Булах А.Г. Общая минералогия

Подождите немного. Документ загружается.

в сущности, разными формами реализации одного

того

же

фактора кристаллиза-

ции— некоторого порогового пересыщения, обеспечивающего зарождение

последую-

щий рост кристаллов.

Способом образования минералов назовем процесс заполнения

их

кристаллами того

объема, который занят

ими в

минеральном месторождении.

Так

выделим свободную

кристаллизацию минералов, метасоматоз

перекристаллизацию.

Примеры свободной кристаллизации просты—это рост порфировых вкрапленников

полевых шпатов

других минералов

эффузивах, рост горного хрусталя

друзах,

хотя здесь свободно растут только несоприкасающиеся части кристаллов. Примерами

метасоматического образования минералов являются псевдоморфозы

выросшие

твердой зернистой массе минералов футляровидные кристаллы берилла

апатита,

порфиробласты граната

гнейсе

(рис. 77). Но эти

примеры—лишь частные случаи

метасоматоза.

Рис.

77.

Схема строения

(6) и

последовательность роста

(1 —

5),

порфиробласта граната

гнейсе.

Термин "метасоматоз" впервые употреблен

К. Ф.

Науманном

середине XIX

в. для

описания одной

из

разновидностей псевдоморфоз. Сущность этого явления полно рас-

крыта

В.

Линдгреном

(1933) как

процесс практически одновременного капиллярного

растворения

отложения,

помощью которого новый минерал, имеющий частично

или полностью иной химический состав, может расти

теле исходного минерала

или

минерального агрегата. Н.И.Наковник указал

(1949), что

метасоматические заме-

щения происходят

не

только через капилляры

пленочные растворы,

но и

сквозь

кристаллическую решетку

за

счет диффузии через

нее

ионов. Метасоматоз—мощное

геологическое явление, приводящее

формированию разнообразных

по

минеральному

составу метасоматитов (т.

е.

горных пород метасоматического происхождения)

й руд.

Его химическая сторона изучена

освещена

работах В.Линдгрена, Д.С.Коржин-

ского,

Н. И.

Наковника, Ю. В. Казицына

и др.

Простейшим примером метасоматита

руды

в нем

является грейзен.

Это

кварц-слюдяной агрегат, образовавшийся

на

месте

гранита

под

действием

на

него раствора глубинного происхождения

за

счет химиче-

ских реакций типа

3K(AlSi

)

+ 2Н

KAl

(AlSi

Oio)(OH)2

6Si0

+ 2К+.

микроклин мусковит кварц

Одновременно

грейзены привносится олово, кристаллизующееся

виде оксида

(минерала касситерита)

Sn0

Грейзены

касситеритом являются рудой

на

олово.

Перекристаллизация

—

это повторная кристаллизация новых кристаллов

за

счет

старых.

Она

может происходить

укрупнением зерна

и с

уменьшением (рекристал-

лизация),

без

изменения химического состава

и с

изменением

(как

правило,

при

пере-

101

кристаллизации минералы освобождаются

от

химических примесей). Перекристалли-

зация может осуществляться

газообразном, жидком, твердом состояниях. Перекри-

сталлизация минералов широко распространена

при

диагенезе

метаморфизме горных

пород.

Как

частный пример перекристаллизации можно рассматривать полиморфные

превращения минералов.

ТИПЫ МИНЕРАЛЬНЫХ МЕСТОРОЖДЕНИЙ

Минеральные месторождения

—

понятие условное. Минералы образуются

опре-

деленной обстановке, непрерывно

или с

перерывами, совместно

другими минералами

или порознь,

что

объективно зависит

от

разных факторов. Также условны границы

минеральных месторождений:

они

проводятся

по

некоторому произвольно принима-

емому пороговому содержанию каких-либо характерных минералов

(или

полезных

компонентов

—

для промышленных минеральных месторождений).

