При понижении температуры и повышении кислотности растворов на скарны накладывается грейзеновая ассоциация: флюорит, слюды, хрупкие слюды, топаз.
Скарны широко распространены в земной коре и формировались от архея до кайнозоя.
Магнезиальные и известковые скарны служат благоприятной средой для рудоотложения. В них сосредоточена значительная доля мировых запасов Fe, W, флогопита, вермикулита, лазурита. К скарнам приурочены месторождения Cu, Co, Au, U, B и других полезных ископаемых. Рудная минерализация носит как сопряженный, так и наложенный характер. С магнезиальными скарнами сопряжены магнетитовые руды, а также скопления людвигита, флогопита, лазурита. Месторождения других металлов обычно наложены на скарны и связаны с воздействием более низкотемпературных гидротермальных растворов.
Известковые скарны вмещают промышленные месторождения всех металлов, кроме хрома, сурьмы и ртути, а также многих неметаллических полезных ископаемых.
Ведущую роль играют следующие типы месторождений:
1) магнетитовые и кобальт-магнетитовые – связаны с умеренными гранитоидами небольших глубин и сиенитами. Форма тел пластовая, штокообразная и неправильная ветвистая. Залежи могут прослеживаться на несколько километров при мощности в несколько метров. Главными рудными минералами являются магнетит, гематит, пирит, кобальтин, пирротин, нерудными – пироксен и гранат. Подобные месторождения находятся на Урале (Гороблагодатское), в Казахстане (Соколовское), Закавказье (Дашкесан), а также крупные месторождения имеются в Болгарии, Италии, КНР, Японии и США.
2) месторождения молибденит-шеелитовоготипа приурочены к зонам брекчирования и структурам контактов гранитов, плагиогранитов, мраморами и сланцами. Форма рудных тел сложная, обычно штокверковая, реже жилообразная. Главные минералы – молибденит, шеелит, сульфиды железа и меди, пироксены и гранаты. К этому типу принадлежат месторождения на Северном Кавказе, в Средней Азии, в США и КНР.
3) халькопиритовые месторождения локализуются в приконтактовой зоне гранотоидов и эффузивов среди известняков. Руды слагают гнездо-, трубо- и жилообразные тела. Текстуры их вкрапленные и массивные. Главные минералы – халькопирит, пирит, пирротин, сфалерит. Месторождения этого типа находятся на Урале, в Казахстане, США.
4) Галенит-сфалеритовые скарновые месторождения приурочены к контактам гранодиорит-порфиров, гранит-порфиров и кварцевых порфиров с известняками. Рудные тела имеют сложную форму и крупные размеры. Руды сложены галенитом, сфалеритом, пиритом, халькопиритом, пирротином, гранатами и пироксеном. Крупные месторождения расположены в Приморье, Средней Азии, США, Мексике, Турции, Афганистане.
5. Метасоматиты, равновесные с щелочными растворами
5.1 Фация полевошпатовых метасоматитов
К фации полевошпатовых метасоматитов относятся высокосреднетемпературные, гидротермально-измененные породы, равновесные с умеренно щелочными (pH=7.0-8.5) калий-натриевыми галоидными растворами. Среди пород данной фации преобладают микроклититы и альбититы, развитые по алюмосиликатному субстрату. Значительно реже образуются эгирин-магнетитовые метасоматиты по железистым кварцитам и эгирин-флюоритовые метасоматиты по карбонатным породам.
Главными особенностями минерального состава полевошпатовых метасоматитов являются:
1) резкое преобладание минералов, содержащих Na и K (микроклин, альбит, щелочные пироксены и амфиболы, слюды, приолит);
2) постоянное присутствие минералов с летучими компонентами (слюды, флюорит, криолит, апатит, гагаринит);
3) большое разнообразие (около 70 видов и разновидностей) минералов редких металлов;
4) частое сохранение реликтового (перекристаллизованного) кварца.
К полевошпатовым метасоматитам приурочено бериллиевое, урановое, тантало-ниобиевое, редкоземельное и реже – оловянное оруденение.
5.1.1 Альбититы
Альбититы – метасоматиты, состоящие из альбита (не менее 70% объема пород) и щелочных цветных минералов.
Исходные породы. Альбититы образуются при метасоматическом преобразовании полевошпатовых и кварц-полевошпатовых пород: сиенитов, гранитов, гнейсов, вулканитов среднего и кислого составов, песчаников.
