Метасоматиы, равновесные со щелочными растворами

следующего их слияния до полных псевдоморфоз микроклина по пластинкам слюды, содержащих многочисленные пылевидные включения магнетита. В дальнейшем псевдоморфозы разрастаются и стягиваются в крупные порфиробласты, свободные от посторон­них включений. Процесс сопровождается перекристаллизацией ак­цессорных минералов и увеличением их количества.

Вдоль линейных зон катаклаза и милонитизации в микроклини-тах развивается поздняя альбитизация, в результате которой проис­ходит образование микроклин-альбитовых метасоматитов, а также сидерита, кальцита, хлорита и гематита.

Зональное строение тел микроклинитов выражено неясно, и только в зонах глубинных разломов при замещении жил катакла-зированных гранитов и пегматитов латеральная зональность прояв­лена более отчетливо.

Метасоматическая колонка образования микроклинитов по би-отитовым гнейсам, составленная по данным Б.И.Омельяненко [1978], имеет следующий вид:

0. Биотитовый гнейс: Ан (Олиг) + Ми + Кв + Би

1. Аб + Цо + Ми + Кв + Би

2. Ми + Би + Аб + Кв

3. Ми + Би + Аб

4. Ми + Би

5. Ми

3.2.3. Эгирин (рибекит)-магнетитовые метасоматиты

Эгирин (или рибекит)-магнетитовые метасоматиты образуют­ся в зонах глубинных разломов при наложении щелочного метасо­матизма на железистые кварциты и гематит-магнетитовые руды.

Главные минералы метасоматитов представлены эгирином, ще­лочными амфиболами (рибекит, рибекит-родусит, кроссит), магне­титом гематитом. Среди второстепенных и акцессорных минера­лов отмечаются кварц, альбит, сфен, апатит со значительной примесью урана, монацит, торит, эшинит и урансодержащие мине­ралы: уранинит, настуран, браннерит и малакон.

Главные минеральные ассоциации:

1) магнетит + рибекит (или другие щелочные амфиболы);

2) эгирин + магнетит + гематит.

Первая ассоциация, как правило, формируется по железистым рудам куммингтонит-гематит-магнетитового состава, а вторая - по

Часть V. Петрография и петрология метасоматических горных пород______

гематит-магнетитовым прослоям и железистым кварцитам. Наибо­лее слабо процесс метасоматического замещения проявлен в бес­кварцевых рудных прослоях. Однако на контакте железистых руд с биотитовыми сланцами за счет обоих типов исходных пород раз­вивается минеральная ассоциация: альбит + карбонат (рибекит) + эгирин + магнетит, которая позволяет предположить, что в услови­ях высокой щелочности растворов и, видимо, большего парциаль­ного давления СО₂ в газовой фазе SiO₂ и FeO приобретают подвиж­ность и могут мигрировать из алюмосиликатных прослоев в рудные, и наоборот. Кроме того, кремнезем частично привносится гидро­термальными растворами.

Образование большей части акцессорных минералов, в том чис­ле урановых, связано с поздней стадией низкотемпературной кар-бонатизации, когда щелочные силикаты замещаются магнезиаль-но-железистыми карбонатами, а затем доломитом. В это же время образуются флогопит и гидрослюды.

Метасоматическая колонка эгирин (рибекит)- магнетитовых метасоматитов имеет следующий вид:

0. Железистый кварцит

1.Риб + Мт + Ка

2. Риб + Мт

3. Эг + Мт

3.2.4. Эгирин-флюоритовые метасоматиты

Эгирин-флюоритовые метасоматиты, впервые описанные А.И.Тугариновым (1963 г.), образуются по доломитам, кремнис­тым доломитам и карбонатным сланцам. Главными минералами являются флюорит и эгирин. Количество эгирина в кремнистых доломитах заметно увеличивается, а в карбонатных сланцах допол­нительно появляется натриевый амфибол. Для всех разновиднос­тей метасоматитов характерны гематит или пирит. Среди второ­степенных и акцессорных минералов отмечены барит, бастнезит (Ce,La,Dy)FCO₃ и эшинит (Y,Ca,U,Th)(Nb,Ta,Ti)₂O₆.

Интересно отметить, что большая часть натрия не фиксирует­ся в карбонатных породах и выносится растворами, в то время, как фтор полностью осаждается кальцием доломитов в виде флюорита-

СаСО₃ + 2NaF = CaF₂ + Na₂CO₃.

