Локальные (околорудные) метасоматические формации

Обычно локальные метасоматические формации подразде­ляются на три группы связанные: 1) со стратифицированными вул­каногенными толщами и интрузиями близповерхностными и малых глубин; 2) с небольшими интрузиями, дайками и экструзиями малых и средних глубин; 3) с интрузивными телами средних и больших глубин [6].

Локальные метасоматические формации, связанные со стратифицированными вулканогенными толщами и близпо­верхностными интрузиями. Для близповерхностных условий в первую очередь характерны формации пропилитов, вторичных кварцитов и аргиллизитов. Типичные метасоматиты, относимые к пропилитовой формации, наиболее характерны для вулканогенных (средне-основного состава) образований геосинклинального этапа, тогда как вторичные кварциты и аргиллизиты связаны с орогенными вулканитами умереннокислого и кислого состава.

Пропилитовая формация. Статистически устойчивые ассо­циации, определяющие пропилиты как породы, представлены че­тырьмя основными видами: 1)Эп + Хл; 2)Эп + Хл + Кпш; 3) Эп + Акт; 4) Эп + Акт + Кпш. Процесс формирования основных пропилитовых парагенезисов представляет собой субщелочной железо-магний-кальциевый метасоматоз в малоглубинных (обычно 0,3-2,0 км) условиях в широком диапазоне температур (оптимально 200-300 °С) под влиянием слабощелочных-близнейтральных водных растворов. В реакциях замещения отличаются максимальной активностью катионы железа, магния, кальция, иногда натрия; анионы – HCO3‾, CO32‾ и сульфид-ионы, возможно, хлор. По Д. С.Коржинскому, принято различать две ступени пропилитизации: 1) более низкотемпературную (250-150 °С) эпидот-хлоритовую, приповерхностную, часто сопровождающуюся образованием карбоната, примесью серицита, а при повышенной щелочности растворов – альбита или адуляра; 2) более высокотемпературную (300-200 °С) эпидот-актинолитовую, малоглубинную, с меньшей карбонатностью, а при повышенной ще­лочности – также полевошпатсодержащую.

К формации пропилитов (в соответствии с принципами классификации Д. В.Рундквиста и И. Г.Павловой) могут быть отнесены только те метасоматические образования, внутренние и промежу­точные зоны которых представлены совокупностью таких парагенезисов: Кв + Эп, Кв + Сер + Хл; Кв + Эп + Хл; Аб + Хл + Кар (с цеолитом и адуляром в более близповерхностных фациях). Зональные ряды метасоматитов пропилитовой формации для пород среднего состава (в них она проявляется в наиболее характерном виде) сле­дующие:

0. Пл +Аб +Амф + Эп + Мт

1. Аб + Амф + Эп + Хл

2. Аб + Хл + Эп + (Кар)

3. Аб + Хл + Кар

4. Кв + Кар + Сер

5. Кв + Сер + Прт

6. Кв

В основных породах значительно шире проявлены кварц карбонатно-серицитовые и кварц-карбонатные метасоматиты; в кис­лых породах эти парагенезисы развиты редуцированно, но зато ши­рокое распространение получают альбит и кальцит. Весьма специ­фичны процессы пропилитизации в ультраосновных и карбонатных породах, в метасоматитах по которым появляются уралит, серпен­тин, тремолит, магнезит, брейнерит. Менее изучены (хотя и широко распространены) биотитсодержащие пропилитовые парагенезисы, нередко переходящие в биотититы, появление которых фиксирует повышенную щелочность пропилитизирующих растворов. Пропи­литовые породы нередко образуют широкие безрудные ореолы, включающие различные по составу рудоносные метасоматиты, в том числе выступают в качестве внешних зон аргиллизитов, вторичных кварцитов, березитов, турмалин-хлоритовых метасоматитов.

К типичным месторождениям, связанным с пропилитовой формацией, могут быть отнесены серно-колчеданные и медно-цинковые колчеданные, медно-молибденовые и медно-порфировые, медно-эпидотовые типа Верхнего озера.

Формация вторичных кварцитов. Геологические условия образования вторичных кварцитов довольно разнообразны, но обычно они тяготеют к осадочно-вулканогенным толщам, про­рванным более поздними гранитными плутонами (отмечаются и вне связи с ними). Вторичнокварцитовая формация объединяет разнооб­разные гидротермалиты, производные малоглубинного (1,5-2 км) среднетемпературного (200-400 °С) кислотного метасоматоза, про - исходящего под влиянием гидротермальных растворов с повышенными концентрациями H2S, SO42‾, СО2, НСО32‾, C1‾, при высокой активности в реакциях Si, Al, Ti и значениях рН = 2÷6. Типичные вторичные кварциты возникают в результате воздействия подобных растворов на алюмосиликатные, преимущественно вулканогенные породы кислого и среднего состава, их характерная метасоматическая колонка имеет, по Д. С.Коржинскому, следующий вид:

