metasomatism.ru

д. Натриевые метасоматиты

Наиболее широко известными образованиями данной формации являются метасоматиты Криворожского рудного пояса. Здесь метасоматоз накладывается на разнообразные слапды, железистые кварциты, доломиты. Специфические особенности вмещающих пород существенно влияют на фациальпые черты метасоматитов. С этим связаны определеппые трудности в сопоставлении метасоматитов Кривого Рога с другими формационными типами полевошпатовых метасоматитов в разломах фундамента. В этом отношении значительно больший иптерес представляет другой случай проявления натриевого метасоматоза, изученный и описанный В. И. Казанским, В. А. Крупенпиковым, Б. И. Омель-яненко, А. К. Пруссом (О структурных и петрологических условиях..., 1968), Я. Н. Белевцевым, Н. П. Гречишниковым, О. А. Крамар (1968), Я. Д. Гетманом, Р. В. Голевой (1973), Ф. И. Ракович (Минеральный состав..., 1971; Рако-вич, 1972) и други&ш исследователями. В этом случае вмещающие породы представлены гранитами, гнейсами, мигматитами, пегматитами, что позволяет всесторонне сопоставить формационные особенности натриевых метасоматитов с другими формациями. Поэтому основное внимание нами уделено характеристике апогранитоидных метасоматитов.

Натриевым метасоматитам Криворожского бассейна посвящена обширная литература. Основные данные приведены в обобщающих работах Н. А. Елисеева с соавторами (1961) и И. В. Александрова (1963). Характеристика метасоматитов дана в основном по материалам указанных исследователей.

Криворожско-Кременчугская зона расположена в среднем Приднепровье Украинского кристаллического массива. Она представляет собой раннепротерозойский протогеосинклинальный пояс, ограниченный крупными разломами. Значительную роль в строении зоны играют породы криворожской серии, протягивающиеся в виде узкой полосы северо-восточного простирания более чем на 230 км.

Криворожская серия представлена четырьмя свитами: подстилающей, нижней, средней и верхней. Натриевым метасоматозом захвачены в основном породы средней свиты. В ее составе значительная роль принадлежит породам с высоким содержанием железа: железистым кварцитам и микрокварцитам с варьирующими соотношениями мартита, гематита и магнетита, магнетит-био-тит-хлоритовым и магнетит-кумингтонитовым сланцам. Кроме того, широко развиты слюдистые сланцы, в составе которых преобладают кварц, биотит, мусковит, а также хлорит. Некоторые разновидности сланцев содержат плагиоклаз, силлиманит, гранат.

Формирование современной структуры Криворожско-Кременчугской зоны связано с двумя тектоническими фазами. Первая выражена в образовании основных субмеридиональных структур, прогрессивном метаморфизме, гранитизации с образованием гранито-гнейсов, мигматитов и гранитов. Абсолютный возраст метаморфических пород и гранитоидов определяется по данным А. П. Никольского (Елисеев и др., 1961) интервалом 1920–2080 млн. лет, а по данным А. И. Тугаринова (Александров, 1963) 1800–1900 млн. лет. Со второй фазой связано образование субширотных складок и разрывов и локальное проявление натриевого метасоматоза. Таким образом, формирование натриевых метасоматитов можно относить к заключительным стадиям тектоно-магматической активизации па границе нижнего и среднего протерозоя.

Участки развития щелочного метасоматоза в целом контролируются линейными разломами значительной протяженности. В пределах разломов метасоматиты формируются в зонах развития брекчированпых, интенсивно катаклазированных, трещиноватых и перемятых пород. Размеры и форма метасоматических тел в основном определяются тектоническими зонами. По простиранию метасоматиты непрерывно прослеживаются па протяжении сотен метров и даже первых километров при мощности от одного до нескольких десятков метров.

Количественный минеральный и химический состав натриевых метасоматитов сильно зависит от исходного состава пород. Степень метаморфизма пе отражается на составе метасоматитов. И. В. Александров (1963) предлагает разделять вмещающие породы в зависимости от содержания железа и алюминия па три группы: 1) породы, богатые алюминием и сравнительно бедные железом;

Нв ^Би Аб

Рис. 23. Изменение структуры и состава сланцев при альбитизации. а— кварп-слюдяной сланец; б—альбитнт по кварц-слюдяному сланцу. Зарисовки шлифов, ув. 30. Кв — кварц. Му — мусковит, Би — биотит, Аб — альбит, Эг — эгирин

2) породы, богатые алюминием и железом; 3) породы, богатые железом и очень бедные алюминием. Наиболее характерными разновидностями первой группы являются слюдистые сланцы, второй — кварц-магнетит-амфиболовые сланцы, третьей — амфибол-магнетитовые кварциты.

Метасоматическое изменение слюдистых сланцев. Начальная ступень метасоматического преобразования характеризуется появлением единичных бластических зерен альбита. Наименее устойчив кварц, который по мере развития процесса полностью замещается альбитом. В результате образуются хлорит-мусковит-альбитовые, мусковит-альбитовые и биотит-мусковит-альбитовые метасоматиты с реликтами кварца. Следующая ступень метасоматического преобразования — замещение биотита и кварца альбитом, щелочным амфиболом и гематитом. Последний обусловливает красноватые тона окраски метасоматитов. Замещения мусковита альбитом и, наконец, щелочного амфибола эгирином представляют последующие ступени метасоматического преобразования. Наиболее вероятна следующая метасоматическая колонка по слюдистым сланцам:

кварц, биотит, мусковит —v альбит, биотит, мусковит —альбит, рибекит, мусковит —альбит, эгирин.

