Московский Государственный Горный Университет

Кафедра геологии

Курсовая работа на тему: “Контактово-метасоматические горные породы”

Выполнил:

студент III курса

группы ГФ(2(00

Ромащенко В.А.

Проверил: доцент Ларичев Л.Н.

Москва 2002

Содержание

стрп

1. Сокращенные названия минералов ………………………………. 3
2. Метасоматические горные породы ………………………………. 4
3. Принципы систематики метасоматитов …………………………. 5
4. Метасоматиты, равновесные с нейтральными растворами ………….…………………………………………..…. 5

4.1 Скарновая фация…………………………………………………… 6

4.1.1 Магнезиальные скарны …………………………………………. 6

4.1.2 Известковые скарны …………………………………………….10
5. Метасоматиты, равновесные с нейтральными растворами ………..……………………………………………..... 12

5.1 Фация полевошпатовых метасоматитов ………………………... 12

5.1.1 Альбититы ……………………………………………………..... 13
6. Метасоматиты, равновесные с кислыми растворами …………..…………………………………………..... 16

6.1 Филлизитовая фация ……………………………………….…….. 16

6.1.1 Грейзены …………………………………………….……..….…16

6.2 Фация вторичных кварцитов …………………………………..... 20
7. Физические, физико-механические, инженерно-геологические свойства ……………...…………....... 25

7.1 Плотность физических тел ………………………………………. 25

7.1.1 Плотность горных пород, образовавшихся при контактовом метаморфизме ……………………...………… 26

7.2 Магнитные свойства горных пород …………………………...... 26

7.2.1 Магнитные свойства метаморфических пород …………...….. 27

7.3 Электрические свойства ……………………………………...….. 27

7.3.1 Удельное электрическое сопротивление метаморфических пород ……………………………………….... 28

7.4 Теплофизические свойства …………………………………….... 30

7.5 Ядерно-физические (радиоактивные) свойства ……………...… 31

8. Список литературы …………………………………………...…… 32

1. Сокращенные названия минералов:

Аб – альбит

Ал – алунит

Анд – андалузит

Би – биотит

Гем – гематит

До – доломит

Ка – кальцит, карбонат

Кв – кварц

Кш – K-Na полевой шпат

Ми – микроклин

Мт – магнетит

Му – мусковит

Неф – нефелин

Ол – оливин

Олиг – олигоклаз

Орт – ортоклаз

Пер – периклаз

Пи – пироксен

Пл – плагиоклаз

Пф – пирофиллит

Риб – рибекит

Сер – серицит

То – топаз

Флю – флюорит

Фо – форстерит

Хл – хлорит

Шп – шпинель

ЩАм – щелочной амфибол

Эг – эгирин

Метасоматические горные породы

Метасоматические горные породы в отличие от производных аллохимического метаморфизма развиваются более локально и в изохорических системах, что постулировал в свое время еще В. Линдгрен, сформулировавший “правило постоянства объема при метасоматозе”.

Если характерными метаморфическими процессами являются полиморфные превращения минералов, тип метасоматических процессов лучше всего представляет образование псевдоморфоз. В них особенно наглядно выражено постоянство объема при замещении, всегда сопровождающимся значительным привносом – выносом вещества, что само по себе определяет воздействие на породы растворов высокой химической агрессивности. Это принципиально отличает метасоматические процессы от метаморфических.

Изохорический характер метасоматических реакций предопределяет их независимость от литостатического давления и, следовательно, от глубинности, по отношению к которой выделяются минеральные фации метаморфических пород. Однако с глубиной возрастает флюидное давление.
Этим фактором определяется своеобразие метасоматических процессов, которые зависят от глубины их развития.

Теория метасоматических процессов была разработана Д. С.
Коржинским, который подразделил их на раннюю щелочную
(высокотемпературную), кислотную и позднюю щелочную (низкотемпературную) стадии. Это подразделение было дано Д. С. Коржинским для постмагматических процессов, сопровождающих гранитный магматизм, сам по себе порождающий кислотные гидротермальные растворы, богатые фтором, хлором и другими кислотными компонентами. Однако при взаимодействии с вмещающими карбонатными породами эти растворы могут терять кислотные свойства и приобретать слабощелочную реакцию. Это и определяет образование метасоматических пород, относимых Д.С. Коржинским к ранней щелочной стадии. Это в основном скарны – магнезиальные (в контактах с доломитами) и известковые (в контактах с известняками). К высокотемпературной щелочной стадии можно отнести и метасоматические породы, связанные со щелочными интрузиями (фениты и др.) или развивающиеся в гипербазитах.