0. Разложенный кварцевый порфир

1. Кпш + Аб + Кв + Сер

2. Сер + Кпш + Кв

3. Сер + Кв

4. Андал + Кв

5. Кв

По парагенезисам внутренних зон, слагающих формацию вторичных кварцитов, Н. И.Наковник и другие исследователи выде­лили девять минеральных типов метасоматических фаций: кварц-серную, монокварцевую, кварц-корундовую, кварц-андалузитовую, кварц-диаспоровую, кварц-алунитовую, кварц-диккитовую, кварц-пирофиллитовую, кварц-серицитовую. В породах всех фаций присут­ствует кварц; широко распространенными являются рутил, пирит (мар­казит), гематит (гетит). Принципиальной особенностью зональности вторичнокварцитовой формации является смена монокварцевых или богатых глиноземом пород с корундом, андалузитом породами кварц-диаспорового, кварц-алунитового состава, переходящими во внешних зонах в пирофиллитовые и кварц-серицитовые.

Типичными для вторичных кварцитов являются месторождения высокоглиноземистого сырья: корунд-андалузитовые (Семиз-Бугу, Казахстан), андалузитовые (Уайт-Маунтин, США) и др. Из рудных наиболее характерны месторождения золота, золота и серебра, золото-теллуровые, широко распространенные в орогенных и активизационных вулканических структурах (Охотско-Чукотскии пояс, Кураминская зона и др.).

Аргиллизитовая формация. В соответствии с представлениями большинства исследователей под аргиллизацией пони­мается сравнительно низкотемпературный (250-50 °С) гидротермально-метасоматический процесс, протекающий под влиянием кислых, существенно водных растворов в малоглубинных и припо­верхностных условиях. Отличительной особенностью процесса яв­ляется окисление в ходе его развития сульфид-ионов в сульфат-ионы, приводящее к резкому повышению кислотности (рН = 1÷2) ранее слабокислых (рН = 5÷6) растворов и возникновению отчетливой вертикальной зональности продуктов аргиллизации. В составе растворов нередко устанавливаются HCO3‾, СО32‾, F‾ и др. В реакциях замещения фиксируется высокая активность кремния и алюминия на фоне выноса щелочных и щелочноземельных металлов.

Для метасоматических пород формации аргиллизитов, в от­личие от вторичных кварцитов, характерно широкое проявление во внутренних зонах парагенезисов глинистых и гидрослюдистых ми­нералов, таких как каолинит, диккит, галлуазит, гидрослюды, мон­тмориллонит, а также минералов, структурно близких к каолиниту – шамозит, амезит, кронштедтит и др.

Процессы аргиллизации широко и интенсивно проявлены в разнообразных по составу и происхождению породах, однако наи­более характерны они для кислых и средних вулканических пород, особенно в районах сольфатарно-фумарольной деятельности. Наибо­лее специфическое минеральное выражение процесс аргиллизации получает в ультраосновных и карбонатных породах, где возникающие аргиллизитоиды существенно отличаются от собственно аргиллизитов и отвечают по составу серпентин-тальковым, талько-карбонатным и кварц-тальк-карбонатным метасоматитам по гипербазитам и опал-халцедоновым, халцедон-кварцевым гидросерицит содержащим гидротермалитам (джаспероиды) – по карбонатным породам.

Типичную зональность метасоматитов аргиллизитовой фор­мации можно представить следующей колонкой, развивающейся по амфибол-биотитовым гранитам и гранодиоритам:

0. Кв + Кпш + Пл + Би + Амф

1. Кв + Кпш + Пл + Хл + Кал

2. Кв + Кпш + Аб + Хл + Монт + (Кал)

3. Кв + Кпш + Гидросер + (Монт)

4. Кв + Каол + Гидросер

5. Кв + Каол

6. Кв

В качестве акцессорных минералов в различных зонах этой колонки могут отмечаться гематит, пирит, флюорит, барит и др. Для внешней зоны хлоритизации и монтмориллонитизации характерен гематит, для внутренних зон гидрослюдизации, каолинизации, окремнения – пирит.

В средних и основных породах колонки аргиллизации прин­ципиально не отличаются от рассмотренной выше; лишь во внешних и промежуточных зонах начинают преобладать хлорит и монтмо­риллонит в ассоциации с карбонатом, а во внутренних зонах – гид­росерицит над каолинитом и кварцем. Для апокарбонатных аргиллизитоидов в метасоматических колонках выделяются зоны: внешняя – доломитизации и кальцитизации, промежуточная – карбонатизации и окварцевания и внутренняя – окварцевания с образованием халце­дона и реже опала. Для аргиллизитоидов по ультраосновным поро­дам устанавливается такая последовательность зон от внешних к внутренним: 0) серпентинизации, 1) карбонатизации и оталькования, 2) окварцевания и карбонатизации, 3) окварцевания.