Относительная устойчивость кварца и мусковита целиком зависит от соотношения алюминия, и кремния в породах. Бри соотношении атомных количеств кремния к алюминию менее трех устойчивой во внешних зонах будет ассоциация альбита и мусковита; более трех — ассоциация альбита и кварца. В целом альбититы чрезвычайно неоднородны по составу, с чем связана их полосчатость (рис. 23). С одной стороны, она является в значительной мере отражением полосчатости сланцев, которые обычно состоят из чередующихся прослоев существенно кварцевого, слюдяного и кварц-слюдяпого состава. С другой стороны, полосчатость связана с различной интенсивностью метасоматического преобразования пород. В ряде случаев отмечаются пятнистые и брекчиевидные текстуры метасоматитов, связанные с неравномерным распределением минералов в исходных сланцах или наложением метасоматоза на брекчированные и катаклазированные сланцы.

Количественные соотношения минералов в альбититах зависят как от состава самих замещаемых пород, так и от состава соседних участков. И. В. Александров (1963), в частности, отмечает, что вдоль контактов с железистым горизонтом метасоматическое преобразование сопровождается привно-сом железа. В результате содержание рибекита и эгирина в альбититах значительно возрастает по сравнению с участками, удаленными от железистого горизонта. В данном случае можно говорить о перераспределении железа в процессе метасоматического преобразования. В случае контакта существенно кремнистых и слюдистых прослоев происходит перераспределение глинозема и кремнезема и в конечном счете образуются мономинеральные альбититы. Во всех случаях содержание натрия возрастает, а калия понижается. В целом метасоматическое преобразование слюдяных сланцев приводит к формированию существенно альбитовых пород с подчиненным значением рибекита и эгирина.

Преобразование кварц-магнетит-амфиболовых сланцев. В состав сланцев входят куммингтонит-грюнерит, магнетит, кварц, биотит, иногда хлорит и сидерит. В процессе метасоматического преобразования пород происходило интенсивное ощелачивание куммингтонит-грюнерита, замещение кварца и биотита щелочным амфиболом, мартитизация магнетита. Щелочной амфибол в основном представлен родуситом, реже рибекитом. Эгирин в метасоматитах этого вида отмечается в незначительном количестве. Метасоматическое преобразование хлоритовых сланцев в основном приводит к образованию существенно рибекитовых (точнее щелочно-амфиболовых) пород.

Преобразование амфибол-магнетитовых кварцитов. В состав кварцитов кроме кварца и магнетита входят куммингтонит-грюнерит, биотит, редко микроклин и плагиоклаз. Метасоматическое преобразование проявляется в подщелачивании куммингтонит-грюнерита. При этом минерал приобретает синеватую окраску, а по краям и вдоль трещинок замещается волокпистым щелочпым амфиболом. При дальнейшем развитии процесса происходит полное замещение куммингтонит-грюнерита щелочным амфиболом. Параллельно за счет кварца и магнетита развивается эгирин. Конечными продуктами процесса являются магнетит-рибекит-эгириповые и маг-нетит-эгириновые породы. Кварц при этом замещается полностью, а магнетит сохраняется в виде корродированных зерен. В процессе метасоматоза происходит вынос кремния, привнос натрия, увеличение содержания окисного железа за счет закисного без заметного изменения общего количества.

В зависимости от исходного состава пород и интенсивности метасоматического преобразования в процессе натриевого метасоматоза формируются различные по составу метасоматиты, известные под названием щелочно-амфиболовых сланцев, альбититов, рибекит-эгириновых сланцев, эгириновых аль-бититов, эгиринитов, эгирин-магнетитовых сланцев и т. д. Химизм процесса несомненно свидетельствует о щелочном характере растворов. Во всех случаях типичпы неустойчивость кварца, вынос кремния, привнос натрия, окисление железа. Глинозем, железо и, по-видимому, магний не привносятся и не выносятся раствором, а испытывают локальное перераспределение.

С натриевым метасоматозом четко сопряжена карбонатизация пород. Последняя наиболее интенсивно проявляется в участках брекчирования и ката-клава. В этих случаях обломки альбититов и эгиринитов цементируются и замещаются карбонатом. Карбонаты (доломит, анкерит, кальцит) метасоматически замещали щелочные амфиболы, эгирин, в меньшей стенени альбит. При этом имела место собирательная перекристаллизация эгирина и щелочного амфибола с образованием более крупных кристаллов. С карбонатизацией тесно связано образование мелкокристаллического флогопита, гидрослюды, волокнистого щелочного амфибола — крокидолита, мартитизация магнетита. Натриевый метасоматоз и карбопатизация оказывают существенное влияние на состав железных руд. Вместе с тем важно подчеркнуть, что привнос железа в руды не происходил, а если и им?л место незначительный привнос или перераспределение железа внутри участка, то это не являлось главной особенностью процесса (Александров, 1963).