Условия залегания метасоматитов. Альбититы встречаются главным образом в трех геологических обстановках: 1) в зонах глубинных разломов, пересекающих фундамент древних кратонов; 2) вблизи контактов щелочных интрузивов; 3) в апикальных частях интрузивных массивов, сложенных щелочными гранитами. Форма залегания метасоматитов – крутопадающие линзы, пластовые и жилоподобные тела, реже штокверковые и неправильной формы залежи. В щелочных гранитоидах альбититы локализуются в апикальных участках куполов или их гребневидных выступах, апофизах и дайках. Протяженность зон интенсивной альбитизации измеряется десятками-сотнями метров, иногда первыми километрами. Мощность варьирует от нескольких метров до десятков, реже – сотен метров.
Минеральный состав. Главные новообразованные минералы: альбит (An1-5 ), щелочные пироксены и амфиболы, реже биотит, магнетит и гематит. Второстепенные и акцессорные минералы: циртолит и малакон, колумбит, торит, браннерит, уранинит, касситерит и флюорит.
Альбит представлен двумя генерациями. К первой из них относят относительно крупные кристаллы, замещающие плагиоклаз, полевой шпат и кварц исходных пород. По плагиоклазу развиваются относительно идиоморфные таблитчатые кристаллы альбита с полисинтетическими двойниками; K-Na полевой шпат замещается широкотаблитчатыми кристаллами и неправильными зернами шахматного альбита, кварц – сахаровидным зернистым агрегатом альбита со слабо проявленным двойниковым строением. Альбит второй генерации, слагающий мелкие пластинчатые кристаллы и лейсты, характерен для зон максимального метасоматического замещения исходных пород. Кристаллы альбита II располагаются либо беспорядочно, либо образуют сноповидные и веерообразные агрегаты.
Новообразованные пироксены альбитизированных пород относятся к рядам эгирин-авгит и эгирин-диопсид. Во внутренних зонах метасоматических колонок содержание эгиринового компонента в пироксенах превышает 80 мол.%. В пироксенах с небольшой долей эгирина обычно проявлена зональность, а предельно натриевые эгирины отличаются отсутствием зональности. Они образуют длиннопризматические кристаллы со слабо развитыми концевыми гранями, окрашенные в желтоватые или зеленоватые тона. Характерны агрегаты с волокнистым строение.
Амфиболы, возникшие на начальной стадии метасоматического изменения, состав, промежуточный между гастингситом и арфведсонитом. При более интенсивном метасоматизме появляются рибекит, родусит, кроссит, в богатых алюминием породах – глаукофан. Все эти минералы, которые можно различить только по оптическим свойствам, слагают тонкоигольчатые кристаллы. Широко развиты спутанноволокнистые агрегаты, пучки, скопления кристаллов, облекающие зерна альбита. Описаны метасоматиты с крокидолитом – голубым асбестом, который является своеобразной морфологической разновидностью Na-амфиболов. Эти породы имеют брекчиевую текстуру: обломки, замещенные альбитом и эгирином, цементируются крогидолитом, который отвечает по составу рибекиту или родуситу.
Химический состав. По сравнению с исходными породами альбититы обогащены Na, Al, F, Fe3+ , обеднены Ca, Mg, Fe2+ , в меньшей степени K. Вне зависимости от исходного субстрата альбитизация сопровождается привносом Si за исключением единственного случая, когда протолитом являются ультракислые аляскиты и лейкограниты; характерно накопление Nb, Ta, Zr, U, Th и редкоземельных элементов.
Внешний облик. Альбититы, образованные по гнейсам, отличаются полосчатой или гнейсовидной текстурой, мелкозернистой структурой и высоким содержанием цветных металлов. Породы имеют серую или бурую окраску, которая при наличии большого количества рибекита приобретает синеватый оттенок. По сиенитам и гранитам развиваются средне- и крупнозернистые альбититы более светлого серого и розоватого цветов. Мелкозернистые альбититы имеют сахаровидный облик.
Микроструктура гранобластовая, нематогранобластовая, лепидогранобластовая.
Стадийность и зональность метасоматитов. Щелочной метасоматизм начинается с образования пертитов замещения в K-Na полевом шпате, которые, разрастаясь, превращаются в конечном итоге в полные псевдоморфозы альбита. Также псевдоморфно замещается альбитом плагиоклаз. При этом внутри зерен альбита сохраняется много замутненных участков и чешуек серицита, приуроченных к реликтам первичного плагиоклаза. Кварц подвергается грануляции и перекристаллизации. По цветным минералам развиваются щелочные амфиболы и щелочные пироксены.