В связи с широким развитием переходных разностей мета­соматитов с парагенезисами, общими как для вторичных кварцитов, так и для аргиллизитов, нередко бывает трудно разграничить место рождения, характерные только для одной из этих формаций. Наиболее типичны метасоматиты аргиллизитовой формации для ртутных сурьмяно-ртутных и сурьмяных месторождений (Солокачинское и Западно-Палянское на Северо-Востоке России), вольфрамовых кварц-шеелитовых, иногда с ртутью, типа Боулдера, ферберит-антимонитовых (Барун-Шивея в Забайкалье и др.), флюоритовых (Восточное Забайкалье), а также некоторых золото-серебряных типа Балейского месторождения.

Гидротермально-метасоматические формации, связанные с небольшими интрузиями, дайками и экструзиями малых и cpeдних глубин. В качестве характерных образований этого уровня глу­бинности следует указать формации: турмалин-хлоритовых метасоматитов, березитов, гумбеитов, эйситов. Встречающиеся иногда в близких условиях метасоматиты пропилитовой, вторичнокварцитовой и аргиллизитовой формаций наиболее типичны для рассмотренной выше группы, а метасоматические породы формации скарнов, грейзенов, серпентинитов, карбонатитов более характерны для больших глубин.

Формация турмалин-хлоритовых метасоматитов. Объединяет породы, близкие по составу к грейзенам, но в отличие от них не обнаруживающие четкой пространственной связи с гранитоидными интрузиями и наиболее характерные для полей развития даек и малых интрузий пестрого состава. Основными структурными элементами, определяющими локализацию турмалин-хлоритовых метасоматитов, являются разрывные нарушения, наиболее типичными породами, по которым возникают метасоматиты: песчаники, алевролиты, порфириты, гранитоиды.

Вероятный диапазон образования турмалин-хлоритовых ме­тасоматитов 300-400 °С при давлении от 35-40 до 150 МПа. Основными компонентами гидротермальных растворов являются натрий, калий, кальций, магний, из анионов – фтор, бор, хлор и бикарбонат-ион. Растворы имеют близнейтральный, либо слабокислый состав, о чем свидетельствует определенная кислотная направленность метасоматических реакций, приводящих к образованию турмалин хлоритовых метасоматитов.

Для образований, относимых к формации турмалин-хлоритовых метасоматитов, типично отчетливо выраженное зональ­ное строение. От центра к периферии существенно турмалиновые, кварц-турмалиновые, турмалин-хлоритовые, турмалин-серицитовые, кварц-хлоритовые, альбит-турмалиновые, реже аксинит-турмалин-кварцевые парагенезисы внутренних зон закономерно сменяются парагенезисами серицит-хлорит-кварцевыми, серицит-кварцевыми, серицит-хлорит-карбонатными внешних зон, а при развитии мета­соматитов по породам основного состава-актинолит-флогопи-товыми, хлорит-карбонатными.

Зональные колонки, характеризующие особенности состава и строения метасоматических образований этой формации, наиболее пол­но изучены на рудных полях Комсомольского района и Якутии и рас­смотрены в работах И. Н.Кигая, Б. Л.Флерова, Е. А.Радкевич с соавторами:

Граниты

0. Кв + Кпш + Пл + Би

1. Кв + Кпш + Ав + Му

2. Кв + My

3. Кв + Тур

Порфириты

0. Кв + Пл + Пир + Амф + (Эп, Хл)

1. Кв + Эп + Би + Сер + Акт

2. Кв + Хл + Сер + Кар

3. Кв + Сер

4. Кв + Тур

Метасоматиты турмалин-хлоритовой формации широко про­явлены на оловорудных силикатно - и сульфидно-касситеритовых месторождениях Приморья и Якутии, золото-турмалиновых и золото-мышьяковых Урала и Забайкалья, медно-турмалиновых месторо­ждениях Чили и др.

Березитовая формация. Ее формирование связывается с воз - действием слабокислых (рН = 4÷5) низко-среднетемпературных гид­ротермальных растворов, существенно карбонатных восстанови­тельных, многосернистых. Иногда устанавливается повышенная активность бора при резко подчиненной роли фтора и переменном значении других галогенов. Наиболее отчетливо процесс березитизации проявляется в породах кислого и умеренного состава и приводит к возникновению зональных метасоматических образований, для внутренних зон которых типично замещение первичных породообразующих алюмосиликатов кварцем, серицитом, пиритом, карбонатами (обычно анкеритом). Для внешних зон березитов характерны породы с парагенезисами минералов: кварц, серицит, альбит, ортоклаз, кальцит, хлорит, пирит. При развитии метасоматитов бе - резитовой формации по основным и ультраосновным породам проявляется комплекс изменений, описываемых в работах М. Б. и Н. И.Бородаевских, М. А.Кашкая, В. Н.Сазонова и др. под названием «лиственизация». Основные минералы лиственитов – кварц, фуксит, карбонаты (магнезит и брейнерит, реже анкерит, сидерит и доломит), хлорит, серицит. В случае березитизации карбонатных пород возникают березитоиды существенно карбонатного, реже тальк-карбонатного и серпентин-карбонатного состава.