По-видимому, к сопряженным процессам следует относить также окварцевание, проявленное по сравнению с карбонатизацией еще более локально. Отмечается преимущественное наложение окварцевания на альбититы и альби-тизированные сланцы. При этом в условиях диффузионного метасоматоза происходила собирательная перекристаллизация альбита с образованием крупных идиоморфных зерен. Интенсивное окварцевание обусловливало формирование существенно кварцевых пород с примесью слюды. В целом масштабы проявления карбонатизации и окварцевания по сравпению с натриевым метасоматозом незначительны.

Анализ реакций равнообъемного замещения альбитита карбонатом показывает, что их протеканию благоприятствует возрастание щелочности растворов. Реакции окварцевания явно носят кислотный характер. Вероятно, эволюция гидротермально-метасоматического процесса обусловлена возрастанием щелочности растворов, а затем понижением их температуры и возрастанием кислотности. Анализ экспериментальных данных по моделированию натриевых метасоматитов, проведенный И. В. Александровым (1963), дает основание предполагать, что формирование натриевых метасоматитов происходило при температуре 450° С, давлении порядка 500–1500 кгс/см²; растворы характеризовались содовым составом с концентрацией Na₂CO_s порядка 0,25–1,5 N.

Рудоносиости метасоматитов Кривого Рога в опубликованной литературе уделено мало внимания. Как подчеркивают все исследователи, железные руды имеют метаморфическое происхождение и непосредственно не связаны с натриевым метасоматозом. Из нерудных полезных ископаемых упоминаются месторождения крокйдолит-асбеста.

Вместе с тем в ряде публикаций описываются ураноносные натриевые метасоматиты по железистым породам без указания районов их распространения. Наиболее представительные данные приведены в работах А. И. Ту-гарипова (1963), Р. П. Петрова с соавторами (1969), В. Г. Кушева (1972).

В. Г. Кушев указывает, что оруденение прослеживается в интервале глубин до 1000 м, а ивогда и более. Чаще всего месторождения следует рассматривать как комплексные, так как в пределах одного рудного поля можно наблюдать апатит-малакоповые, карбонат-гематит-магнетитовые с уранинитом, сульфидно-настурановые и редкоземельно-урановые руды.

Оруденение явно накладывается на натриевые метасоматиты, тяготея к зонам постальбититового катаклаза. По времени рудоотложение, вероятно, синхронно с карбонатизацией. "Ураноносные альбититы составляют лишь часть тел патриевых метасоматитов, их контуры определяются границами зон поздней трещиноватости.

В качестве иллюстрации соо тношения метасоматитов и руд в железистых породах рассмотрим месторождение, описанное

А. И. Тугариновым (1963). Залежи метасоматитов располагаются в ядре синклинальной складки, сложенной биотитовыми, амфибол-биотитовыми, гранат-амфиболо-выми сланцами, перемежающимися с маг-нетитовыми и амфибол-магнетито выми кварцитами и перекрытыми кварцит-до-ломитовыми и графитовыми сланцами (рис. 24). Устанавливается строгая пере-емственность: альбититы развиваются по слюдисто-кварцевым сланцам, щелочно-амфибол-магнетитовые породы — по кум-мингтонитовым сланцам, эгириниты — по железистым кварцитам. Степень метасоматического преобразования пропорциональна тектонической проработке исходных пород. Интервал щелочного метасоматоза по вертикали превышает 1,5 км.

Железистые породы на месторождении замещены магнетитовыми метасома-титами и эгиринитами. Урановое орудене-ние тяготеет к контакту эгиринитов и аль-бититов. Оно представлено следующей минеральной ассоциацией: волокнистый щелочной амфибол (крокидолит), гидробиотит, доломит, гематит, альбит, уранинит или коффинит. Спорадически распространены скопления апатита, малакона, сфена и браннерита. А. И. Тугаринов (1963) подчеркивает значительное увеличение в рудах доломита на более глубоких горизонтах.

h ~\*

1+ +\е

II 1_| 7 |х х|8

ГЫ’

1\М ю

\~*\11 |- -| 12

1^ И

Рис. 24. Схематический разрез месторождения урана в железистых породах.

По А. И. Тугаринову (1963).

Урановые руды в альбититах на верхних горизонтах по существу представляют передовые участки карбонатных метасоматитов, развивающихся ниже. На нижних горизонтах доломитизация алюмосиликатов обусловила появление уранинит-магнетит-карбонатных, либо уранинит-ге-матит-карбонатных руд. С натриевым метасоматозом связаны незначительные концентрации урана, которые в основном как сфен, апатит, браннерит. Основная

поглощаются такими минералами,

масса оруденения связана с более поздним натриево-карбонатным метасоматозом, который проявился очень локально на фоне обширного развития ранних натриевых метасоматитов. Очевидно, ассоциацию доломит — гематит — гидробиотит — уранинит следует рассматривать как сопряженную с натриевым метасоматозом. Что касается позднего эгирина, упоминаемого

A. И. Тугариновым, то его, видимо, следует рассматривать как результат избирательной перекристаллизации, происходящей на фоне замещения эги-рина доломитом. Возраст урановых залежей был определен в 1860 млн. лет, что позволяет относить рудообразование к границе нижнего и среднего протерозоя.