Типичными породами кислотной стадии являются грейзены (в плутонической фации) и вторичные кварциты, аргиллизиты и пропилиты (в вулканической).

С понижением температуры ниже 300-400 (С в гидротермальных растворах развиваются критические явления, обусловленные несмесимостью во флюидах полярных (вода с растворенными в ней щелочными металлами) и неполярных жидкостей (водород и кислотные компоненты флюидов – HF, HCl,
CO2, и др.). Последние обладают более высокой миграционной способностью, и с их отделением от систем глубинного минералообразования связано возрастание щелочности гидротермальных растворов и образование пород
(березитов, лиственитов, гумбеитов и др.), относящихся к поздней щелочной стадии.

2. Принципы систематики метасоматитов

Главными петрографическими типами метасоматических горных пород, возникающих на малых глубинах, являются:

1. метасоматиты, равновесные с нейтральными растворами – фениты, содалитовые метасоматиты, анальцимовые метасоматиты, микроклиниты, альбититы, эгирин-флюоритовые метасоматиты, эйситы.

2. Метасоматиты, равновесные с растворами, близкими к нейтральным – магнезиальные скарны, известковые скарны, кварц-калишпатовые метасоматиты, кварц-альбитовые метасоматиты, турмалиниты, пропилиты, гидрослюдиты.

3. Метасоматиты, равновесные в кислыми растворами – цветтеры, грейзены, слюдиты, серицитолиты (березиты), листвениты, аргиллизиты, вторичные кварциты.

Критерием для отнесения метасоматитов к тому или иному типу служит наличие минеральных ассоциаций (парагенезисов), устойчивых в относительно узких интервалах температуры и щелочности-кислотности гидротермальных растворов. Количественные оценки Т и рН растворов, основаны на обобщении экспериментальных данных и термодинамических расчетов, результатов исследования газово-жидких микровключений, а также материалов прямых наблюдений в активных гидротермальных системах. Кроме того, учтены предложенные ранее классификации отдельных групп метасоматитов в координатах Т-рН.

Специфическая особенность классификации метаморфических пород – введение дополнительных критериев: типа метаморфизма пород и фаций регионального метаморфизма.

4. Метасоматиты, равновесные с нейтральными растворами

К метасоматитам, равновесным с близнейтральными (слабокислотными или слабощелочными) гидротермальными растворами, относятся магнезиальные и известковые скарны, кварц-полевошпатовые метасоматиты, пропилиты, большая часть турмалинитов, гидрослюдиты, а также редки парагонитовые и актинолитовые метасоматиты.

Типоморфными минералами низкотемпературных метасоматитов являются хлорит, эпидот, цоизит, альбит, карбонаты, гидрослюды. Для среднетемпературных условий характерно возникновение амфиболов, биотита, щелочных полевых шпатов, для высокотемпературных – пироксена, молибдена, полиметаллов, золота и серебра.

По T-pH условиям метасоматиты объединены в три главные фации: скарновую, кварц-полевошпатовых метасоматитов и пропилитовую.

4.1 Скарновая фация

К скарновой фации относятся продукты слабощелочного- близнейтрального метасоматизма, происходящего в широком интервале температур от 450 до 1000 (С на глубинах от 1 до 30 км.

С древних времен шведские горняки называли скарнами обособления силикатных минералов в железных и сульфидных рудах. В настоящее время под скарнами понимаются метасоматические породы, сложенные силикатами кальция, железа и магния и возникающие в результате химического взаимодействия карбонатных и алюмосиликатных пород, или карбонатных пород и алюмосиликатных магматических расплавов при участии растворов.

