, развитый в зоне вокруг кварцевого ядра, или же он приурочен к эндоконтакту пегматитового тела. В замещенных сподумен-альбитовых и лепидолит-альбитовых пегматитах, связанных постепенными переходами с пегматитами рассмотренного выше мусковит-альбитового типа, наблюдаются обычно значительные концентрации сподумена, кристаллы которого преимущественно развиты в кварцевом ядре пегматитового тела, часто подвергнутого альбитизации. Вокруг центрального кварц-сподуменового ядра нередко располагается альбитовая зона (клевеландитовая), содержащая белый, бесцветный или розовый щелочной берилл. В ассоциации с бериллом в ряде месторождений данного типа развиты колумбит, танталит, касситерит и некоторые другие минералы.
Рассмотренные типы бериллоносных гранитных пегматитов генетически тесно связаны и нередко развиты в одних и тех же пегматитовых полях. В их пространственном размещении наблюдается горизонтальная и связанная с ней вертикальная зональность. В пегматитовых рудных полях, согласно А. А. Беусу, горизонтальная зональность выражается в том, что по мере удаления от материнского гранитного массива часто происходит смена графических и среднезернистых биотит-микро-
клиновых пегматитов блоковыми мусковит-микроклиновыми пегматитами, которые при дальнейшем удалении от гранитного массива сменяются замещенными мусковит-альбитовыми, а затем сподумен-альбитовыми и лепидолит-альбитовыми пегматитами. Подобная смена парагенезиса минералов пегматитов в общих чертах отвечает и их вертикальной зональности. В корневых частях пегматитовых образований, как правило, развиты недифференцированные пегматиты.
Замещенные пегматиты являются комплексными: литиево-бериллиевыми, бериллиево-танталовыми и литиево-бериллиево-цезиевыми. Они характеризуются значительными запасами бериллия (тысячи тонн), относительно высокими содержаниями ВеО (0,04—0,06%). Месторождения эти достаточно широко распространены и известны в США (Сев. Каролина и др.), Австралии (Вуджина, Имнитара), Намибии (Карибиб, район Оранжевой реки), Уганде (Мутака и др.), Зимбабве (Бикита). Интересным типом месторождений бериллия являются бериллсодержащие кристаллические сланцы Бразилии, тяготеющие к полям развития пегматитов. В районе Боа Виста кристаллические сланцы содержат 2,5—3% ВеО. Перспективные запасы руды оцениваются в 14,8 млн. т.
В группе гранитных пегматитов особое место занимают гранитные пегматиты линии скрещения, имеющие важное промышленное значение для получения не только технического берилла, но и изумруда. Известны они в СССР и ряде других стран — Зальцбург в ФРГ, район Христиании в Норвегии, Аравийская пустыня и северо-восточный Трансвааль, Пууна в Австралии. Пегматитовые поля «линии скрещения» обычно размещаются в зонах экзоконтакта пегматитоносных гранитов, внедрившихся в основные и ультраосновные породы, подвергнутые ранее региональному метаморфизму и перешедшие в серпентиниты, амфиболиты, хлоритовые, актинолитовые сланцы и другие породы. Бериллоносные пегматиты «линии скрещения» обычно размещаются именно в таких породах.
Отечественное месторождение рассматриваемого типа представлено серией пегматитовых жил и прожилков, то соединяющихся между собой, то вновь разветвляющихся, образующих жильные свиты в метаморфизованных породах. Отдельные жилы в этой свите достигают мощности 5—6 м. По минеральному составу и внутреннему строению эти жильные тела разделяются на следующие типы: 1) слюдисто-плагиоклазовые и слюдистые жилы с бериллом (собственно пегматиты «линии скрещения»), 2) берилл-кварц-альбитовые жилы, 3) берилл-мусковит-кварцевые жилы, 4) берилл-мусковит-флюоритовые жилы.
Особый интерес представляют жилы первого типа, отнесенные А. Е. Ферсманом к десилифицированным пегматитам. Жилы эти в большинстве случаев имеют зональное строение. Центральная их часть сложена почти сплошным крупнозернистым плагиоклазом (плагиоклазитом), залегающим, в форме жил или линз. По обе стороны плагиоклазового ядра расположены реакционные зоны: 1) флогопитовая — мощностью до б м, содержащая основную массу берилла и более редкого изумруда; 2) актинолитовая (0,2—0,3 м), развитая прерывисто; 3) хлоритовая до 2 м; 4) тальковая присутствует лишь в жилах, залегающих среди серпентинитов. Актинолитовая и хлоритовая зоны в ряде случаев отсутствуют, и тогда тальковая зона следует непосредственно за флогопитовой. Меньшее количество рудных минералов заключено в плагиоклазовых ядрах, где берилл часто образует относительно крупные гнездообразные скопления. Ярко-зеленый изумруд чаще всего встречается в флогопит-биотитовой зоне, а фенакит в хлоритовой, где он нередко ассоциирует с хризотилом.