Много общих черт с вышеописанным имеет месторождение, упомянутое

B. Г. Кушевым (1972). Зона щелочного метасоматоза расположена в моноклинальной толще пород формации железистых кварцитов, контактирующих по разломам с гранитоидами. В основании разреза залегают метаморфизованные аркозовые песчаники и мелкогалечные конгломераты, выше следуют амфибол-магнетитовые и магнетитовые кварциты, перемежающиеся с гранат-амфиболо-выми сланцами. За счет глиноземистых сланцев образуются альбититы, а по существенно железистым породам — рибекит-эгириновые и альбит-рибекит-эгириновые породы.

В отличие от разобранного выше примера, здесь щелочному метасоматозу подверглись породы, метаморфизованные в условиях не амфиболитовой, а гра-нулитовой фации. Тем не менее характер метасоматоза совершенно тождествен. Месторождение представлено залежами малаконовых, апатит-малаконовых и апатитовых урановых руд. Четко устанавливается приуроченность урановорудного процесса к поздним стадиям щелочного метасоматоза, по времени совпадающего с выделением карбонатов. В районе месторождения и во всех других случаях не выявлены гранитоиды, с которыми можно было бы связать натриевый метасоматоз.

Следует подчеркнуть следующие особенности натриевых метасоматитов в железистых породах:

а) установлена четкая зависимость состава метасоматитов от состава вмещающих пород, альбититы — по породам, богатым глиноземом, эгири-ниты — по железистым кварцитам; по породам, богатым глиноземом и магнием, возникают рибекитовые метасоматиты с переменным количеством альбита и эгирина;

б) горизонтальная метасоматическая зональность проявлена очень нечетко из-за крайне неоднородного состава вмещающих пород;

в) с натриевым метасоматозом сопряжены карбонатизация, урановое рудообразование и окварцевание;

г) геохимическая специализация натриевых метасоматитов выражается в повышении содержания фосфора, циркона, редких земель, тория. Для метасоматитов характерна отчетливая металлогеническая специализация на уран;

д) отмечаются значительные масштабы развития метасоматоза в зависимости от степени метаморфизма вмещающих пород, отсутствие непосредственной связи с магматическими образованиями; контроль натриевых метасоматитов зонами доальбититового, а карбонатных метасоматитов — послеальбититового катаклаза и брекчирования; ограниченные масштабы проявления карбонатного метасоматоза и оруденения по сравнению с натриевым метасоматозом;

е) своеобразные фациальные особенности химизму и минеральному составу метасоматитов придает обогащенность вмещающих пород железом, с чем связано высокое содержание в метасоматитах эгирина, щелочного амфибола, окислов железа. Основные особенности химизма натриевого метасоматоза выражаются в привносе натрия, выносе кремнекислоты, инертности алюминия, железа и, возможно, магния.

Натриевые метасоматиты в гранитоидах и гней-со-мигматитовых толщах. В настоящее время известно много примеров проявления натриевого метасоматоза среди пород граыитоидного состава. Однако достаточно освещены в литературе лишь те, с которыми связана промышленная урановая минерализация. Обширная литература и личные материалы автора позволяют дать достаточно полную характеристику ураноносных натриевых метасоматитов.

Участки развития ураноносных натриевых метасоматитов контролируются крупной длительно развивающейся зоной разломов. Эта зона имеет близмери-диональное простирание и располагается вдоль контакта гнейсовой толщи с крупным гранитным плутоном нижнепротерозойского возраста. Формирование тектонической зоны связано с процессами активизации эпиархейской платформы на границе нижнего и среднего протерозоя (1900–2000 млн. лет). На ранних стадиях активизации широко развиты процессы гранитизации, с образованием мигматитов и гранитов. Гранитные расплавы частично кристаллизовались непосредственно в участках их формирования, частично внедрялись во вмещающие гнейсы в виде инъекций, с образованием многочисленных жилообразных и линзообразных тел, залегание которых согласно с элементами кристаллизационной сланцеватости гнейсов. Данная стадия завершилась образованием пегматитовых жил.

Для более поздней стадии активизации характерны тектонические движения по разломам, сопровождавшиеся дислокационным метаморфизмом в условиях альмандин-амфиболитовой фации. При этом были сформированы кварц-микроклин-олигоклаз-биотитовые бластомилониты и бластокатаклазиты. Четкое наложение бластомилонитов на граниты и пегматиты свидетельствует’об их образовании после завершения гранитизации.

С еще более поздней стадией связано образование милонитов и катаклази-тов. Типичная минеральная ассоциация катаклазитов — кварц — альбит — эпидот — калишпат — гематит, которая указывает на их образование в условиях зеленосланцевой фации. Для катаклазитов и милонитов характерна остроугольная форма обломков, указывающая на их формирование в условиях хрупких деформаций, без заметной перекристаллизации раздробленных минералов. В этом отношении они принципиально отличаются от бластомилонитов — бластокатаклазитов, для которых характерны бластовые структуры и очково-струйчатые текстуры.

Кроме основного бластомилонитового шва развивается серия более тонких швов, располагающихся параллельно или под некоторым углом к основному (рис. 25). Отдельные участки бластомилонитов затронуты более поздним катаклазом и милонитизацией. В этих случаях линзовидные зерна минералов и струйчатые агрегаты кварца дробятся и дезориентируются с образованием кластических структур. Катаклазом захватываются как бластомилониты, так и вмещающие породы. При этом мощности зоп катаклаза изменяются от первых метров до десятков и сотен метров.