соответствии

условностью самого понятия можно предложить разные принципы классификации

ми-

неральных месторождений

—

по генезису, форме минеральных

тел,

масштабам мине-

рализации, одноактности

или

многоактности процессов, связи

их с

единым геологиче-

ским явлением

или с

разными,

в том

числе разорванными

во

времени геологическими

процессами.

Наиболее продуктивны классификации, выполненные

на

генетической основе,

но и

эта основа может быть разной

—

по физико-химическому характеру среды, способам

химической обстановке минерал ©образования,

по

связи

различными геологическими

процессами,

по

источникам вещества

и т.д. Это

породило появление

геологической

литературе множества вариантов классификаций минеральных

и в,

частности, про-

мышленных минеральных месторождений.

Первая генетическая классификация минеральных месторождений,

целом завое-

вавшая широкое признание, была создана

В.

Линдгреном

в 1906 г., а

последний

ее ва-

риант—

в 1933 г. Для

рудных месторождений классификации предлагались В.А.Об-

ручевым

(1928),

П.Ниггли

(1933),

П.М.Татариновым

(1955),

Г.Шнейдерхёном

(1958),

И. Г.Магакьяном

(1961),

В.И.Смирновым

(1974) и др.

Последняя общая классифика-

ция минеральных (именно минеральных) месторождений была дана

Е. К.

Лазаренко

(1979).

Принятая

этом учебнике систематика главнейших типов минеральных месторо-

ждений приведена

табл.

15. Она не

претендует

на до

конца последовательную

логически развитую классификацию. Смысл

ее

гораздо проще

утилитарнее:

во-

первых, связать представления

об

условиях минерал ©образования

теми сведениями

о геологических процессах, которые были получены студентами

курсе общей геоло-

гии; во-вторых, максимально согласовать

ее с

теми терминами

(с тем их

смыслом),

которые будут даны студентам

при

прохождении курсов петрографии, полезных иско-

паемых, литологии.

основу принятой нами систематики положены краткие класси-

фикации месторождений полезных ископаемых

по В. И.

Смирнову

(1974) и П. М.

Тата-

ринову

(1975), но

они,

одной стороны, упрощены

за

счет изъятия

из них

таких редких

или преподаваемых только

на

старших курсах месторождений,

как

карбонатитовые,

альбититовые

и т.п., с

другой стороны,

они

дополнены

изменены: учтено нали-

чие эксгаляционных (фумарольных) месторождений, кора выветривания отнесена

гипергенным месторождениям, среди последних выделены также вадозные, сублима-

ционные

криогенные месторождения; наконец,

систематику включены

как

само-

стоятельные

ее

подразделения диагенетические

биогенные месторождения.

Предложенная

табл.

систематика минеральных месторождений

при

всех

ее не-

достатках обладает двумя достоинствами:

1) в

основу

ее

положен генетический прин-

цип;

2) при

достаточной полноте

она не

слишком сложна

легко запоминается. Даль-

102

Таблица

15.

Главные генетические типы,

серии

группы минеральных месторождений

Типы

Серии Группы

Эндогенные Магматогенные

Метаморфигенные

Магматические

Пегматитовые

Скарновые

Гидротермальные

Грейзены

Эксгаляционные

Метаморфические

Метаморфизованные

Экзогенные

Гипергенные

Седиментогенные

Диагенетические

Вадозные

Криогенные

Сублимационные

Зон выветривания

окисления

Механические

Хемогенные

Биогенные

Собственно диагенетические

Гидротермально-осадочные

нейшее совершенствование систематики минеральных месторождений должно идти по

пути создания параллельных независимых классификаций, в основе каждой из ко-

торых лежал бы только один классификационный признак, подобно тому как для

явления изоморфизма было дано четыре независимые классификации (см. табл. 1),

совокупность которых дает относительно полную картину этого явления. Для мно-

жества сложных объектов не может быть одной, исчерпывающей всё классификации.

Их создание — дело будущего.