кальцит раствор флюорит раствор

3. Метасоматиы, равновесные со щелочными растворами

3.2.5. Физико-химические условия формирования метасоматитов

Согласно экспериментальным данным, альбититы образуются при Т— 550—300 °С под воздействием умереннощелочных раство­ров (рН = 7-8) (см. рис. 3.1, поле 10), в которых aNa⁺» aK⁺. На ранней ста­дии процесса растворы, возможно, со­держали значительное количество СО₂. При Т > 500 °С кристаллизуются эги-рин-авгиты и эгирин-диопсиды, а пи-роксены с большим содержанием эги-ринового компонента устойчивы лишь ниже 500-450 °С. Щелочные амфибо­лы образуются в интервале 500—300 °С, а альбит, сосуществующий с цветны­ми минералами,— при Т= 580-360 °С.

Влияние различных интенсивных параметров на состав и последова­тельность формирования минеральных ассоциаций в альбититах и альбитизи-рованных породах отражены на ри­сунках 3.2 и 3.3.

Температура образования мик-роклинитов оценивается в интер­вале от 600-650 до 450 "С, рН = 7.0-8.5. Состав растворов практически не отличается от вы­зывающих альбитизацию гидро­терм, за исключением соотноше­ния Na/K, однако и в этом случае cNa⁺ > аК⁺. В опытах Г.П.Зарай­ского и В.Н.Зырянова [1972] мик-роклинизация становилась возмож­ной при использовании раствора 0.2т • KF + 0.8т • NaF (Т= 550 °С).

3.2.6. Распространенность и рудоносность

Альбититы, микроклиниты и микроклин-альбитовые породы в зонах глубинных разломов имеют преимущественно докембрий-

Часть У. Петрография и петрология метасоматическ их горных пород-------

ский возраст Мощные зоны альбитизации прослежены, напри­мер, в фундаменте Сибирской и Восточно-Европейской платформ. Значительно реже аналогичные метасоматиты развиты в фанерозой-ских подвижных поясах (Полярный Урал). Альбититы и микро-клиниты, связанные со щелочными породами, установлены на Кольском полуострове, Урале, в Карелии, Туве и других регионах. Локальные зоны альбитизации и калишпатизации характерны для апикальных частей интрузивных тел, сложенных микроклин-аль-битовыми гранитами и лейкогранитами палеозойского и мезозой-ско-кайнозойского возраста (Забайкалье, Тува, Казахстан, Урал, Франция, Нигерия). Эгирин-магнетитовые и эгирин-флюоритовые метасоматиты описаны в Центральной Азии и других регионах.

К альбититам и альбитизированным породам приурочены ме­сторождения Nb, Та, Zr, РЗЭ, U, Th. Кроме того, с микроклин итами связаны повышенные содержания Be. Редкометальная минерали­зация формируется непосредственно в процессе полевошпатового метасоматизма, и рудные минералы входят в парагенезисы с альби­том и щелочными цветными минералами. Что касается урана, то по крайней мере часть месторождений связана с более поздними ми­неральными парагенезисами, в которые входят калиевые слюды, си­дерит, кальцит, хлорит, гематит. Эти парагенезисы либо заверша­ют формирование зон альбитизации, либо наложены на эти зоны. В последнем случае альбититы и урановые руды могут быть разде­лены во времени этапом деформаций и катаклаза.

Как уже отмечалось, по геологической позиции выделяются три типа полевошпатовых метасоматитов, локализованных в зонах глубинных разломов, в приконтактовых частях щелочных интрузив­ных массивов и в апикальных частях тел щелочных гранитов. Несмотря на разную геологическую позицию все эти типы метасо­матитов характеризуются близкими петрографическими и геохими­ческими особенностями, а также сходными физико-химическими условиями формирования, что подчеркивает генетическую общ­ность всех полевошпатовых метасоматитов.

Эйситы

К эйситам относятся ураноносные метасоматиты, которые об­разуются под воздействием низкотемпературных натриевых сла­бощелочных (рН = 6-7) растворов, обогащенных углекислотой.

3. Метасоматиы, равновесные со щелочными раствора

Эйситы получили название по месторождению Эйс, распо­ложенному в провинции Атабаска, Канада. В России они были впервые описаны в 1963 г. Г.А.Лисициной, Б.И.Омельяненко и П.А.Раудонисом как низкотемпературные кварц-альбитовые гид­ротермально-измененные породы.

Типоморфными минералами эйситов являются альбит, хлорит, кальцит и гематит.

Исходные породы. Эйситы образуются по гнейсам, гранито-гнейсам, гранитам и алюмосиликатным осадочным породам, реже по габброидам и карбонатному протолиту.