Натриевый метасоматоз отчетливо накладывается на катаклазированные и милонитизированные породы, знаменуя собой следующую стадию процесса активизации. Местами он проявляется в пределах мощных зоп катаклаза, захватывая их целиком или отдельные их участки, местами отмечается в относительно маломощных зонах. В этих случаях метасоматоз распространяется и на участки, не затронутые катаклазом. Встречаются также протяженные и достаточно мощные зоны катаклаза, в которых полностью отсутствуют проявления натриевого метасоматоза. Все это указывает на отсутствие прямой пропорциональности между интенсивностью и масштабами развития катаклаза и натриевого метасоматоза. Можно утверждать, что зоны катаклаза являются

Рис. 25. Схема геологического строения месторождения в альбититах" Блок-диаграмма 1 — гнейсы; г — граниты; з — пегматиты; 4 — бластомилонитовые и милонитовые швы; 5 — зоны катаклазитов; в — рудоносные натриевые метасоматиты

необходимым, но недостаточным условием проявления натриевого метасоматоза.

Основная масса оруденения формируется после образования натриевых метасоматитов, причем наиболее богатая минерализация приурочена к зонам катаклаза, наложенным на альбититы. Четкая пространственная приуроченность уранового оруденения к внутренним наиболее интенсивно преобразованным зонам натриевых метасоматитов не оставляет сомнения в сопряженности уранового оруденения с натриевым метасоматозом. Рудоотложение во времени совпадает с карбонатной стадией, представленной кальцитом, гематитом и гидробиотитом (или хлоритом). Очевидно, натриевый метасоматоз, карбонатная стадия и оруденение характеризуют наиболее позднюю регрессивную стадию процесса активизации. Последующие тектонические движения были незначительны, они не оказали заметного влияния на состав и структуру метасоматитов, а также на морфологию рудных тел.

Среди кристаллических пород фундамента преобладают кварц-поле-вошнат-биотитовые, кварц-нлагио-клаз-роговообманковые гнейсы и граниты, подчиненное значение имеют мигматиты, кристаллические сланцы и пегматиты. Парагенезисы гнейсов и переслаивающихся с ними кристаллических сланцев отвечают нижней границе альмандин-амфиболито-вой фации метаморфизма.

Мигматиты характеризуются весьма сложным чередованием гранитного материала и гнейсового субстрата. Переход мигматитов в граниты или гнейсы обычно осуществляется путем постепенного увеличения или уменьшения количества гра-Рис. 26. Гранит гнейсовидный. Зарисовка питного материала. Преобладают шлифа, ув. 30. послойные, линзовые и очковые миг-

Мк — микроклип, ш — плагиоклаз. Би — биотит, матиты, подчиненное значение имеют

полосчатые и теневые. В гнейсовом субстрате мигматитов обычно повышено содержание микроклипа, который метасоматически замещает плагиоклаз и частично биотит.

Граниты представлены типичными гнейсовыми структурными фациями, в связи с чем их правильнее называть гранито-гнейсами. Гнейсовидность гранитов согласна с полосчатостью гнейсов и мигматитов и обусловлена субпарал-лельной ориентировкой полевых шпатов, чешуек биотита и более мелкозернистых полосок (рис. 26).

Пегматиты по составу близки к гранитам, но отличаются от них более крупными размерами зерен (0,5–5 см) и более светлой окраской. Они встречаются в виде самостоятельных секущих тел или неправильной формы участков на контактах гранитов с гнейсами. В таких участках переход гранитов в гнейсы происходит на расстоянии 10–20 см путем постепенного увеличения размеров зерен минералов. У наиболее распространенных секущих тел пегматитов устанавливается четкий интрузивный контакт с гранитами, с зопой закалки в виде аплитовидного материала. Пегматиты имеют очень неоднородные размеры минеральных зерен, а также отличаются распределением биотита. Последний местами образует крупные скопления, а местами отсутствует. Соотношение микроклина и плагиоклаза в пегматитах примерно то же, что и в гранитах, содержание биотита меньше, а кварца несколько выше. Как правило, пегматиты располагаются согласно со сланцеватостью гнейсов. Но в них ориентированные структуры выражены значительно слабее. Количество пегматитовых жил измеряется сотнями и в совокупности они образуют пояс шириной около 1 км, рассекающий граниты и гнейсы.

Судя по геологическим наблюдениям и минеральным парагенезисам, образование кристаллических пород фундамента происходило в условиях прогрессивного метаморфизма. Его внешний фронт отвечал амфиболитовой, а внутренний — гранулитовой фации. Во внутренней зоне имели место перекристаллизация основных кристаллических сланцев и плавление гнейсов с образованием ипъекционных мигматитов и секущих тел гранатов. Пегматиты

частично возникли в результате авто-метасоматической переработки гранитов, а основная масса внедрилась в виде остаточных расплавов.

Одной из характерных особенностей натриевых метасоматитов является унаследование текстурноструктурных особенностей исходных пород.