МАГМАТИЧЕСКИЕ МИНЕРАЛЬНЫЕ МЕСТОРОЖДЕНИЯ

К магматическим минеральным место-

рождениям относятся прежде всего сами

магматические горные породы как есте-

ственные, закономерно образовавшиеся

скопления минералов. При остывании

магмы минералы выделяются из нее в

последовательности, определяемой физи-

ко-химическими законами кристаллиза-

ции многофазных расплавов сложного со- §

става. Их кристаллизация в глубинных «

условиях происходит при температурах |

около 1300 — 700°С, а излившихся лав—

при 1200 —1000°С. Состав образующейся

горной породы зависит от исходного хи-

мического состава магмы, в первую оче-

редь от содержания в ней

SiC>2,

но в це-

лом при магматическом минералообразо-

вании возникает сравнительно небольшое число главных минералов (рис. 78), что опре-

деляется некоторым однообразием состава магм—это около десяти силикатов (оли-

вин, пироксен, роговая обманка, мусковит, биотит, микроклин, ортоклаз, плагиоклазы,

нефелин и др.) и кварц (табл. 16).

Рис.

78.

Минеральный состав глубинных

магматических горных пород.

103

Таблица

16.

Минералы магматических горных пород

Ряд

пород

Клас-

Содер-

жание

Si0

(ори-

енти-

ровоч-

но)

Минералы

Примеры

горных пород

Ряд

пород

сы по-

род

Содер-

жание

Si0

(ори-

енти-

ровоч-

но)

Кварц Калие-

вый по-

левой

шпат

Пла-

гио-

клаз

Не-

фе-

лин

Ам-

фи-

бол

Пи-

рок-

сен

Оли-

вин

Примеры

горных пород

Щелоч-

нозе-

мель-

ный

Ульт-

раос-

новные

+ + +

Оливинит, дунит,

перидотит, пиро-

ксенит, кимберлит

Щелоч-

нозе-

мель-

ный

Основ-

ные

— —

—

+ +

—

Габбро,базальт,

диабаз

Сред-

ние

—

Диорит, андезит

Сиенит, трахит

Кис-

лые

+ + +

—

Гранит, риолит,

кварцевый порфир

Щелоч-

ной

(натри-

евый)

Сред-

ние

+ +

—

Щелочной сиенит,

щелочной трахит

Щелоч-

ной

(натри-

евый)

Основ-

ные

—

+ +

+ + +

—

Нефелиновый сие-

нит, фонолит

Ульт-

ра-ос-

новные

+ + +

Ийолит, мельтей-

гит, нефелинит

Кристаллы минералов, образующихся первыми, растут

магме

свободных усло-

виях

часто обладают поэтому совершенной огранкой. Кристаллы силикатов имеют

плотность, близкую

плотности расплава,

он к

тому

же

вязкий, поэтому кристаллы

находятся

во

взвешенном состоянии,

если оседают,

то

очень медленно.

При

росте

в текущей магме они ориентируются

струях течения, подчиняясь обычным законам

механики движущейся

ЖИДКОСТИ,

ЭТО

ориентированное расположение кристаллов

бы-

вает хорошо заметным

(рис. 79).

Однако

некоторых магмах

на

ранних стадиях

их

кристаллизации выпадают такие высокоплотные минералы,

как

оксиды хрома

и же-

леза (хромит

др.), самородные платиноиды

т.п. Под действием силы тяжести они

могут оседать

накапливаться

придонных частях магматических очагов, образуя

здесь рудные залежи—их называют гравитационными скоплениями

руд.

По мере раскристаллизации магмы остается

все

меньше возможностей для свобод-

ного роста кристаллов. Более поздние минералы выделяются

из нее в

виде полуогра-

ненных

неправильных зерен, заполняющих промежутки между более ранними

ми-

нералами.

Так

постепенно формируется главный объем горной породы,

а в

ходе

ее

образования

остающихся порциях

еще не

застывшей магмы,

как

говорят,

оста-

точных расплавах, могут постепенно значительно возрасти концентрации некоторых

летучих (НгО, СОг, F2,

СЬ и

др.)

некоторых малых компонентов: Cr, Fe, Ti, Ni—в

магмах ультраосновного

основного составов; Nb,

Та,

—

в магмах кислого состава;

Zr,

Р,

TR—в щелочных магмах.