В зависимости от состава замещаемого карбонатного субстрата выделяются две крупные группы скарнов: магнезиальные и известковые. На контакте с еще не затвердевшими магмами возникают наиболее высокотемпературные магнезиальные скарны, которые вместе с близкими по составу постмагматическими метасоматитами формируются по доломитам и магнезитам. На контакте затвердевших интрузивных тел с известняками по вмещающим и магматическим породам образуются известковые скарны.
Метасоматиты внешних зон скарновых ореолов, которые содержат не типичные для скарнов полевые шпаты, получили название околоскарновых пород.

По механизму образования выделяют диффузионные – биметасоматические и инфильтрационные – контактово-инфильтрационные и автореакционные скарны

Различают экзоскарны, которые образуются при замещении карбонатных пород, и эндоскарны, которые формируются по алюмосиликатным породам различного происхождения, в том числе и гранотоидам.

К скарнам приурочены крупные месторождения Fe, Co, W, B, флогопита и многих других полезных ископаемых. Значительная часть оруденения наложена на скарновые зоны в результате воздействия более поздних и более низкотемпературных гидротермальных растворов.

4.1.1 Магнезиальные скарны

Магнезиальные скарны, как особый тип метасоматитов, были выделены в
1953 г. Д.С. Коржинским.

Магнезиальные скарны – это шпинель-форстерит-клинопироксеновые породы с большим количеством второстепенных и акцессорных минералов.
Часть магнезиальных скарнов формируется на магматической стадии, часть является постмагматическими образованиями. Скарны магматической стадии образуются при взаимодействии магнезиальных карбонатных пород с растворами, которые отделяются от магмы до завершения ее кристаллизации или циркулируют в это время во вмещающих породах. Формирование скарнов до полного затвердевания магматического расплава доказывается отсутствием эндоскарнов, появлением апофиз неизменных магматических пород, пересекающих метасоматиты, а также наличием ксенолитов магнезиальных скарнов в эндоконтактовых частях интрузивных массивов.

Исходные породы. Магнезиальные скарны образуются по доломитам и магнезитам. Содержания MgO в карбонатных породах, достаточные для образования магнезиальных скарнов, составляют 12-13 мас.(. На постмагматической стадии магнезиальные скарны могут формироваться, кроме того, по гранитам, гранито-гнейсам и мигматитам, которые соприкасаются с
Mg-содержащими карбонатными породами.

Условия залегания метасоматитов. Магнезиальные скарны встречаются в двух геологических обстановках: 1) в глубинных гранито-гнейсовых комплексах древних щитов; 2) вблизи контактов интрузивов гранитоидов, реже сиенитов, габброидов и даже ультраосновных пород. Наиболее полно скарнообразование проявлено в связи с гранитоидным магматизмом.
Магнезиальные скарны формируются на всех уровнях глубинности, за исключением приповерхностных. В абиссальных условиях они образуют пластовые и линзовидные тела, мощность которых достигает нескольких сотен метров при протяженности до 1.0 – 1.5 км. Пластовые тела приурочены к горизонтам доломитов и залегают согласно с вмещающими породами. В экзоконтактовых зонах интрузивов магнезиальные скарны встречаются в виде крутопадающих столбов, трубчатых тел, жил, а также образуют фронтальные залежи причудливой формы.

Мощность тел варьирует от десятков сантиметров и первых метров до
100 м. Отдельные столбообразные тела прослежены на глубину до 800 м.

Минеральный состав. Главными минералами скарнов магматической стадии являются форстерит, шпинель, клинопипоксены (диопсид или фассаит), кальцит и реже доломит. В глубинных условиях к этим минералам добавляются энстатит и гиперстен. На малых глубинах появляются монтичеллит, мервинит и периклаз, а форстерит и кальцит исчезают.

Второстепенные и акцессорные минералы в скарнах представлены магнетитом, апатитом, а в околоскарновых породах – сфеном.

Из наиболее поздних новообразований в магнезиальных скарнах наблюдаются флогопит, амфиболы, бораты, сульфиды и другие наложенные минералы.