Во многих случаях устанавливаются два этапа минералообразования, разделенные катаклазом и брекчированием пород. На втором этапе альбит, развитый по плагиоклазу, очищается от включений, появляется лейстовый альбит II, кварц частично или полностью замещается сахаровидным альбитом, в центре брекчии образуется крокидолит.
Зональность метасоматитов выражена в том, что альбититы, залегающие во внутренней (тыловой) зоне метасоматической колонки, сменяются альбитизированными породами внешней (фронтальной) зоны, а те, в свою очередь, пропилитами, которые состоят из альбита, хлорита, эпидота, карбоната и окаймляют зоны интенсивной альбитизации. Минералы позднего пропилитового парагенезиса можно обнаружить и в самих альбититах и альбитизированных породах.
Примеры метасоматических колонок зон альбитизации вблизи глубинных разломов, на контактах щелочных интрузивов и в апикальных частях гранитных массивов приведены ниже по данным Б.И. Омельяненко (1978г.), Л.П. Перчука (1966г.), А.А. Беуса (1962г.) и др.
I
0. Биотитовый гранит
1. Кв + Ми + Аб + Риб + Гем
2. Кв + Аб + Риб + Гем
3. Аб + Риб + Гем
4. Аб + Эг
II
0. Нефелиновый сиенит: Аб + Би + Неф + Ми + Пи
1. Аб + Эг + Неф + Ми
2. Аб + Эг + Неф
3. Аб + Эг
4. Аб
III
0. Биотитовый гранит: Олиг + Кш + Кв + Би + Мт
1. Ол + (Кш) + Ми + Кв + Би + Мт
2. Аб + Ми + Кв + Би + Мт
3. Аб + Ми + Кв + Риб
4. Аб + Кв + Риб
5. Аб + Кв + Эг
6. Аб +Кв
Обычно метасоматизм завершается на образовании трехминеральных ассоциаций и только при максимальном изменении в тыловых зонах колонок возникают биминеральные ассоциации альбит + кварц, альбит + эгирин, или маломощные мономинеральные альбитовые зоны.
Метасоматическая колонка, полученная Г.П. Зарайским и В.И. Зыряновым [1972] в опытах по моделированию альбитизации имеет следующий вид:
0. Ол + Би + Кш + Кв
1. Аб + ЩАм + Кш + Кв
2. Аб + ЩАм + Кш
3. Аб + ЩАм
Условия эксперимента: тонкораздробленный биотитовый гранит в течение 430 ч реагировал с одномолярным раствором NaF при T=550 °C и P=100 МПа.
Строение колонки соответствует тем сочетаниям метасоматитов, которые наблюдаются в природных зонах альбитизации.
Альбититовые месторождения связаны с разновозрастными интрузивными комплексами кислого и щелочного состава малых и средних глубин. Размещаются они в апикальных частях, апофизах, куполовидных выступах интрузивных массивов и часто контролируются зонами разрывных тектонических нарушений. Локализация оруденения в пределах апикальных участков объясняется тем, что здесь возникли зоны пониженного давления, длительное время служившие коллекторами рудообразующих растворов, выделявшихся из глубоких частей интрузивных массивов.
Рудные тела месторождений – преимущественно штокверки и менерализованные зоны дробления – обладают сложным вещественным составом. Площадь развития оруденения достигает нескольких квадратных километров, глубина распространения – первые сотни метров, реже до 600 м.
К альбититам приурочены месторождения тантала, ниобия, тория, урана, редких земель, циркония. Они развиты на территории России, КНР, Индии, Намибии, Нигерии, Канады, Бразилии.
6. Метасоматиты, равновесные с кислыми растворами
Кислотный метасоматизм (или кислотное выщелачивание) приводит к образованию грейзенов, цвиттеров, слюдитов, березитов, вторичных кварцитов и других метасоматитов. Сущность кислотного выщелачивания заключается в интенсивном выносе оснований (Fe, Mg, Ca, Na, K) и образовании в зонах максимального метасоматического изменения минералов, сложенных наиболее кислотными компонентами: кремнеземом и глиноземом, в предельном случае – одного кварца.
К кислотным метасоматитам приурочено редкометальное оруденение (Be, Sn, W, Mo), медь, драгоценные металлы и глиноземистое сырье.
По T-pH условиям процесса метасоматиты кислотного выщелачивания объединяются в три главные фации: 1) филлизитовую (грейзены, цвиттеры, слюдиты и др.); 2) вторичных кварцитов и 3) аргиллизитовую.