Формирование десилифицированных пегматитов К. А. Власов объясняет каталитическим влиянием фтора. По его данным, такой процесс протекает примерно по следующей схеме: амфибол + HF= (Mg, Fe)SiF6. Это соединение является неустойчивым и в присутствии воды распадается: (Mg, Fe)SiF6+H2O = (Mg, Fe) (OH)2+Si(OH)4+HF. Плавиковая кислота вновь разлагает следующие порции цветных минералов, а другие промежуточные соединения идут на формирование слюдяных оторочек.
Согласно Д. С. Коржинскому, формирование слюдяных оторочек вызвано встречной диффузией малоподвижных компонентов на границе двух сред. А. И. Гинзбург считает, что такие месторождения образовались в результате процесса грейзенизации пород ультраосновного состава.
Особенно большое сходство с высокотемпературными гидротермально-пневматолитовыми образованиями обнаруживают кварц-альбитовые жилы, содержащие относительно высокие концентрации берилла.
Что касается второго типа пегматитовых месторождений, связанных с нефелиновыми сиенитами, то одной из главных особенностей их является тесная зависимость минерального состава от состава материнских щелочных пород. Пегматиты нефелиновых сиенитов характеризуются различным сочетанием калиевого полевого шпата, содалита, нефелина, эгирина и некоторых других породообразующих минералов с ринколитом, эвдиалитом, сфеном, бериллиевыми и некоторыми другими минералами. Бериллиевые минералы преимущественно представлены алюмосиликатами — чкаловитом Na2[BeSi2O6], эпидидимитом Na[BeSi3O7(OH)] и некоторыми другими, а также установлен борат — гамбергит Be2 (ОН) [BO3].
Согласно М. В. Кузьменко, минералы бериллия развиты в участках пегматитов, подвергнутых замещению альбитом, цеолитами, поздним калиевым полевым шпатом, с которыми и ассоцируют бериллий- и литийсодержащие минералы. В отдельных случаях главным минералом замещающего комплекса, с которым ассоциируют бериллиевые минералы, является уссингит. Бериллоносная зона замещения обычно расположена в центральной части пегматитовых тел, реже она оказывается промежуточной между центральным натролитовым ядром пегматита и окружающими его внешними зонами.
Высокотемпературные пневматолито-гидротермальные месторождения
Гидротермальные месторождения в алюмосиликатных породах
а) Бериллоносные полевошпатовые метасоматиты
Эти месторождения древнего возраста размещаются в зонах активизации платформ и древних щитов. Они приурочены к крупным и протяженным глубинным разломам, вдоль которых интенсивно развивались процессы регионального метасоматоза с преобразованием осадочно-метаморфических пород фундамента в гранито- и сиенитоподобные образования, происходило внедрение даек аплитов, диабазов, габбро-диабазов и др., а на отдельных участках этих нарушений протекали процессы щелочного метасоматоза и кислотного выщелачивания. Оруденение отчетливо связывается с процессами локального метасоматоза — микроклинизацией, альбитизацией и в меньшей степени с грейзенизацией и амфиболитизацией.
Минеральный состав месторождений находится в зависимости от состава вмещающих пород и характера их изменений. В гранитоподобных кварц-полевошпатовых породах рудная минерализация представлена гентгельвином, выделения которого тяготеют к микроклинизированным и альбитизированным их разностям. С альбитизированными и окварцованными габбро-диабазами связывается образование лейкофана и реже встречающегося бертрандита.
Месторождения бериллоиосных полевошпатовых метасоматитов характеризуются сравнительно высокими содержаниями окиси бериллия в рудах и представляют большой промышленный интерес.