За их

счет образуются позднемагматические руды

104

Рис. 79. Текстуры течения в интрузивных горных породах.

Кристаллы полевых шпатов и других минералов располага-

ются по движению расплава.

разного минерального состава. Вокруг них окружающие (вмещающие их) минералы

обычно сильно изменены, замещены различными продуктами из-за воздействия на них

химически активных летучих компонентов остаточного расплава.

Итак, в процессе кристаллизации магм можно выделить раннемагматический, глав-

ный и позднемагматический этапы, каждый из которых характеризуется своими осо-

бенностями образования минералов и их ассоциациями. В ранний этап могут форми-

роваться хромовые, платиновые руды в ультраосновных горных породах. В главный

этап образуются сами горные породы, они тоже могут иметь практическую ценность.

Во-первых, сами магматические горные породы часто используются как строительный

камень. Во-вторых, отдельные главные минералы в них являются объектом промы-

шленной разработки, например нефелин как руда на алюминий. В позднемагмати-

ческий этап образуются разные руды — хромовые, титановые, танталовые, оловянные

и др. К позднемагматическим относятся и медно-никелевые руды в платформенных

массивах оливинитов, перидотитов и габбро, эти руды формируются здесь в результате

особого процесса—ликвации магмы (см. с. 160).

Необходимо указать на еще один процесс, иногда широко проявляющийся в маг-

матических горных породах, а именно—на интенсивное их преобразование под дей-

ствием межзеренных водных растворов—последних конденсатов застывающего рас-

плава. Эти процессы особенно часто проявлены в ультраосновных горных породах,

они выражаются в замещении собственно магматического минерала оливина (сили-

ката магния) серпентином и тальком (гидросиликатами магния). В сущности, проис-

ходит метасоматический процесс изменения остаточными гидротермальными раство-

рами ранних минералов—эти явления называются автометасоматическими, "авто"

отражает тот факт, что растворы родились в ходе формирования самой горной по-

роды, подвергающейся метасоматозу.

ПЕГМАТИТЫ

Пегматитами обычно называют жилы крупно- или гигантозернистого строения, сло-

женные теми же минералами, что и горные породы, с которыми пегматиты связаны по

своему происхождению. В природе наиболее распространены гранитные пегматиты,

они состоят из полевых шпатов (микроклина, ортоклаза, плагиоклазов), кварца, в

качестве второстепенного минерала обычны слюды (мусковит и биотит), т.е. по ва-

ловому минеральному составу эти пегматиты соответствуют гранитам. Значительно

105

менее распространены сиенит-пегматиты, нефелин-сиенитовые пегматиты, ийолит-

пегматиты, габбро-пегматиты.

Образование пегматитов тесно связано

магматическими процессами,

но все они

несут

на

себе явственные следы интенсивных постмагматических преобразований.

Со-

отношение

роль этих процессов при образовании пегматитов трактуются по-разному.

Гранитные пегматиты встреча-

ются среди гранитов

других гор-

ных пород

виде

жил

(рис.

80) и

линз размером

от 0,5 до 20 м по

мощности

и от

10 до 300

м в

длину.

В качестве самого простого опре-

деления можно было

бы

сказать,

что пегматиты — это жилы круп-

но-

или

гигантозернистых грани-

тов.

Но это

определение непол-

ное,

так как состав пегматитов бо-

лее сложен,

а в

пределах

жил

встречаются средне-

мелкозер-

нистые агрегаты минералов

(рис.

81). В

этом определении

не

отражено происхождение пегма-

титов. Поэтому охарактеризуем более подробно особенности минерального состава

и строения пегматитовых жил.

Рис.

80.

Пегматитовые жилы разного возраста

(Гордиенко,

1996).

Рис.

81.