Разновидности магнезиальных скарнов выделяются по минеральному составу. Наиболее широко развиты форстеритовые, шпинель-форстеритовые, пироксеновые и шпинель-пироксеновые скарны. Вблизи неизменных карбонатных пород образуются кальцифиры, состоящие из карбонатов, форстерита, количество которого обычно не превышает 30 об.(, и шпинели
(менее 10(). Околоскарновые породы содержат плагиоклаз, количество которого достигает 40-60 об.(.

Форстерит, содержащий менее 5 мол.( Fe2SiO4, является типичным минералом кальцифиров; в форстеритовых скарнах железистость возрастает до 10–15 мол.(.

Доломит встречается только в кальцифирах; в пироксенсодержащих породах он неустойчив и замещается кальцитом.

Шпинель в кальцифирах представлена зеленой, реже розовой и желтой разновидностями, содержащими от 5 до 20 мол.( герцинитовой составляющей.
В пироксеновых скарнах железистость минерала возрастает до 20-40 мол.(.
Шпинель распространена неравномерно.

Клинопироксены относятся к фассаиту или диопсиду, между которыми устанавливаются постепенные переходы. Железистость обоих минералов близка и составляет 2-7(. В околоскарновых породах железистость клинопироксена возрастает до 30-40(. Содержание глинозема в диопсиде составляет 1-2 мас.(, а в фассаите увеличивается до 4-9, иногда до 15-16 мас.(.

Ортопироксен скарнов представлен энстатитом, содержащим менее 15( ферросилитовой молекулы. В околоскарновых породах более типичен гиперстен, содержащий до 45 мол. ( Fe2SiO3. В околоскарновых породах иногда появляется основной плагиоклаз (An50-100), реже андезин (An40-49) в ассоциации с K-Na полевым шпатом.

Магнезиальные скарны постмагматической стадии отличаются от скарнов магматической стадии меньшим количеством шпинели, большей ролью кальцита, повышенной железистостью цветных минералов.

Химический состав. По сравнению с исходными карбонатными породами в магнезиальных скарнах магматической стадии увеличивается содержание Al и
Si, причем накопление Si закономерно связано с нарастанием интенсивности метасоматизма. Mg испытывает локальное перераспределение, накапливаясь в форстеритовых скарнах.

В постмагматических экзоскарнах происходит накопление Si и Fe, частичный вынос Mg и Ca при незначительной миграции глинозема, а в эндоскарнах, наоборот, накопление Mg и Ca, при уменьшении содержания
Si.

Внешний облик. Форстеритовые и пироксеновые скарны окрашены в зеленый или темно зеленовато-серый цвета; кальцифиры – от породы белого цвета. Структура магнезиальных скарнов варьируется от тонко- до крупнозернистой. Тонкокристаллические породы имеют роговиковый облик.
Текстура скарнов массивная, пятнистая, а кальцифиров и форстеритовых скарнов – полосчатая, обусловленная цепочечным расположением темноцветных минералов и шпинели в карбонатной массе.

Микроструктуры гранобластовая и гетеробластовая. Во всех разновидностях скарнов проявляется метасоматический характер минералообразования, выраженный в развитии псевдоморфоз по первичным минералам или их агрегатам.

Стадийность и зональность метасоматитов. Магнезиальные сканы характеризуются устойчивой и четко выраженной зональностью. По данным
В.А. Жарикова (1986( и Л.И. Шабынина (1973(, для магнезиальных скарнов больших глубин типична следующая метасоматическая колонка:

0. Доломит

1. Кальцифир: Фо + Шп +Ка +До

2. Шпинель-форстеритовый скарн: Фо + Шп + Ка

3. Шпинель-пироксеновый скарн: Пи + Шп + Ка

4. Пироксен-плагиоклазовая порода: Пи + Пл

0. Алюмосиликатная порода (гранит, гнейс)

Для умеренных глубин характерны колонки несколько иного типа:

(

0. Доломит

1. Кальцифир: Фо + Шп + Ка + Пер

2. Форстеритовый скарн: Фо + Шп +Ка

3. Пироксеновый скарн: Пи + Шп + Ка

0. Гранит

((

0. Доломитовый мрамор

1. Кальцит-периклазовый мрамор: Ка + Пер

2. Шпинель-форстеритовый кальцифир: Шп + Фо + Ка + Пер

3. Шпинель-форстеритовый скарн или кальцифир: Шп + Фо + Ка

4. Шпинель-форстерит-пироксеновый скарн: Шп + Фо + Пи

5. Шпинель-пироксеновый скарн: Шп + Пи

6. Пироксен-плагиоклазовая околоскарновая порода: Пи + Пл

0. Гранитоид, гнейс

В малоглубинных условиях шпинель-форстеритовая и кальцит- периклазовая зоны отсутствуют. Вместо форстерита в ассоциациях со шпинелью появляется монтичеллит, а вместо кальцита – периклаз. При повышении температуры шпинель и монтичеллит замещаются геленитом.

Зональность магнезиальных скарнов магматической стадии часто затушевана более поздними процессами, связанными с просачиванием послемагматических растворов. В преобразованных этими растворами магнезиальных скарнах появляются минералы из группы гумита, флогопит, паргасит, сине-зеленая роговая обманка и скаполит. При этом в шпинель- форстеритовых скарнах развивается флогопит-клиногумитовая ассоциация; шпинель-фассаитовые скарны замещаются флогопитовыми и паргасит- флогопитовыми породами, а околоскарновые пироксен-плагиоклазовые породы преобразуются в амфибол-скаполитовые метасоматиты с флогопитом.

В дальнейшем в измененных скарнах возникает комплекс низкотемпературных минералов (тремолит, актинолит, амезит, серпентин, тальк и брусит), представляющих специфическую пропилитовую ассоциацию, которая интенсивно замещает минералы постмагматической стадии и реликтовые минералы магнезиальных скарнов.

Еще более поздние наложенные минеральные парагенезисы в скарнах связаны с воздействием кислотных растворов, приводящих к образованию слюдитов и березитов.

Формирование скарновых месторождений связано с процессами кальциевого и магниевого метасоматоза, протекающего на контактах кислых и умеренно-кислых гранитоидов (граниты, гранодиориты, сиениты) с вмещающими их карбонатными, реже силикатными породами. Оптимальных диапазон глубин составляет 500-2000 м. Температуры их образования, по мнению большинства исследователей, изменяются в широких пределах – от
900 до 250 (С. Процесс развивается в несколько стадий, в течение которых агрегатное состояние растворов меняется – и из пневматолитовых они становятся типичными гидротермальными.

Месторождения магнезиальных скарнов формируются при замещении доломитов и доломитизированных известняков. Типоморфными минералами магнезиальных скарнов являются диопсид, форстерит, шпинель, флогопит, серпентин, магнетит, людвигит, доломит, кальцит. Рудные тела представлены линзами, пластообразными и сложными залежами. Характерно их зональное строение. Наибольшее промышленное значение имеют людвигит- магнетитовые, флогопитовые и хритзотил-асбестовые месторождения.

4.1.2 Известковые скарны

Известковые скарны – это метасоматиты, сложенные в основном пироксенами диопсид-геденбергитового ряда, гранатами гроссуляр- андрадитового ряда и волластонитом.

Исходные породы. Известковые экзоскарны образуются по известнякам, мерелям, известковитым туфам и туффитам, магензиальным скарнам.
Экзоскарны возникают по интрузивным породам различного состава, а также по эффузивам, кристаллическим сланцам и гнейсам, примыкающим к зонам высокотемпературного прогрева в контактовых ореолах интрузивов. Для образования мощных скарновых тел особенно благоприятны участки чередования карбонатных и алюмосиликатных пород.

Условия залегания метасоматитов. Известковые скарны приурочены к контактам разнообразных по составу интрузивов, но главная их масса тяготеет к грантиоидам повышенной основности. Форма скарновых залежей разнообразна, преобладают пластовые, линзовидные, плащеобразные тела мощностью от десятков сантиметров до первых десятков метров. Кроме того, скарны встречаются среди интрузивных и карбонатных пород без видимой связи с интрузивными контактами. В этом случае они образуют трубо-, жило- или столбообразные тела, а также залежи, мощность которых достигает 15-
30м. По падению жилы и столбы прослежены на глубину до 100-300м.