Типовые зональные колонки метасоматитов березитовой формации, развивающихся по умеренно кислым (по В. А.Жарикову) и средним (по Л. М.Лурье) породам, имеют следующий вид:

I

0. Разложенный дацит

1. Кв + Кгпш + Аб + Сер + Хл + Кал

2. Кв + Аб + Сер + Анк + Хл

3. Кв + Сер + Анк + Хл

4. Кв + Сер + Анк

5. Кв + Сер

6. Кв

II

0. Измененный порфирит

1. Аб + Кв + Сер + Хл + Кал + Мт

2. Кв + Сер + Хл + Кар (Анк, Сид) + Прт

3. Кв + Сер + Кар (Сид) + Прт

4. Кв + Сер + Прт

В качестве типоморфных второстепенных минералов во всех зонах колонки могут быть отмечены выделения хлорит-карбонатного, реже полевошпат-хлорит-карбонатного составов, фиксирующие проявление сопряженной с кислотным выщелачиванием стадии субщелочного метасоматоза. Хлорит-карбонатные (с примесью по­левых шпатов) новообразования нередко вытесняют кварц из внут­ренних зон метасоматической колонки, образуя существенно хлорит-карбонатные или кварц-хлорит-карбонатные метасоматиты. В каче­стве примесей в разных зонах метасоматической колонки встреча­ются: пирит, гематит, рутил, лейкоксен и др., причем лейкоксен и гематит характерны для внешних зон, в промежуточных зонах гема­тит замещается пиритом, а лейкоксен – рутилом, а во внутренних зонах может появляться турмалин.

Наиболее типичные метасоматиты березитовой формации про­являются в пределах месторождений кварц-золоторудных (Березовское, Урал), золото-шеелитовых, полиметаллических (типа Садона на Кавказе, Пшибрама в Чехии), колчеданно-полиметаллических (Алтай), золото-молибденовых (Забайкалье), а также шеелит-молибденитовых, шеелитовых, медно-молибденовых штокверковых и жильных типа Парагачай (Армения), Умальта (Дальний Восток) и др.

Формация эйситов. Объединяет низкотемпературные натриевые метасоматиты. Б. И.Омельяненко относит к ней сущест­венно альбитовые метасоматиты, проявляющиеся вне связи с магма­тическими образованиями. Для метасоматитов данной формации характерны следующие особенности:

1. Эйситы формируются либо на поздних стадиях развития складчатых областей (Россия), либо в процессе тектоно-магматической активизации древних платформ (Канада) и четко контроли­руются зонами глубинных разломов.

2. Особенностью эйситизации является четко выраженная тен­денция к образованию альбитовых пород с примесью кварца, карбона­та, хлорита. Характерны следующие типы метасоматических колонок:

I

0. Гранит (Кв + Олиг + Кпш + Би + Мт)

1. Кв + Аб + Кпш + Сер + Хл + Кал + Гем

2. Кв + Аб + Хл + Кал + Гем

3. Кв + Аб + Кал + Гем

4. Кв + Аб + Гем

5. Аб + Гем

II

0. Диорит (Пл + Амф + Би + Мт)

1. Аб + Хл + Кал + Сер + Гем

2. Аб + Хл + Кал + Гем

3. Аб + Анк + Гем

4. Аб + Гем

Специфической особенностью эйситов являются характерные красные и красноватые оттенки окраски этих пород, обусловленные повсеместно распыленными в них частицами гематита. В зависимости от состава исходных пород и химической активности карбонат-иона возможно выделение следующих фаций: кварц-альбитовой, кальцит-альбитовой, хлорит-альбитовой и анкерит-альбитовой. Особо выделяются альбит-апатитовая, апатит-кальцитовая и апатитовая фации, формирующиеся в условиях высокой активности фосфора. Химизм эйситизации подчеркивает существенно гидрокарбонатно-натриевый состав растворов, отчетливый привнос натрия и углекислоты, частично кальция, вынос калия и кремнезема и перераспределение глинозема.

В связи с метасоматитами эйситовой формации установлена урановая минерализация, реже молибденовая и циркониевая, иногда с ними связаны промышленные концентрации фосфора.

Гидротермально-метасоматические формации, связан­ные синтрузивными телами средних и больших глубин.Наиболее характерны для зон проявления глубинных фаций магматических пород метасоматиты формаций скарнов, грейзенов, фельдшпатолитов, фенитов, карбонатитов, уралититов, серпентинитов, развивающиеся как в пределах интрузивных массивов, так и в зонах их экзоконтактов.