Форма

вну-

треннее

строение пегма-

жил

гольца

^f^J^^^^xt-"

^v* Оленьего, Забайкалье

*'-4!^A^**?i*4*'» (Иванов,

1985).

i*^**^*

1—метаморфические

&-\t

*"i,V

горные породы; 2— гра-

ниты;

S—кристаллыпо-

-*-_*-*

левого шпата чистые;

4 —

кристаллы

полевого

шпата с

вростками

квар-

^T^i**

V*V*-Да типа еврейского кам-

* "

*"*\*

ня

—

выделения

квар-

ца

(а—дымчатого,

6—

молочного);

6—кристал-

лы

биотита (а)

муско-

вита

(б).

106

Главными минералами гранитных пегматитов являются полевые шпаты, слагаю-

щие

от 50 до 70%

объема пегматитовых

жил, и

кварц,

на

долю которого приходится

от

20 до 40%

объема

жил.

Обычными второстепенными минералами являются слюды

(мусковит

биотит).

Для

промышленных целей важно,

что в

пегматитах встреча-

ются минералы-концентраторы бора, фосфора, урана, редких земель, тория, лития,

бериллия, цезия, тантала

других редких химических элементов.

Рис.

82.

Графические срастания кварца

микроклина.

Боковые поверхности кварца несут индукционную

штриховку

(она

трактуется

как

результат совместного

роста этих двух минералов).

Рис.

83.

Кварц

из

письменного гранита.

Поверхность кварца покрыта индукционной штри-

ховкой.

Характерно,

что в

гранитных пегматитах микроклин, ортоклаз

кварц нередко

образуют друг

другом особые срастания

—

это пластинчатые, веретенообразные,

клиновидные

изгибающиеся вростки кварца

едином блоке микроклина

(рис. 82).

Внешне

они

иногда напоминают древние письмена, поэтому весь сросток называется

графическим срастанием,

или

письменным гранитом

(рис. 83), или

еврейским

(по

форме "букв") камнем. Узор срастаний полностью подобен

тем,

которые образуются

в металлургических процессах

при

одновременной (эвтектической) кристаллизации

двух металлов

из их

совместного расплава.

По

представлениям

А. Е.

Ферсмана,

ми-

кроклин (ортоклаз)

кварц

таких срастаниях также образовались

при их

одновре-

менной кристаллизации

из

магмы.

По

физико-химическим диаграммам температура

кристаллизации оценена

990±20°С. Такие срастания столь характерны

для

пегмати-

тов,

что

именно

по ним эти

горные породы получили свое название: термин "пегматит"

(от греч.

pegma (pegmatos)

—крепкая связь) впервые

был

предложен

в 1822 г. Р.

Гаюи

для обозначения графических срастаний ортоклаза

кварца.

Пегматиты,

как

отмечалось, являются разнозернистыми горными породами

и в

раз-

ных участках своих

жил

имеют разный состав. Наиболее крупные выделения мине-

ралов характерны

для

внутренних

зон

блокового строения. Здесь кристаллы (блоки)

полевых шпатов могут достигать размеров

до 1, 5 х 3 м, в

таких зонах обнаружены

ги-

гантские пластины слюды (мусковита) площадью

до 2,5 м

кристаллы берилла массой

до

15 т,

кристаллы сподумена более

12 м в

длину.

107

Пегматиты образуются на глубине, возможно, около 6-8 км. Происхождение их

спорно. По представлениям А.Е.Ферсмана, они являются продуктами кристаллиза-

ции остаточных порций застывающего гранитного расплава, отжатого из магматиче-

ского очага в трещины в окружающих его горных породах. Этот расплав, как послед-

няя часть кристаллизующейся магмы, относительно обогащен легколетучими (НгО,

HF,

НС1, В

0з, СО2 и др.) и другими компонентами (Li, Be, Та, Nb, Cs и др.). Его

кристаллизация начинается при 900

—

800°С Главные минералы (полевые шпаты,

кварц) образуются при температурах 800

—

600°С в позднемагматический этап, после

чего минералы кристаллизуются из газовых, газово-жидких и жидких растворов.