Условия залегания метасоматитов. Эйситы приурочены к зонам разломов и возникают на поздних стадиях развития складчатых по­ясов или при тектоно-магматической активизации древних плат­форм. Прямой связи эйситов с магматизмом не установлено. Эйси­ты слагают жилы, пластообразные и линзообразные тела, массивы неправильной формы. Ширина ореолов изменения, как правило, не превышает первых метров, но при сближении трещин может достигать десятков и первых сотен метров.

Минеральный состав. Главными минералами эйситов явля­ются альбит (Аn_1-5), хлорит или гидрослюды, кальцит, анкерит и гематит, иногда апатит и кварц. Второстепенные и акцессорные минералы представлены кварцем, адуляром, серицитом, анатазом. Минеральный состав эйситов зависит от состава исходных пород и интенсивности метасоматических преобразований. Так, в эйси-тах, образованных по магматическим породам основного и сред­него составов, возрастает роль кальцита и хлорита, по глинистым и карбонатно-глинистым осадкам образуются гидрослюды, по из­вестнякам — кальцит и апатит; в метасоматитах, развитых по пе­счаникам и кварцитам, заметно увеличивается количество квар­ца.

Химический состав. Метасоматиты отличаются от исходных гнейсов и гранитов увеличением содержания Na, P, НСО₃- и умень­шением количества Si и К. Существенное обогащение отдельных зон Са, Fe⁺³ и U связано с более поздней стадией отложения рудных минералов.

Внешний облик. Эйситы имеют густую бурую или кирпично-красную окраску, обусловленную примесью тонкозернистого гема­тита, и характерное плотное сложение.

Микроструктуры лепидогранобластовая, гранобластовая, коро­нарная.

Часть У. Петрография и петрология метасоматических горных пород______

Стадийность и зональность метасоматитов. Метасоматическое преобразование гнейсов (рис. 3.4) или гранитов обычно начинает­ся с замещения биотита гидробиотитом, который обладает характер­ной густой окраской, плеохроично меняющейся от грязно-зелено­вато-бурой до черной. По сравнению с биотитом исходных пород в гидробиотите увеличивается доля закисного железа и понижает­ся содержание К. Одновременно в плагиоклазе появляется сыпь мельчайших включений гематита, иногда вместе с чешуйками се­рицита, количество которых заметно увеличивается в зонах тре-щиноватости. Дальнейшее изменение гнейсов и гранитов связано с формированием равновесной альбит-хлоритовой ассоциации. Новообразованный альбит развивается сначала в виде неполных псевдоморфоз по полевым шпатам, а в наиболее измененных уча­стках метасоматических ореолов появляется лейстовый альбит. Од­новременно становится неустойчивым гидробиотит, который заме­щается оливково-зеленым хлоритом — диабантитом; кроме того, хлорит совместно с кальцитом образует псевдоморфозы по амфи­болам и пироксенам и осаждается в пустотах и прожилках. При даль­нейшем нарастании интенсивности метасоматизма начинает разру­шаться кварц, который замещается альбитом и адуляром. Последний развивается в виде водяно-прозрачных каемок, интен­сивно корродирующих реликты кварца.

Позднее метасоматиты испытывают активный катаклаз, и в пу­стотах и трещинах брекчированных пород образуются хлорит и каль­цит поздних генераций, главная масса гематита и анкерита. Эта ста­дия, которую обычно называют рудной, завершается отложением минералов урана — настурана и коффинита, а также молибденита и пирита в виде прожилков, вкрапленности или цемента брекчий.

Метасоматическая зональность эйситов, как и большинства низкотемпературных метасоматитов, выражена неясно и устанав­ливается с большим трудом. В качестве примеров приведены мета-соматические колонки, возникшие при изменении биотитовых гнейсов, гранитов и диоритов, изученные ТА. Шановым (1986 г) и Ю.Б. Мариным (1989 г.).

0. Биотитовый плагиогнейс: Олиг + Кв + Би 1.0лиг+ Кв + ГБи

2. Аб + Кв + Хл

3. Аб + Кв
4.А6

/'ыс. 5. 4. Развитие эйситов по био-титовым плагио-гнейсам. Увел. 20 а — биотитовый плагиогнеис из зо­ны эйситизации; б — слабо эйсити-зированный биоти­товый плагиогнеис: в альбитизирован-ном плагиоклазе наблюдаются мел­кие включения ге­матита и чешуек се-рицита, биотит хлоритизирован; в — анкеритовые прожилки в эйси-тизированном пла-гиогнейсе, г — эй-сит

Часть У. Петрография и петрология метасоматических горных пород_____

Минералы рудной стадии могут быть телескопированы в любой зоне колонки. II Гранит: Кв + Олиг + Кш + Би + My