Скарновая формация. Процессы скарнообразования, как правило, протекают в контактовых зонах карбонатных пород и интрузий, начиная с докристаллизационных стадий их становления. В контактах с магматическими расплавами возникают только наи­более высокотемпературные магнезиальные скарны, которые вместе с более поздними постмагматическими близкими по составу скарновыми парагенезисами выделяются в самостоятельную формацию магнезиальных скарнов. В контактах с раскристаллизованными остывающими интрузивами формируются преимущественно извест­ковые скарны. Таким образом, по характеру сочетания контакти­рующих сред и значениям температуры образования обособляются формации магнезиальных и известковых скарнов, существенно отли­чающиеся по вещественному составу, зональности и сопровождаю­щему их парагенезису рудных минералов.

В целом установлено, что скарнирование – результат субщелочного-близнейтрального метасоматоза при высокой активности средних оснований (Са, Mg, Fe) и низкой – гидроксилионов и других летучих компонентов. В ряде случаев фиксируется повышенная активность ще­лочей (К, Na) с возникновением калишпата, альбита, скаполита и др.

Так, для известковых скарнов В. А.Жариков выделяет три фации щелочности: 1) пироксен-плагиоклазовую (нормальную), 2) пироксен-скаполитовую (повышенную), 3) ортоклаз-гранатовую (высокую). Скарнообразование происходит в широком температур­ном диапазоне (от 1000 до 400 °С). Максимальные значения темпе­ратуры (1000-650 °С) установлены для магнезиальных скарнов, для известковых В. А.Жариковым намечены следующие температурные фации: волластонит-плагиоклазовая (750-800 °С), пироксен-гранат-волластонитовая (550-750 °С), пироксен-гранатовая (500-550 °С), гранат-эпидотовая (450-500 °С), пироксен-эпидотовая (350-450 °С).

Остановимся на краткой характеристике выделенных скарновых формаций. К формации известковых скарнов отнесены все те зональные метасоматические образования, внутренние зоны кото­рых представлены типичными скарновыми парагенезисами: пирок­сен - гранат - волластонит, пироксен - гранат, гранат - эпидот, пи­роксен - эпидот. Дополнительно в эти минеральные парагенезисы могут входить везувиан, скаполит, родонит.

Известковые скарны установлены с разнообразными по со­ставу интрузивами (за исключением гипербазитов). Однако основ­ная масса их связана с гранитоидами, образуется в гипабиссальных и мезоабиссальных условиях и относится к биметасоматическому типу. В зависимости от температуры, а также от химической актив­ности вполне подвижных компонентов в растворе возникают весьма разнообразные метасоматические колонки, некоторые из которых (по алюмосиликатным породам) приведены ниже:

I

0. Пир + Пл + Орт + (Kb)

1. Пир + Пл + Орт

2. Пир + Пл

3. Пир + Гр

4. Гр

II

0. Пир + Пл + Орт + (Скап)

1. Пир+ Пл +Скап

2. Пир + Скап

3. Пир + Гр

4. Гр

С формированием известковых скарнов сопряжено образование промышленных концентраций железа, кобальта, мышьяка, меди. Большое промышленное значение имеют наложенные руды, возникающие в результате взаимодействия растворов стадии ки­слотного выщелачивания с основной средой скарнов, являющихся исключительно благоприятной вмещающей средой, геохимическим барьером для оруденения. К наложенному типу относятся шеелит-молибденитовое, шеелит-сульфидное, полиметаллическое, медное, боросиликатное, золотое и урановое оруденение скарнов.

Основная масса пород формации магнезиальных скарнов возникает в магматическую стадию в тесной связи с процессами гранитизации, хотя вообще для них установлен достаточно широкий спектр условий формирования.

Типоморфные минералы внутренних зон магнезиальных скарнов – клинопироксен, форстерит, шпинель, магнетит, кальцит; для условий умеренных глубин к ним добавляются периклаз и монтичеллит, для больших – энстатит, гиперстен, плагиоклаз. Наиболее существенным отличием от магнезиальных скарнов абиссальной фации, кроме больших масштабов развития, является постоянное присутствие пироксен-плагиоклазовых пород и широкое распростра­нение гиперстена. Наиболее обычными типами колонок формации магнезиальных скарнов больших глубин, по данным В. А.Жарикова и Л. И.Шабынина, являются следующие:

I

0. Алюмосиликатная порода (гранит, мигматит, скарнированный гнейс)

1. Пироксен-плагиоклазовая порода (Пир + Пл)

2. Пироксеновый скарн (Пир + Шп + Кал)

3. Форстеритовый скарн (Фор + Шп + Кал)

4. Кальцифир (Фор + Шп + Кал + Дол)

00. Доломит

II

0. Гнейс

1. Скарнированный гнейс

2. Гиперстен-ортоклазовая порода (Гип + Орт + Пл)

3. Гиперстен-плагиоклазовый скарн (Гип + Пл)

4. Аподоломитовый магнезиальный скарн (Фор + Шп)