б) Грейзеновые месторождения (кварц-молибденит-вольфрамит-берилловая формация)
Эти комплексные (Be, Mo, W, Sn, Bi) месторождения образуются в апикальных частях (куполах) грейзенизироваиных и альбитизированных гранитных массивов. Они представлены рудными образованиями двух типов: 1) метасоматически измененными гранитами, залегающими в форме рудоносных штокверков, и 2) кварцевыми жилами. Первые имеют наибольшее промышленное значение и характеризуются развитием прожилково-вкрапленного оруденения. Берилл встречается в виде мелких (от долей мм до 3—4 мм) рассеянных кристаллов в породе в ассоциации с вольфрамитом, молибденитом или касситеритом, флюоритом, топазом и мусковитом. Основная масса берилла связана с кварц-мусковитовыми и топаз-кварцевыми прожилками. Берилл может выделяться как до грейзенизации близкоодновременно с альбитом, так и в процессе образования грейзенов. В грейзенах помимо берилла иногда отмечаются бертрандит и гельвин. Содержание бериллия в рудах колеблется от 0,005 до 0,04—0,06%.
Бериллсодержащие кварцевые жилы (второй тип рудных образований) могут залегать как в гранитоидах, так и в надынтрузивной зоне среди песчаников и сланцев. Они сопровождаются грейзенами. Это типичные жилы выполнения, приуроченные к контракционным трещинам в гранитоидах или трещинам скола.
Трещины скола часто характеризуются значительной (до 1000 м и более) протяженностью. Жилы сложены преимущественно кварцем, в переменных количествах присутствуют полевой шпат, мусковит, топаз, флюорит, берилл, вольфрамит, молибденит, висмутин, пирит, халькопирит, сфалерит.
Нередко оба типа рудных образований (штокверки и жилы) встречаются в пределах одних и тех же рудоносных площадей. С глубиной отмечается смена существенно вольфрамовой минерализации молибденовой при сохранении в рудах берилла. Грейзеновые месторождения широко распространены и связаны с герцинскими, киммерийскими и альпийскими магматическими комплексами. Они известны в Австралии (Блю-Тир, Лоде-Хилл, Аберфойл) США (Шипрок-Маунтин, Редскин-Шток и др.). Рудных Горах, СССР (Западная Сибирь, Казахстан), КНР.
Гидротермальные бериллиевые месторождения в карбонатных породах
Выделяются два основных типа месторождений: скарновые и флюорит-бертрандит-фенакитовые. Эти месторождения обычно размещаются вблизи интрузивных массивов гранитоидов, характеризующихся повышенным содержанием фтора, а также ряда редких и рассеянных элементов. В пределах массивов часто проявлена грейзенизация, а на контакте их с карбонатными породами возникают скарны.
В собственно скарновых месторождениях наряду с флюоритом значительные скопления образует магнетит. В связи с этим выделяются разнообразные ассоциации минералов с магнетитом: флюорит-магнетитовые, слюдисто-магнетитовые, флюорит-слюдисто-магнетитовые и др. Из собственно бериллиевых минералов, образующих повышенные концентрации в скарнах, наиболее характерны гельвин, даналит, хризоберилл и фенакит. Отличительными особенностями бериллиеносных скарнов являются мелкозернистость связанных с ними минералов бериллия, а также многостадийность формирования месторождений. Для скарнов характерно накопление бериллия в виде изоморфной примеси в ряде минералов, в том числе в гранате и особенно в везувиане. В полосчатых магнетит-флюоритовых скарнах минералы бериллия обычно тяготеют к светлым полосам. Частично они развиты также и в магнетите.
Месторождения, характеризующиеся преобладанием флюорита, представлены мощными жилообразными, трубообразными и более сложными метасоматическими телами, приуроченными к разрывным нарушениям. Эти тела метасоматически замещают известняки, а иногда скарны или даже скопления кварца. Наряду с флюоритом часто развиты литиевые слюды. Из бериллиевых минералов основное значение имеет фенакит, а в некоторых случаях, кроме того, бертрандит.
Примером бериллиеносных скарновых образований может служить известное месторождение Железная Гора (штат Нью-Мексико, США). Район месторождения Железная Гора сложен мощной толщей известняков и сланцев, сложно пересеченных некками, пластовыми залежами и дайками риолита, порфировидного риолита и аплитовидного гранита предположительно миоценового возраста. Осадочные породы, вмещающие интрузивный комплекс, в значительной степени изменены в результате интенсивного проявления процессов контактового метасоматоза. Контактовые изменения вмещающих пород выразились в ороговиковании сланцев и перекристаллизации известняков. Последние вблизи контактов с изверженными породами интенсивно скарнированы.