Иные представления предложены А. Н. Заварицким и развиты и дополнены В. Д. Ни-

китиным и С.А.Руденко. Они основаны на очевидных фактах частого беспорядоч-

ного внутреннего строения пегматитовых жил, мощного проявления в них процессов

перекристаллизации минералов, обычности образования одних минералов за счет ре-

зорбции, химического замещения других. А.Е.Ферсман полагает, что эти явления не

главные, они соответствуют позднему преобразованию пород магматического генезиса.

А согласно В. Д. Никитину, пегматиты образуются не за счет прямой магматической

кристаллизации, а как раз за счет поздней перекристаллизации жил особого мелко-

зернистого гранита (аплита), мелкозернистых полевошпатовых жил, даек гранита и

мощной их переработки под действием горячих водных растворов глубинного проис-

хождения.

Таблица 17. Характерные особенности

минерального состава гранитных пегматитов

Главные

Некоторые ми-

Специфические Полезные (раз-

минералы нералогические минералы рабатываемые)

и геохимические компоненты

типы

Кварц,

Слюдяные и ке- Мусковит, турмалин Слюда

микроклин рамические (ка- (шерл), уранинит, (мусковит),

(ортоклаз), лиево-боровые) монацит, апатит, полевые

плагиоклаз, пегматиты алланит шпаты

слюды

Кварц-берилло-

Топаз, берилл,

Пьезосырье

топазовые (фто- морион, турмалин (кварц), драго-

ро-бериллиевые) (шерл) ценные камни

пегматиты (топаз, берилл)

Альбит-сподуме- Альбит, сподумен, Ниобий, тантал,

новые (натриево- лепидолит, цезий

литиевые) пегма- турмалин (рубеллит),

титы танталит

По особенностям минерального состава выделяют несколько типов гранитных пег-

матитов (табл. 17). Наиболее важными являются керамические (и слюдяные), топазо-

берилловые и альбит-сподуменовые пегматиты. Первые разрабатываются для извле-

чения полевых шпатов (сырье для керамической промышленности) и мусковита, из

вторых добывают пьезокварц и драгоценные камни, из третьих извлекают руды ред-

ких металлов — цезия, тантала и др.

108

СКАРНОВЫЕ МЕСТОРОЖДЕНИЯ

Скарновые месторождения, или скарны, образуются в зонах контакта гранитов с

мраморами. Они залегают либо в виде полиминеральных реакционных контактовых

кайм разной мощности (от

— 2 см до сотен метров), либо в виде бесформенных за-

лежей и жил, вблизи контакта в граните или в мраморе (рис. 84). Скарны состоят

из специфических минералов — сили-

катов Са, Mg, А1 (гранатов, пирок-

сенов, везувиана, эпидота, волласто-

нита) и сложного алюмосиликата Na

и Са (скаполита) (табл. 18). Скарны

являются метасоматическими поро-

дами. Они образуются на глубине

около 3 — 7 км под действием горя-

чих гидротермальных растворов.

Эти растворы поднимаются вдоль

контакта из глубинных частей еще

кристаллизующегося очага гранит-

ной магмы.

Большой вклад в формирование

представлений о генезисе скарнов

сделали А. Н. Заварицкий, П. П.Пи-

липенко, Н. Ф. Шахов, Н. А. Смолья-

нинов. Важнейшее значение имеют

работы С.М.Курбатова и Д.С.Кор-

жинского. С.М.Курбатов, изучая

скарновые месторождения Хакассии,

показал, что в них минералы-сили-

каты образуются за счет вещества

гранитов и известняков в ходе по-

следовательных метасоматических реакций замещения одних минералов другими.