Для умеренных глубин характерны метасоматические ко­лонки такого типа:

I

0. Магматическая порода

1. Пироксеновый скарн (Пир + Шп + Кал)

2. Форстеритовый скарн (Фор + Шп + Кал)

3. Кальцифир (Фор + Шп + Кал + Пер)

00. Доломит

II

0. Магматическая порода

1. Пироксеновый скарн (Пир + Шп)

2. Форстерит-диопсидовый скарн (Фор + Ди + Шп)

3. Форстеритовый скарн или кальцифир (Фор + Шп + Пер + Кал)

00. Доломит

Магнезиальные скарны послемагматическои стадии встре­чаются исключительно в пределах древних щитов, что объясняет­ся тем, что только в абиссальных условиях в эту стадию магний обнаруживает инертное поведение. В условиях умеренных глубин магнезиальные скарны послемагматическои стадии отсутствуют и зафиксированы лишь изменения ранее возникших магнезиальных скарнов магматической стадии, выражающиеся в образовании прожилков оливина, пироксена, развитии гумитов, серпентина и особенно в широкой флогопитизации скарнов.

По составу магнезиальные скарны послемагматической стадии более разнообразны, в них в качестве характерных минералов появляются флогопит, скаполит, паргасит и др. К процессам сопряженным с послемагматическим магнезиальным скарнообразованием, относятся флогопитизация, амфиболизация, серпентинизация, хлоритизация, бруситизация. С этими процессами связано формирование магнетитового, людвигитового и флогопитового оруденения. Следует подчеркнуть, что магнезиальные скарны служат исключительно благоприятной средой для локализации оруденения. Так, процессы грейзенизации, березитизации, пропилитизации приводят к образованию в скарнах шеелит-молибденового, шеелит-сульфидного, полиметаллического и золото - халькопиритового оруденения.

Грейзеновая формация. Грейзенизация представляет собой процесс кислотного выщелачивания, связанный с интрузивами лейко-гранит-аляскитового состава и проявляющийся в интервале глубин 1,5-3,0 км. На более высоких гипсометрических уровнях процессы кислотного выщелачивания представлены вторичным окварцеванием и фумарольно-сольфатарной аргиллизацией, на более глубоких – кварц-силлиманит (кианит)-мусковитовыми метасоматитами.

К формации грейзенов относится комплекс метасоматических образований пространственно, по времени развития и генетически связанный с телами гранитов лейкогранит-аляскитовой и субщелочнолейкогранитовой формаций и возникший при развитии высокотемпературного (500-300 °С) кислотного метасоматоза в апи­кальных частях массивов и во вмещающих их породах различного состава. Внутренние зоны метасоматических образований представлены кварцевыми, кварц-мусковитовыми, кварц-топазовыми, кварц-полевошпат-слюдистыми, флюорит-слюдистыми, кварц-турмалиновыми породами. Наиболее специфичен процесс грейзенизации в основных-ультраосновных, карбонатных породах и скарнах. Он приводит к появлению существенно отличных от типичных грейзенов метасоматитов, обычно называемых грейзеноидами. Грейзеноидами по основным-ультраосновным породам являются полевошпат-слюдяные и пирит-флюорит-кварц-слюдяные метасоматиты, по скарнам – кварц-флюоритовые, флюорит-слюдяные, топаз-слюдяные, по-

левошпат-флюоритовые метасоматиты и по карбонатным породам –

слюдиты.

Главнейшими породообразующими минералами формации грейзенов являются кварц, мусковит, топаз, циннвальдит, протолитионит, биотит, сидерофиллит, флюорит, турмалин. Наиболее ха­рактерные рудные минералы – касситерит, молибденит, вольфра­мит, шеелит, висмутин, берилл, фенакит, бертрандит, хризоберилл. Типовая колонка грейзенизации в гранитах имеет следую­щий вид:

0. Гранит (Кв + Кпш + Пл + Би + Мт)

1. Кв + Кпш + Аб + Мус + Би

2. Кв + Кпш + Аб + Мус

3. Кв + Кпш + Мус

4. Кв + Мус

5. Кв

Кроме обычной тенденции к возникновению монокварцевых зон в ходе грейзенизации отмечается концентрирование во внутрен­них зонах высокоглиноземистых минералов (чаще всего топаза) с образованием кварц-топазовых и существенно топазовых или мусковитовых зон.

Для апокарбонатных грейзеноидов в колонках выделяется первая зона флюоритизации и альбитизации и вторая – слюдисто-флюоритовых или существенно флюоритовых метасоматитов; для апобазитовых – колонки с амфиболом и биотитом во внешних зонах, с биотитом и мусковитом – в промежуточных и с мусковитом, квар­цем и флюоритом – во внутренних; для апоскарновых грейзенои­дов – внешние зоны флюорит-полевошпатовых новообразований, промежуточные – топаз-флюорит-слюдяных и внутренние – кварц-топазовых.