Минеральный состав. Главные минералы представлены гранатами, клинопироксенами, волластонитом, реже скаполитом, эпидотом и везувианом.
Последний особенно характерен для метасоматитов, которые развиваются по ранее образованным магнезиальным скарнам.

К второстепенным и акцессорным минералам относятся магнетит, апатит и сфен. В приповерхностных условиях среди главных или второстепенных минералов появляются ларнит, мервинит, сперрит, тиллеит, геленит.

Для околоскарновых пород типичны полевые шпаты, скаполит и эпидот.

Пироксены известковых скарнов представлены изоморфным рядом диопсид- геденбергит с небольшой примесью чермакита и эгирина. Чистый диопсид встречается редко, как правило, в безрудных скарнах. Наиболее распространены салиты с переменным содержанием геденбергитовой молекулы.
На заключительных стадиях скарнообразования появляется иогансенит
CaMnSi2O6.

Волластонит слагает спутанноволокнистые или радиальнолучистые агрегаты, реже образует отдельные мелкотаблитчатые кристаллы. Эпидот типичен для эндоскарновых зон, где иногда формируются зоны мономинеральных эпидозитов.

Следует отметить, что однотипные минералы эндо- и экзоскарнов заметно отличаются по химическому составу. Гранаты эндоскарнов всегда содержат больше гроссулярового минала по сравнению с гранатами экзоскарнов. Железистость пироксенов из экзоскарнов, как правило, выше, чем у пироксенов из эндоскарнов. Кроме того, в эндоскарнах всегда присутствуют апатит и титанит.

Химический состав. Формирование известковых эндоскарнов сопровождается накоплением Ca и уменьшением содержания Si по сравнению с исходными алюмосиликатными породами. В экзоскарнах, наоборот, присутствует большее количество Si и меньшее Ca, чем в карбонатных породах. Содержание Fe (иногда и Mg) возрастает во всех разновидностях скарнов, а глинозем испытывает незначительное перераспределение.

Внешний облик. В зависимости от минерального состава окраска скарнов может варьировать от черной (гранатовые скарны) и темно-зеленой
(породы, обогащенные геденбергитом) до пятнистой (пироксен-гранатовые скарны) и серовато-белой с красноватым оттенком (волластонитовые скарны). Размеры минеральных зерен колеблются от долей миллиметра до 1-2 см, иногда отдельные кристаллы пироксена и граната достигают 10-15 и даже 30-50см. Очень характерно неравномернозернистое строение пород.
Среди текстур типичны массивная, пятнистая, полосчатая, друзовая.

Микроструктуры. Преобладающими микроструктурами являются гранобластовая, гетеробластовая, порфиробластовая и тогранобластовая.

Стадийность и зональность метасоматитов. Для известковых скарнов характерны разнообразные типы метасоматической зональности, что обусловлено вариациями температуры и состава растворов, а также глубиной становления метасоматитов.

В обобщенном виде метасоматическая колонка выглядит следующим образом:

0. Карбонатная порода

1. Волластонитовый экзоскарн

2. Пипоксеновый экзоскарн

3. Гранатовый экзо- или эндоскарн

4. Пироксен-гранатовый эндоскарн

5. Пироксен-плагиоклазовая околоскарновая порода

0. Алюмосиликатная порода

При понижении температуры из колонки выпадает зона волластонитового, а иногда и гроссулярового скарна; в эндоскарнах появляется эпидот. В ходе дальнейшего охлаждения формируются ассоциации кварц-плагиоклазовых метасоматитов: Mn-содержащие пироксены, андрадит, амфибол, плагиоклаз, кварц и низкотемпературная пропилитовая ассоциация: эпидот, тремолит, хлорит, кальцит.

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-шеелитового типа 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 (( 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 ((, 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.

(

0. Биотитовый гранит

1. Кв + Ми + Аб + Риб + Гем

2. Кв + Аб + Риб + Гем

3. Аб + Риб + Гем

4. Аб + Эг

((

0. Нефелиновый сиенит: Аб + Би + Неф + Ми + Пи

1. Аб + Эг + Неф + Ми

2. Аб + Эг + Неф

3. Аб + Эг

4. Аб

(((

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 метасоматичес