6.1 Филлизитовая фация
К филлизитовой фации относятся продукты средне- и низкотемпературного метасоматизма, возникающие под воздействием кислых (pH=3-5) хлоридно-фторидными растворами, содержащими литий и бор. Типоморфными минералами этих пород являются литийсодержащие слюды, флюорит и топаз.
6.1.1 Грейзены
Грейзены – это метасоматиты, сложенные кварцем, слюдами и (или) топазом. Термин грейзен издавна использовался немецкими горняками для обозначения серых гранитов с вкрапленностью касситерита (grausen – серый на нижнегерманском диалекте).
Исходные породы. Грейзены образуются при метасоматическом изменении гранитоидов, кислых вулканитов, алюмосиликатных осадочных и метаморфических пород.
Условия залегания метасоматитов. Грейзены ассоциируют с плутонами лейкоктатовых гранитов, верхние кромки которых в момент формирования располагались на глубинах от 1.5 до 4.0 км. Метасоматиты развиваются вблизи апикальных частей интрузивов, как в самих гранитах, так и во вмещающих породах. Могут быть выделены сплошные зоны приконтактовой грейзенизации площадью до 10 км2 и мощностью до 300-400 м и локальные грейзеновые тела жильной, пластовой, трубообразной и неправильной формы протяженностью в десятки-сотни метров, мощность которых обычно не превышает нескольких метров.
Минеральный состав. Главными типоморфными минералами грейзенов являются слюды, кварц, топаз и реже альбит. К второстепенным и акцессорным минералам относятся новообразованный K-Na полевой шпат, флюорит, берилл, касситерит, вольфрамит. Реже встречаются андалузит, корунд и гранат спессартин-альмандинового ряда.
Количественный минеральный состав грейзенов изменчив, что было положено Р.Кюне (1970 г.) в основу их классификации. Преобладают слюдяно-кварцевые и кварц-слюдяные разности с количеством слюды от 15 до 60 об.%, реже встречаются кварцевые и топазсодержащие грейзены. Редкие породы с аналузитом и корундом, которые пространственно связаны с малыми интрузивами гранит-порфиров, являются промежуточным звеном между грейзенами и вторичными кварцитами.
Слюды грейзенов представлены мусковитом-фенгитом, содержащим парагонитовую (натриевую) молекулу, или лепидолитом. Доля фтора в слюдах всегда значительна и достигает в мусковите 2.5-3.0 мас.%, а в лепидолите 8.0 мас.%. Мусковит обычно представлен несколькими разновидностями. Ранний мусковит псевдоморфно замещает листочки биотита исходных гранитов и часто содержит ориентированные по направлению плоскостей совершенной спайности включения рутила, флюорита и пирита, возникшие за счет компонентов биотита. Солее поздняя разновидность мусковита в виде чешуек различного размера входит в слюдяно-кварцевые псевдоморфозы по полевым шпатам и корродируется топазом и поздним кварцем.
Кварц представлен двумя, а иногда и большим количеством генераций. К раннему кварцу относятся крупные изометричные зерна, которые, видимо, образуются за счет грануляции и последующей собирательной перекристаллизации кварца исходных гранитоидов. Поздний кварц – это мелкие причудливой формы выделения со ступенчато-извилистыми границами, замещающие вместе с мусковитом полевые шпаты. Кварц II переполнен газово-жидкими включениями с высокой минерализацией. Содержание NaCl и других компонентов во включениях иногда достигает 20-40 мас.%.
Топаз наблюдается в виде зернистых агрегатов, кучных гранобластовых скоплений, игольчатых или призматических кристаллов и микрозернистых выделений сферолитового строения. Топаз относится к фтористой разновидности с 13-18 мас.% фтора.
Плагиоклаз грейзенов представлен альбитом (An1-9 ), полевые шпаты (микроклин, реже ортоклаз) развиты во внешних зонах метасоматических колонок или слагают поздние прожилки.
Турмалин (шерл) обычно окрашен в зеленовато-синий цвет и резко плеохроирует от светло-коричневого по Np до зелено-синего по Ng . Он приурочен к внешним зонам и является более поздним по отношению к слюдам и кварцу.