Для производных грейзеновой формации достаточно харак­терно проявление не только горизонтальной, но и вертикальной зональности. Рассмотрим вертикальную зональность грейзенов двух основных морфологических типов – грейзенизированных куполов и околожильных грейзенов. Обобщенный вертикальный ряд зональности грейзенов типа минерализованных куполов может быть представлен следующим образом (по Д. В.Рундквисту):

• контакт с вмещающими породами;

• кварцевый или кварц-топазовый, кварц-турмалиновый, слюдисто-кварцевый грейзен;

• слюдисто-кварц-полевошпатовый метасоматит;

• гранит микроклинизированный и альбитизированный;

• гранит микроклинизированный;

• гранит.

Общей характерной особенностью зональности грейзенов рассматриваемого типа является последовательное увеличение кислотности парагенезисов снизу вверх. Столь же закономерно и размещение связанной с грейзенами рудной минерализации: при переходе от полевошпатовых метасоматитов к типичным грейзенам от­мечается смена редкометальной минерализации в последовательности: Nb, Та → Be → Sn, W(Li).

В качестве общей характерной особенности вертикальной зональности крутопадающих (жильных, трубообразных, штокверковых) грейзеновых тел можно отметить закономерную смену фа­ций (снизу вверх): от относительно более ранних и щелочных полевошпат-кварцевых к более кислотным – мусковит-кварцевым, кварц-топазовым и вновь к более основным – мусковитовым, мусковит-флюоритовым, поздним слюдисто-полевошпатовым. Рудоносными, как правило, являются верхние части зон, при этом зональность рудной минерализации подчиняется общему правилу изменения кислотности-основности: в молибдено-вольфрамовых месторождениях снизу вверх: Mo → Mo, W, Bi → W, сульфиды; Sn-W-Sn → Sn, W, Bi → W, сульфиды; в комплексных редкометальных – (Li),Be → Sn→ W.

С грейзенами связаны промышленные концентрации олова, вольфрама, молибдена, бериллия, лития, висмута. На минеральный состав руд достаточно отчетливо влияет состав вмещающих пород. Для типичных грейзенов, возникающих по кислым алюмосиликатным породам, характерны касситерит, вольфрамит, молибденит, берилл; в апокарбонатных грейзенах обычны шеелит, фенакит, хризобе­рилл, эвклаз; апобазитовые грейзены содержат шеелит, вольфрамит, молибденит, берилл, фенакит, апоскарновые – шеелит, касситерит, хризоберилл, гельвин, фенакит.

Фельдшпатолитовая формация. Фельдшпатолиты выделяются в ранге формации многими исследователями, в част­ности, А. А.Беусом с соавторами как «формация апогранитов», «формация альбититов». Однако в связи с тем, что подобные метасоматиты развиваются не только по гранитам и в их составе сущест­венное развитие может иметь калиевый полевой шпат, представля­ется более удобным термин «фельдшпатолит».

Проявления средне-высокотемпературного (400-650 °С) ще­лочного и кремнещелочного метасоматоза устанавливаются во мно­гих интрузивных массивах и в гранитизированных толщах докем­брия. В обоих случаях формирование фельдшпатолитовых ассоциа­ций начинается под влиянием надкритического флюида (с темпера­турой более 600 °С) на глубинах от 5-6 до 2-3 км при широком участии галоидов и других летучих компонентов и при низкой ак­тивности углекислоты и воды. Процесс завершается при переходе флюида в истинный раствор (450-400 °С). Флюид характеризуется сравнительно узким интервалом значений рН слабощелочной области, определяемой устойчивостью кварц-калишпатового парагенезиса. Повышение щелочности ведет к замещению кварца калишпатом, а понижение – к замещению калишпата мусковитом. Высокой актив­ностью в реакциях замещения обладают кремний и калий, а позднее натрий. Вынос щелочноземельных оснований приводит к возникно­вению существенно кварц-калиевополевошпатовых парагенезисов типа «вторичных аляскитов», а затем при повышении щелочности – микроклинитов и альбититов. Высказываются мнения о целесооб­разности выделения не менее двух формаций: фельдшпатолитовой и фельдшпатитовой, возникающих в ходе соответственно кремнеще­лочного и щелочного метасоматоза. Это находит отражение в разно­образии типов метасоматических колонок, устанавливаемых для фельдшпатолитовой формации:

I

0. Гранит (Кв + Кпш + Олиг + Би)

1. Кв + Кпш + Аб + Би

2. Кв + Мик + Аб + Би

3. Мик + Би

II

0. Гранитогнейс (Кв + Кпш + Олиг + Би + Мт)

1. Кв + Кпш + Олиг + Лепидом

2. Кв + Аб + Мик + Лепидом

3. Кв + Аб + Мик + Риб

4. Кв + Аб + Эг (+ Мик)

III

0. Гранит (Кв + Кпш + Пл + Аб + Би + Мус)