1. Кв + Аб + Кш + Сер + Хл + Ка + Гем

2. Кв + Аб + Хл + Ка + Гем

3. Кв + Аб + Ка + Гем

4. Кв + Аб + Гем

5. Аб + Гем
III

0. Диорит: Пл + Амф + Би + Мт

1. Аб + Хл + Ка + Сер + Гем

2. Аб + Хл + Ка + Гем

3. Аб + Анк + Гем

4. Аб + Гем

Иногда устанавливается вертикальная зональность эйситов. Так, в мощном ореоле изменения, вскрытом на глубину более 1 км, сни­зу вверх были выделены три зоны: альбитовая, хлорит-альбитовая и хлоритовая. Для эйситов нижней альбитовой зоны характерно широкое развитие лейстового альбита и присутствие адуляра. Ми­нералы исходных пород, включая кварц, полностью замещены, поздняя генерация хлорита встречается редко, а урановое орудене-ние отсутствует. Расположенная выше хлорит-альбитовая зона от­личается меньшей степенью изменения. Здесь сохраняются струк­турно-текстурные особенности исходных пород, а замещение реликтовых минералов происходит главным образом псевдоморф-но. В средней зоне часто встречаются жилы и прожилки, выпол­ненные хлоритом поздней генерации, настураном или кварцем и коффинитом. В верхней зоне альбитизация проявлена слабо, а главное значение приобретает хлоритизация, причем присутству­ют две генерации хлорита. Особенно широко развит поздний желе­зистый хлорит, слагающий жилы вместе с кальцитом и настураном. Описанная зональность скорее всего связана с понижением темпе­ратуры в более высоких горизонтах и обогащением гидротермальных растворов вадозными водами, что способствует уменьшению щелоч­ности растворов и выпадению рудного вещества.

Физико-химические условия формирования метасоматитов. По данным Б.И.Омельяненко, эйситы образуются при температу­рах менее 280—300 °С под воздействием существенно натриевых, обогащенных бикарбонат-ионом (НСО₃^-) растворов с высокими

3. Метасоматиы, равновесные со щелочными растворами

значениями рН (от 8 до 10). Щелочной характер растворов доказы­вается реакцией замещения кварца альбитом и адуляром.

Однако результаты экспериментов позволили Г.П.Зарайскому и др. [1984] сделать вывод о том, что при резко выраженной натрие­вой специфике растворы, вызывающие эйситизацию, имеют слабо­щелочной или нейтральный характер, рН = 6-7 (см. рис. 3.1, поле 8).

Распространенность и рудоносность. Эйситы образуются в раз­личные геологические эпохи от протерозоя до мезозоя.

С эйситами связаны крупные урановые, уран-апатитовые и уран-молибденовые месторождения. Оруденение относится к со­пряженному типу, поскольку образование главного рудного мине­рала — настурана в ассоциации с хлоритом происходит после про­цесса эйситизации. Следует отметить, что промышленное оруденение формируется только при наложении на эйситы мощных процессов катаклаза, и в подобных случаях рудоносные тектониче­ские зоны могут прослеживаться по простиранию на несколько километров при вертикальном размахе оруденения более 1 км.

Дополнительная литература

Александров И. В. Натровый метасоматизм в Криворожье // Геохимия щелочного метасоматизма. М.: Изд-во АН СССР, 1963.

Бардина Н.Ю., Попов В. С. Фениты: систематика, условия образования и роль в коровом магмообразовании // Зап. Всесоюз. Минерал, о-ва, 1994, вып. 6.

БеусАЛ., Северов Э.А., СитнинА.А., Субботин К.Д. Альбитизированные и гнейзенизированные граниты (апограниты). М.: Изд-во АН СССР, 1962.

Есъкова Е.М. Щелочные редкометальные метасоматиты Урала. М.: На­ука, 1976.

Зарайский Г.П., Зырянов В.Н. Экспериментальное исследование процес­сов щелочного метасоматизма гранитов // Очерки физико-химической петрологии. Т. 3. М.: Наука, 1972.

Зарайский Г.П., Рядчикова Е.В., Шаповалов Ю.В. Экспериментальное моделирование натриевого метасоматизма гранодиорита // Очерки физи­ко-химической петрологии. Вып. 12. М.: Наука, 1984.

Коваль П.В. Петрология и геохимия альбитизированных гранитов. Но­восибирск: Наука, 1975.

Кушев В.Г. Щелочные метасоматиты докембрия. Л.: Недра, 1972.

Омельяненко Б.И. Околорудные гидротермальные изменения пород. М.: Недра, 1978.

Сергеев А. С. Фениты комплекса ультраосновных и щелочных пород. Л.:

Изд-во ЛГУ, 1967.