Химический состав. Грейзенизация сопровождается привносом воды, Si, F, Li и реже B. Так, если среднее содержание воды в неизменных гранитах составляет 0.6-0.7 мас.%, то в грейзенах оно достигает 2.3-3.0 мас.%, в среднем составляя 1.0 мас.%. Количество фтора, важнейшими концентраторами которого являются топаз и слюды, возрастает от 0.1-0.2 мас.% в гранитах до 4.8 мас.% в топазовых грейзенах. Привнос SiO2 при грейзенизации устанавливается во всех случаях, кроме мусковитовых грейзенов, в которых количество кремнезема по сравнению с исходными гранитами несколько снижается. В кварцевых грейзенах содержание SiO2 максимально и достигает 89-94 мас.%. Литий и калий в начале процесса обычно накапливаются в слюдах, а на конечных его стадиях выносятся вместе с алюминием. Кальций и магний при грейзенизации выносятся.
Таким образом, для грейзенизации характерен привнос H+ , F, Si, а также Li и B и вынос Ca и Mg, к которым может добавляться Na и K при наиболее интенсивном изменении.
Внешний облик. Благодаря обилию слюды, флюорита, топаза грейзены легко определяются уже при макроскопическом изучении. От близких по минеральному составу слюдяно-кварцевых метаморфических пород они отличаются беспорядочным расположением чешуек слюды, сохранением реликтовых минералов, структур и текстур исходных пород, присутствием многочисленных прожилков, сложенных слюдами, кварцем и другими минералами. Грейзены окрашены в светло-серый, серый, зеленовато-серый и зеленый цвета, присутствие топаза придает им голубоватый оттенок. Текстуры метасоматитов разнообразны и во многом зависят от строения исходных пород. Наиболее типичны массивная текстура, а также полосчатая, пятнистая, брекчиевидная, плотная и ноздревато-пористая текстуры.
Микроструктуры грейзенов зависят от интенсивности метасоматизма. Можно проследить постепенные переходы от бластогранитовой, бастопорфировой и бластопсаммитовой структур к гетеробластовой, грано- и лепидобластовой, гломеробластовой и нематогранобластовой. Гранобластовая структура типична для кварцевых и топазовых грейзенов. Гломеробластовая структура определяется наличием скоплений зерен одного минерала, например, топаза или флюорита. Турмалин-кварцевые грейзены обладают нематогранобластовой структурой.
Стадийность и зональность метасоматитов. Последовательность замещения новообразованными минералами наиболее отчетливо устанавливается при грейзенизации гранитов. Прежде всего становится неустойчивым биотит, который превращается в агрегат мусковита, магнетита и флюорита. Олигоклаз испытывает деанортитизацию, а позднее замещается мусковитом.
По иному протекает разложение K-Na полевого шпата. На первом этапе перекристаллизацию и частичное замещение пластинчатым кварцем, проникающим по ослабленным направлениям в полевой шпат и как бы клиньями расчленяющим его.В дальнейшем полевой шпат испытывает альбитизацию и только после этого замещается кварц-мусковитовым агрегатом. Таким образом, имеет место избирательное замещение полевых шпатов мусковитом и относительная устойчивость калиевого полевого шпата в кислотных растворах. Окончательное разложение калиевого полевого шпата фиксирует переход от грейзенизированных гранитов к кварц-мусковитовым грейзенам с гранолепидобластовой структурой.
Итак, последовательность замещения магматических минералов гранитов такова:
Би ® Пл ® Кш.
При дальнейшем усилении грейзенизации становится неустойчивым мусковит, который замещается кварцем и топазом; при этом формы топазовых выделений могут быть самыми разнообразными: зерна, порфиробласты с многочисленными ответвлениями, звездчатые скопления игольчатых или призматических кристаллов. Грейзены с пятнистыми выделениями топаза обладают гломеробластовой, порфиробластовой или нематобластовой структурами. В зонах максимального изменения формируются кварцевые грейзены с гранобластовой структурой, в которых топаз сохраняется редко и имеет вид разобщенных и корродированных реликтов, иногда еще сохраняющих единую оптическую ориентировку. Одним из наиболее поздних минералов грейзенов является флюорит, кристаллы которого обладают причудливыми формами и цементируют мусковит и кварц поздних генераций. В конечном итоге грейзенизация приводит к образованию кварца или агрегата кварца и слюды.
Метасоматическая зональность наиболее отчетливо выражена в жильных грейзеновых телах, которые имеют симметричное строение относительно осевых жил или рудоконтролирующих трещин. В крупных грейзеновых куполах зональность асимметрична по отношению к апикальной поверхности гранитов и выражена менее отчетливо.
Типичная
29-04-2015, 00:47