Апогнейсовые метасоматиты обладают мелкозернистым строением (размер зерен менее 1 мм), относительно высоким содержанием цветных минералов, в общем соответствующем содержанию биотита в гнейсах. Очень часто в апогнейсовых метасоматитах сохраняется характерный для гнейсов текстурный узор, выражающийся в наличии полос, Рис. 27. Гранит катаклазированный. Зари-обогащенных темпоцветными минера- совка шлифа, николи скрещены,! ув. 30. лами. Окраска апогнейсовых метасо- кв—кварц, ао—альбит, мк—микроклин

матитов серая или бурая, с синеватым (рибекит) или зеленоватым (эпидот и хлорит) оттенком.

Апограпитные метасоматиты резко отличаются от апогнейсовых средне-круппозерпистой структурой, более низким содержанием темноцветных минералов. Довольно четко проявлены элементы гиейсовидности, наследующие полосчатое распределение темноцветных минералов и ориентировку последних. Окраска апогранитных метасоматитов значительно более светлая, чем у гнейсов. Как правило, они окрашены в розоватые тона во внешних зонах и в светлосерые — во внутренних.

Апопегматитовые метасоматиты отличаются гигантозернистой структурой, еще более светлой окраской, очень низким содержанием цветных минералов. Контакты апогранитных, апопегматоидных и апогнейсовых метасоматитов столь же четки, как и у исходных пород. Все это позволяет легко восстанавливать исходные породы.

В большинстве случаев метасоматоз накладывается на участки, претерпевшие катаклаз. Наиболее широко распространены слабо катаклазировавные породы. Интенсивность дробления и перетирания в них относительно незначительна, в связи с чем в огромном большинстве случаев нетрудно установить: имеем ли мы дело с катаклазированным гранитом, гнейсом или пегматитом. Катаклазированные породы состоят из минералов, раэбитых многочисленными микротрещинами (рис. 27). Смещение обломков по таким трещинам незначительно, что позволяет мысленно сложить отдельные части зерен, восстанавливая таким образом исходную структуру пород.

Метасоматическое преобразование приводит к частичному залечиванию элементов катакластической структуры, так что невооруженным глазом далеко не всегда удается их диагностировать. Особенно это касается альбититов, продуктов наиболее интенсивного преобразования. Однако при микроскопическом изучении в большинстве случаев катакластические структуры выявляются достаточно отчетливо. Особенно хорошо фиксируется угловатая форма альбита, наследующего форму обломков полевых шпатов (рис. 28). Цемент представлен

Рис. 28. Унаследованная катакластаческая структура в альбитите по ка-таклазированному гнейсу. Промежутки между угловатыми зернами альбита заполнены хорошо образованными агрегатами рибекита. Шлиф при одном николе, ув. 30.

Рис. 29. Унаследованная катакластическая структура в альбитите. Аль-битит по катаклазпро-ванному граниту. Угловатой формы обломок альбитизированпого олигоклаза обрастает водяно-прозрачным альбитом. Темное — рибекит, темно-серое — альбити-зированный олигоклаз, светлое — новообразованный альбит. Ув. 30.

хорошо образованными кристаллическими агрегатами рибекита и альбита, что однозначно свидетельствует о доальбититовой природе катакластической структуры.

В ряде случаев о предальбититовом катаклазе свидетельствуют более тонкие признаки. Так, на рис. 29 видно удлиненное линзовидное зерно альбита, в котором различимы две зонки — внутренняя мутная, содержащая много-

Рис. 30. Приуроченность натриевых метасоматитов к жилообразному телу катаклази-рованных гранитов (а) и к участку сложной перемежаемости гранитов, гнейсов и пегматитов (б). Услов. обозначения см. на рис. 31

численные чешуйки серицита, и внешняя водяно-прозрачная. Контуры внутренней зоны угловатые, в то время как в целом зерно альбита имеет плавные очертания. Как установлено, мутный альбит, содержащий мельчайшие чешуйки серицита, развивается по олигоклазу, а водяно-прозрачный альбит замещает кварц и выполняет пустотки. Следовательно, здесь альбитом был замещен обломок плагиоклаза, который в процессе метасоматоза обрастал новообразованным водяно-прозрачным альбитом с некоторым сглаживанием угловатых контуров.

Вместе с тем натриевые метасоматиты подвергались и более поздним деформациям с возникновением участков катаклаза и перетирания, а местами брекчиевидпых и микробрекчиевых текстур. Зерна альбита в таких участках раздроблены, часто с изогнутыми двойниками, скопления рибекита, хлорита и эпидота перемяты, а в тонкоперетертом цементе присутствует большое количество мелких угловатых обломков альбита. Именно в этих наложенных на альбититы зонах катаклаза локализуется сопряженная с натриевым метасоматозом постальбититовая минерализация. Последняя представлена кальцит-гидро-биотит(хлорит)-гематитовой ассоциацией и минералами урана — бранпери-том, уранинитом — и продуктами их разрушения: трудно диагностируемыми титанатами, силикатами, окислами и гидроокислами урана (Минеева, Копче-нова, 1976).