Д. С.Коржинский является создателем современной теории скарнообразования. Он

назвал этот процесс биметасоматическим и показал, что реакции идут прежде всего

за счет встречной диффузии вещества, извлекаемого растворами из гранитов и мрамо-

ров (две породы, два начала, отсюда—биметасоматоз). Кальций и магний берутся из

мраморов, кремний, алюминий, натрий — из гранитов, они и входят в состав собственно

скарновых минералов. Кроме того, Д.С.Коржинский ввел понятие о контактово-

инфильтрапионных скарнах, они залегают в виде жил. Их образование Д.С.Кор-

жинский объяснял так: "Предположим, что контакт пород, например известняка и

кварцита, пересечен трещиной, по которой поднимается поток послемагматических

растворов... Если обе породы достаточно прогреты под воздействием магматического

тела, то прошедшие через пласт кварцита растворы при вступлении в известняк на-

чнут его замещать скарновыми минералами. В этом замещении будут участвовать

не только кремнезем и другие компоненты, заимствованные из нижележащего пла-

ста кварцита, но и более подвижные компоненты, внесенные из магматического тела,

например магний, железо и пр.".

Скарны часто имеют большое промышленное значение как вместилище руд же-

леза, олова, свинца, цинка, меди, бериллия, минералов бора, слюды-флогопита и дру-

гих полезных ископаемых. В этом отношении любопытно само рождение термина

"скарн" —это слово шведских горняков старых времен, обозначавшее "дрянь, пустая

руда": скарн выбрасывали, а извлекали железную руду.

109

Таблица

18.

Главные минералы

карповых месторождений

Группы минералов

Минералы

Формулы

Собственно скарновые

Пироксены:

диопсид

CaMg(Si

)

геденбергит

CaFe(Si

)

Гранаты:

гроссуляр

Ca3Al

(Si0

андрадит

Fe2(Si0

Эпидот

(Al

Fe)(Si04)(Si207)0(OH)

Везувиан

(Si0

)

(Si

)

(0H)

Волластонит

(Si

)

Скаполиты

(Ca,

Na)

(Al,

Si)

(Si

)

(C1, S0

)

Шпинель

MgAl

Кальцит

CaC0

Кварц

Si0

Рудные минералы Касситерит

Sn0

Магнетит

FeFe

Молибденит

MoS

Халькопирит

CuFeS

Пирит

FeS

Арсенопирит

Fe(AsS)

Галенит

PbS

Сфалерит

(Zn,Fe)S

Пирротин

FeS

(прибл.)

Нерудное минеральное сырье

Датолит

Ca(BSi0

)(OH)

Ланбурит

Ca(B

)

Флогопит

KMg

(AlSi3O

)(OH)

Метасоматический способ образования скарнов, сложность химических процессов

и многостадийность этого явления обусловливают неправильную форму скарновых

залежей

неравномерность

их

внутреннего строения.

разных учебниках

науч-

ных работах

их

нередко относят

разным генетическим типам месторождений.

действительно, если судить

по их

геологической позиции —это контактовые

или ме-

таморфогенные,

по

механизму разрастания—это метасоматические,

а по

природе рас-

творов—гидротермальные месторождения.

ГИДРОТЕРМАЛЬНЫЕ МЕСТОРОЖДЕНИЯ

Гидротермальные месторождения образуются

при

отложении минералов

из

суще-

ственно водных

или

углекисло-водных растворов. Максимальные глубины формиро-

вания этих месторождений составляют 4,5 — 5

км,

минимальные-—отвечают поверх-

ностным условиям.

Морфология месторождений различна

зависит

от

характера трещиноватости

по-

ристости горных пород. Минералы могут заполнять открытые трещины, образуя четко

очерченные жилы разного состава

различного внутреннего строения

(рис.

85, а).

Их

так и

называют

—

жилы заполнения

(или

секреционные жилы). Если гидротер-

мальные растворы двигались

по

тончайшим трещинам, отложение минералов

из них

могло идти только

за

счет постепенной резорбции (разъедания), замещения окружа-

ющих горных масс. Такое замещение называется метасоматозом,

сами жилы

—

метасоматическими. Обычно

они не

имеют резких границ

связаны постепенными

переходами

вмещающими

их

горными породами (рис.

85, б),

нередко

их

состав раз-

личен

разных породах (рис.

86). В

среднем мощность гидротермальных

жил

коле-

блется

от

0,1

—

0,2

до

—

4м,

по

простиранию они прослеживаются

до

700

—

800

м, в

ПО