1. Кв + Мик + Аб + Мус + Фл

2. Кв + Аб + Мус + Фл

3. Кв + Аб + Фл

4. Аб + Гем

IV

0. Гранит (Кв + Кпш + Олиг + Би + Мт)

1. Кв + Мик + Аб + Риб + Гем

2. Аб + Мик + Риб + Гем

3. Аб + Риб + Гем

4. Аб + Эг + Гем

В целом для формации фельдшпатолитов во внутренних зо­нах характерны совокупности парагенезисов следующих минералов: Мик (нередко амазонит) + Аб + Кв; Кв + Лепидолит (мусковит) + Аб; Риб (или Эг) + Мик + Аб ± Кв, – обычно с ритмично полосчатыми и гетерозернистыми мелко - и гигантокристаллическими структурами. В промежуточных зонах развиты парагенезисы мине­ралов, представленных кварцем, полевыми шпатами, биотитом, мусковитом, рибекитом в разных сочетаниях и количественных со­отношениях. Во внешних зонах фиксируются альбитизированные и микроклинизированные граниты (и другие породы), иногда с повы­шенным содержанием биотита.

С породами фельдшпатолитовой формации связаны много­численные месторождения тантала, ниобия, циркония и других редкометальных и редкоземельных элементов.

Формация фенитов. Фениты, подобно скарнам, пред­ставляют характерные образования, возникающие в контактах раз­личных по составу пород – кислых магматических или метаморфи­ческих и щелочно-ультрамафических, мафических или салических интрузий. В отличие от скарнирования происходящий в относитель­но глубинных условиях процесс фенитизации характеризуется более высокой щелочностью воздействующих флюидов и заметно боль­шим участием летучих компонентов.

К формации фенитов предлагается относить метасоматические образования, в центральных, наиболее проработанных зонах которых возникают парагенезисы: Эг + Аб; Неф + Аб; Аб + Риб (+ Эг) + Кар. Отмечается четко выраженное в большинстве случаев зональное строение этой формации. Характерные метасоматические колонки формации фенитов (по данным Р. В.Голевой и Л. Л.Перчука) имеют такой вид:

I

0. Гнейс (Кв + Кпш + Олиг + Би)

1. Кв + Мик + Аб + Хл

2. Мик + Аб + Хл + Мт

3. Аб + Риб + Эг + (Кар + Гем)

II

0. Ороговикованный сланец

1. Аб + Мик + Би + Кв

2. Аб + Мик + Би

3. Аб + Мик

4. Аб + Мик + Эг

00. Нефелиновый сиенит

Во внешних зонах, как видно, проявляются кварцсодержащие породы различного, в зависимости от эдукта, состава, обычно с микроклином, альбитом, биотитом, хлоритом, эпидотом. В про­межуточных зонах заметно возрастает роль микроклина, а для «продвинутых» внутренних зон, наряду с указанными выше парагенезисами, нередко присутствие карбонатных минералов (кальцита, доломита, анкерита, сидерита), что намечает переход к формации карбонатитов.

С метасоматитами формации фенитов сопряжена цирконие­вая, ниоботанталовая и другая редкометально-редкоземельная мине­рализация.

Формация карбонатитов. В метасоматических образованиях, относимых к этой формации, внутренние зоны достаточно однообразны и сложены практически мономинеральными кальцитовыми карбонатитами. Внешние зоны обнаруживают четкую связь с составом эдукта и представлены достаточно разнообразными парагенезисами: диопсид-флогопитовыми метасоматитами – в пироксенитах, флогопит-магнетит-кальцитовыми - в габброидах, биотит-эгирин-альбитовыми – в нефелиновых сиенитах и т. п. Карбонатиты, связанные с щелочно-ультрамафической, щелочно-мафической и щелочно-салической магматическими формациями, сопровождаются однотипной редкометально-редкоземельной мине - рализацией. Следует отметить, правда, последовательное снижение в месторождениях анализируемого ряда роли сидерофильных и от­части халькофильных элементов и возрастание значения редкоземельных элементов и редких щелочей.

Завершая рассмотрение локальных метасоматических формаций, кратко остановимся на вопросе их классификации. Существующие сейчас классификации ЛМФ достаточно разнообразны и базируются на различных принципах. В соответствии с представле­ниями Д. С.Коржинского, В. А.Жарикова и Б. И.Омельяненко, наибо­лее рационально классифицировать ЛМФ по физико-химическим параметрам [6, 9, 10], среди которых различают, с одной стороны, термодинамические условия становления (ступени), с другой, – тип метасоматического преобразования пород (щелочной метасоматоз, кислотное выщелачивание и др.). Эти два параметра в качестве как бы координатных осей разбивают пространство на поля, в которых и размещается большинство рассмотренных выше ЛМФ (табл.5). Как видно из таблицы, некоторые ЛМФ занимают в ней по две и более клеточек. Такое их