Ураноноспые альбититы развиваются за счет всех перечисленных пород — гнейсов, гранитов, мигматитов, бластомилонитов, милонитов и катаклазитов. Иногда метасоматические изменения захватывают отдельные участки мощных зон милопитизации и катаклаза. Интенсивность метасоматического преобразования в пределах таких зон существенно варьирует, согласуясь со степенью тектонической проработки пород. Зональность метасоматитов в этих случаях проявлена неконтрастно, сильно затушевываясь неоднородностью состава и структуры, тектонической проработкой и метаморфизмом (диафторезом) исходных пород. Значительно четче зональность проявляется в относительно незначительных по мощности ореолах метасоматического преобразования, формирующихся вдоль относительно маломощных тектонических зон. Такие зоны нередко образуются за счет жилообразных тел гранитов или пегматитов, которые в условиях тектопических деформаций подвергаются катаклазу в значительно большей степени, чем вмещающие их гнейсы. В центральных частях

Рис. 31. Приуроченность натриевых метасоматитов к жилам пегматитов в гранитах.

1 — гнейсы; г—4 — апогнейсовые метасоматиты: г — слабо десилицированяые гнейсы, з — десилициро ванные гнейсы, 4 — альбититы мелкозернистые; 5 — граниты; в—8 — апогранитные метасоматиты: е — слабо десилицированные граниты, 7 — десилицированные граниты, 8 — альбититы среднезернистые; 9 — пегматиты; 10 — 12 — апопегматитовые метасоматиты: 10 — слабо десилицированные пегматиты, 11 — десилицированные пегматиты, 1г — крупнозернистые альбититы; 13 — бластомилонитовые и милонитовые швы; 14 — границы метасоматических зон; 15 — рудные тела с участками относительно богатых руд

ОкбариеВание

метасоматическое-

Хлорит,

кальцит,

гематит

Биотит, гематит, кальцит

Биотит, кальцит, арен, гематит

Биотит, зпидот, арен, магнетит

таких метасоматических ореолов располагается средне-крупнозернистый аль-битит по граниту или пегматиту, который отделен резкой границей от апогней-совых альбититов (рис. 30). Последние через серию переходных зон сменяются неизмененными гнейсами. Зональность в гнейсах проявлена очень четко, причем мощности отдельных зон нередко составляют всего несколько сантиметров.

Зональность апогранитных натриевых метасоматитов наиболее четко проявляется в тех случаях, когда метасоматический ореол целиком располагается в пределах крупных тел гранитов. Зоной просачивания часто служат жилы катаклазированных пегматитов (рис 31). Последние, как правило, целиком замещаются альбититами. В гранитах же устанавливается достаточно четкая серия зон, характеризующих переход от апогранитных альбититов до неизмененных гранитов.

В зависимости от состава темноцветных минералов можно выделить три типа натриевых метасоматитов: рибекит-эгириновый, эпидот-хлоритовый и смешанный. Последний характеризуется развитием эгирин-рибекитовых метасоматитов в цоптральпых частях метасоматических тел и эпидот-хлоритовых — в периферических.

В целом эпидот-хлоритовые метасоматиты преобладают в верхних частях метасоматических тел, постепенно вытесняясь книзу эгирин-рибекитовыми. Расположение их в пространстве напоминает форму пламени (рис. 32). Как показывает анализ парагенезисов, понижение температуры, активности натрия и щелочности растворов должно обусловить следующий порядок устойчивости минералов: эгирин —► рибекит —► хлорит (рис. 33).

Всесторонний анализ по многим сечениям показал, что в распределении парагенных ассоциаций минералов в вертикальном разрезе имеет место четко, выраженная тенденция. Наиболее общая схема, характеризующая данную тенденцию, отражена на рис. 32. Сопоставляя схему вертикальной зональности с данными анализа парагенезисов (см. рис. 33), легко убедиться, что порядок смены минеральных парагенезисов снизу вверх отражает понижение температуры, активности натрия и щелочности растворов. Очевидно, при движении растворов спизу вверх должны понижаться температура (в связи с наличием температурного градиента), активность натрия и щелочность растворов (благодаря взаимодействию с породами). Следовательно, вертикальная зональность отражает естественную эволюцию растворов в пространстве.

Следует также подчеркнуть, что состав всех вмещающих пород в делом близок к гранитам, благодаря чему мы имеем идеальный пример проявления вертикальной зональности в чистом виде, не осложненной неоднородностью геологического строения и состава вмещающих пород. Выявлению элементов вертикальной зональности в большой мере способствует огромная протяженность метасоматических тел по падению. Отдельные тела метасоматитов непрерывно прослежены на глубину до 2 км. Сопоставление разрезов с учетом данных по вертикальной зональности позволяет утверждать, что в отдельных случаях вертикальный размах метасоматических тел может достигать 3,5 км. Закономерная смена минеральных ассоциаций в вертикальном сечении отмечается и для парагенезисов постальбититовой стадии (см. рис. 32).

В верхних частях метасоматических тел наряду с выполнением кварцем трещин, пустот устанавливается интенсивное метасоматическое окварцевание, на что впервые обратили внимание В. И. Казанский и автор (Казанский и др., 1974). Положение переотложенного кварца в ореоле натриевых метасоматитов показано на конкретном разрезе (рис. 34). Здесь также видно, как эпидот-хлори-товые метасоматиты на глубину постепенно вытесняются эгирин-рибекитовыми.