На месторождении развиты две четко различные по минеральному составу и текстурам разновидности скарнов: массивные и полосчатые. Наиболее распространенная массивная разновидность обычно встречается в виде крупных пластообразных тел, залегающих согласно с напластованием вмещающих пород. Полосчатые скарны образуют мощные линзы, а также трубообразные и маломощные пластообразные тела, залегающие обычно среди массивных скарнов. При этом в каждом случае совместного нахождения полосчатой и массивной разновидностей скарнов последняя обычно располагается между полосчатым скарном и ближайшим контактом интрузивного тела. Границы между двумя разновидностями скарнов, а также с вмещающими породами резкие.
Массивная разновидность скарна представляет собой магнетит-андрадитовую породу от черного до зеленоватого и коричневатого цвета с небольшим содержанием флюорита (не более 4%). Иногда в незначительном количестве в породе присутствуют геденбергит, гематит, апатит, диопсид, кварц, полевой шпат, везувиан и др.
Бериллиевые минералы в этой породе не были встречены. Бериллоносны магнетит-флюоритовые образования, бедные гранатом, со своеобразной полосчатой текстурой. Эти образования обычно состоят из тонких (0,05—3 мм, в среднем 0,2 мм) сложно гофрированных слоев, различающихся по минеральному составу и цвету. Слои магнетита и местами тесно связанного с ним гематита чередуются с более тонкими слоями, сложенными флюоритом и силикатными минералами. Темная богатая бериллием разновидность руд представлена тонкими волнистыми слоями магнетита мощностью от 0,2 до 10 мм и заключенными между ними еще более тонкими слоистыми агрегатами флюорита (16—37%), гельвина и местами кварца. В менее четко слоистых участках породы встречаются неправильные включения адуляра. Характерно, что в обогащенной магнетитом разновидности скарна гранат отсутствует. Гельвин в этой породе весьма обычный минерал, присутствующий в довольно значительном количестве (2—24%).
Другая более типичная и распространенная разновидность полосчатого скарна содержит меньше магнетита (23—82%) и соответственно имеет менее темную окраску. Светлоокрашенные минералы представлены флюоритом (5—33%), зеленым биотитом и хлоритом (4—28%), а также розовым и желтовато-зеленым бериллийсодержащим везувианом (0—37%). Второстепенную роль в составе породы играют гельвин (следы — 3%) и даналит, с трудом отличимые от присутствующего в породе гроссуляра (0—7%). Весьма характерно резкое уменьшение содержания гельвина при увеличении в породе количества силикатов, особенно везувиана.
Процесс минерализации протекал длительно и отложение бериллиевых минералов было отделено от формирования скарнов тектоническим перерывом.
Ь качестве примера флюорит-бертрандит-фенакитового месторождения может быть приведено месторождение, описанное В. И. Гальченко и К. Б. Булнаевым [1968] и другими исследователями. Месторождение в зоне мезозойской тектоно-магматической активизации приурочено к ксенолиту метаморфических пород протерозойского возраста, сохранившихся среди протерозойских гранитоидов и представленных кристаллическими сланцами, известняками и доломитами, смятыми в синклинальную складку, выполняющую прогиб, разрез которого венчался мезозойскими породами. Прогиб этот отделен от горного обрамления региональными глубинными разломами и рассечен поперечными разрывами на ряд блоков. В зоне регионального разлома развиты трещинные интрузии субщелочных верхнеюрских гранитов, с которыми связана редкометальная минерализация.
Месторождение размещается в прибортовой части впадины в зоне разрывных нарушений, оперяющих основную зону разлома. Рудные тела залегают на обоих крыльях складки и в ее замке и приурочены к пачке часто переслаивающихся пород в зоне ближнего экзоконтакта аляскитовых гранитов. Наиболее крупные рудные тела развиты в зоне пересечения даек интрузивных пород между собой и с древними разрывами как согласными, так и секущими.
На месторождении установлены типичные метасоматические рудные тела, преимущественно сложенные флюоритом, заместившие слои карбонатных пород и скарнов. На тех участках, где рудные тела ориентированы косо по отношению к слоистым породам, они в основном развиваются в карбонатных прослоях. Из бериллиевых минералов в рудах основное значение имеют фенакит и некоторые другие бериллиевые минералы, ассоциирующие с флюоритом, кварцем и пиритом. Все дайки, развитые на месторождении дорудные; некоторые из них служили своеобразными экранами для рудоносных растворов.
Флюорит-бериллиевая минерализация формировалась длительное время и сопровождалась межрудными тектоническими перерывами. Продуктивны две ранние стадии минерализации. В первую — отлагались полевой шпат, флюорит и фенакит, а во вторую — флюорит, фенакит и бертрандит. Содержание флюорита в руде в среднем составляет 20%.
Первая стадия проявилась после внедрения всех интрузий и образования скарнов. Заканчивается она выделением небольшого количества минералов бериллия и кварца. Образование главных рудных тел месторождения, сложенных темно-фиолетовыми массивными и полосчатыми флюорит-фенакит-бертрандитовыми рудами, происходило во вторую стадию. В распределении фенакита и бертрандита намечается зональность: бертрандит преимущественно развит в верхних частях рудных тел, а с глубиной увеличивается содержание фенакита.
Бериллиевые минералы, по данным Н. П. Заболотной [1978], отлагались в промежутке между максимумами кристаллизации сульфидов — пирита, галенита и сфалерита. В. И. Гальченко и К. Б. Булнаев предполагают, что основная масса фтора и бериллия выносилась из магматического очага в виде фторобериллатов натрия Na2(BeF4). Процесс формирования бериллиевых минералов протекал при температуре 250—160°. После накопления бериллия в две первые стадии гидротермальный процесс продолжался и выразился в проявлении еще трех послерудных для бериллия стадий минерализации. В первую из них шло формирование кварцевых жил. Отложение кварца сопровождалось выделением пирита и флюорита. Во вторую (четвертую) стадию минерализации происходило отложение в небольших количествах фиолетового крупнокристаллического флюорита. В последнюю стадию минерализации шло отложение халцедоновидного кварца, сопровождавшегося галенитом, а также формировались кварц-эпидотовые жилы.
Оруденение связано общностью магматического очага с биотитовыми гранитами, обнажающимися в пределах рудного поля.
Средне-низкотемпературные гидротермальные месторождения в эффузивах
Возможность концентрации средне- и низкотемпературных бериллиевых месторождений в эффузивах установлена относительно недавно, этот класс месторождений пока изучен хуже других.
Среди рассматриваемых месторождений важное промышленное значение имеет бертрандитовый тип, развитый в кислых вулканитах и сопровождающийся каолинизацией вмещающих пород. Нередко бериллиевые минералы в этих месторождениях ассоциируют с урановой смолкой.
В районе Спер Маунтин, входящем в состав бериллиевого пояса в западной части штата Юта (США), обнажаются палеозойские осадочные и залегающие на них несогласно кайнозойские осадочно-вулканогенные породы [Lindsey, 1977]. Палеозойские отложения, в составе которых резко преобладают доломиты, интенсивно дислоцированы. Перекрывающие их вулканические породы представлены по данным Линдсея (1977) тремя возрастными группами: 1) позднеэоценовые (38—39 млн. лет) — латитовые, андезитовые и базальтовые лавы и агломераты с прослоями вулканических пеплов риолитового состава; 2) олигоценовые (30—32 млн. лет) — кварцевые латиты и риолитовые пепловые туфы и 3) наиболее молодые (от 6—10 до 21 млн. лет) — туффиты, топазсодержащие риолиты, брекчии, базальты.
Бериллиевое оруденение локализуется в топазсодержащих риолитах и подстилающих их туффитах. Туффиты залегают на различных по возрасту эффузивах и местами на палеозойских породах.
В туффитах обнаружены обломки вулканического стекла, пемзы и более древних вулканических и осадочных (доломитов) пород, а также отдельных кристаллов кварца, санидина, плагиоклаза и др.
Бериллиевые месторождения представлены пласто- и линзообразными телами, залегающими почти согласно с вмещающими туфами. Некоторые из них занимают секущее положение относительно слоистости туфов.
Наиболее крупное рудное тело [Шаве Д., 1973] с промышленным содержанием бериллия достигает в длину 4 км, а по падению 350 м при мощности, иногда превышающей 16 м.
Общие запасы оцениваются во многие млн. т руды со средним содержанием 0,5% ВеО. Кроме того, эти руды содержат значительные количества Li, F, U и Zn. Обогащенные участки тяготеют к дорудным разломам. Основным бериллиевым минералом является бертрандит Be4Si2O7, рассеянный в туффитах и образующий повышенные концентрации (скопления) в гнездах флюорита или в желваках — обломках доломитов, замещенных флюоритом, кварцем, опалом, кальцитом и халцедоном. Изменения вмещающих пород выражаются в аргиллизации и фельдшпатизации.
Большинство месторождений района тяготеет к таким участкам пластов туфов, которые характеризуются максимальной мощностью и содержат обломки карбонатных пород. Стратиграфический контроль бериллиевой минерализации определяется высокой пористостью туффитов, которые залегают на относительно плотных палеозойских и вулканических породах и перекрываются труднопроницаемыми риолитами.