Рис. 33. Зависимость устойчивости эгирина, рибекита, биотита и хлорита от активности •натрия и калия (а), активности натрия (|j,Na⁺) и температуры (б), щелочности и температуры (в)

Поведение кварца при натриевом метасоматозе можно понять из рассмотрения рис. 35. Кварц исходных грапитов образует мелкие удлиненной формы зерна, волнистоугасающие, с отчетливой ориентировкой. Эти особенности кварца связаны с его давлением и перекристаллизацией, обусловливающими бластоцементную структуру гранитов.

В процессе метасоматического преобразования на фоне общего уменьшения количества кварца начинается его собирательная перекристаллизация с образованием более крупных зерен «глазков». Свойственное гранитам волнистое угасание кварца при этом исчезает. Дальнейшее развитие процесса приводит к замещению кварца альбитом. При этом мелкие неправильные зернышки альбита постепенно увеличиваются в размерах и приобретают четкую кристаллографическую форму вследствие преимущественного роста граней {110} и {110} (рис. 36). Контактирующие с кварцем зерна альбита также разрастаются за счет кварца. Дальнейшее развитие процесса приводит к полному замещению «глазков» кварца водяно-прозрачным альбитом.

	г |++U ^ 4
	у/Лб Ш? —*
	Шэ в /-11

Рис. 34. Положение переотложенпого кварца в ореоле натриевых метасоматитов (а — вмещающие ультра метаморфические породы, 6 — натриевые метасоматиты, в — переотложен-ный кварц).

1 — гнейсы; 2 — мигматиты; з — граниты; 4 — пегматиты; 5 — бластомилониты и милониты; 6—

10 — натриевые метасоматиты: 6 — энидот-хлорито-вые внешней и промежуточной зон, 7 — эпидот-хлоритовые альбититы, 8 — эпидот-хлорит-рибекито-вые, 9 — эгирин-рибекитовые, ю — рудоносные альбититы; и — 13 — переотложенный кварц: и — прожилковый, 12 — ирожилково-метасоматический,

13 — метасоматический («кварцевая шапка»)

Переотложепный кварц образует жилы и прожилки (рис. 37), а также замещает натриевые метасоматиты с образованием почти мономинеральных кварцевых пород (рис. 38).

Переотложение кварца в верхних частях метасоматических ореолов, по-видимому, связано с изменением физико-химических параметров гидротермальных растворов. На растворимость кремнезема существенное влияние оказывают температура и в меньшей степени кислотность раствора. Повышепие кислотности и снижение температуры гидротермального раствора уменьшают растворимость кремнезема. Сопоставление минеральных ассоциаций ранней

а — гранит неизмененный; б — «глазок» перекристаллизованного кварца (белое), замещаемый альбитом, Зарисовки шлифов при одном (а) и при скрещенных (б) ннколях, ув. 30.

Кв — кварц, Би — биотит; Олг — олигоклаз; Мк — микроклин; Аб (Олг) — альбит по олигоклазу; Аб (Мк) — альбит по микроклину; Аб — водяно-прозрачный альбит по кварцу; Хл — хлорит; Эп — эпидот

Рис. 35. Перекристаллизация и замещение кварца альбитом.

Рис. 36. Замещение перекристаллизованного кварца (основной фон) идио-морфными кристалликами альбита. Шлиф, николи скрещены, ус. 70

Рис. 37. Прожилки переотложенного кварца в апогранитном альбитите. Шлиф, николи скрещены, ув. 24.

и поздней стадий не позволяет говорить о сколько-нибудь существенном возрастании кислотности растворов. Можно полагать, что переотложение кремнезема обусловлено падением температуры в пространстве и во времени. Действительно, протяженность метасоматических тел на многие сотни метров по вертикали предопределяет наличие температурного градиента. Замещение рибекита и эгирина хлоритом, гематитом и карбонатом в постальбититовухо стадию свидетельствует о понижении температуры раствора во времени.

Следовательно, замещение кварца альбитом в процессе натриевого метасоматоза вызывает обогащение растворов кремнекислотой. В дальнейшем на более высоких уровнях из-за падения температуры создаются условия для пере-отложения выщелоченного кварца — сначала в виде тонких прожилков и жил выполнения, а затем с увеличением кристаллизационного давления в виде зон метасоматического окварцевания.

С этих позиций получает объяснение образование «кварцевых шапок» в верхних частях залежей натриевых метасоматитов. Данные о температурах декрепитации щелочного амфибола (350° С) и переотложенного кварца (280° С) соответствуют приведенным соображениям.

Признаком корневых частей метасоматических тел служит устойчивость ассоциации эгирина с биотитом, альбитом и микроклином. Ее можно объяснить исходя из экспериментальных данных В. С. Балицкого и В. В. Комовой (1971), которые показали, что замещению калиевого полевого шпата альбитом благоприятствует повышение температуры вплоть до 500° С. Однако при температурах выше 550° С эта тенденция нарушается и калиевый полевой шпат остается устойчивым даже при достаточно высоком отношении натрия к калию в растворах. Приведенные данные открывают заманчивые перспективы для разработки

а физико-химической теории вер

тикальной зональности натриевых метасоматитов.

Если рассматривать метасо-матическую формацию среднетемпературных натриевых метасоматитов в целом, то в нее входят метасоматиты, образующиеся по железистым кварцитам, сланцам, гнейсам, гранитоидам и т. д., в связи с чем общее число метасоматических фаций весьма значительно. Основная масса ураноносных метасоматитов развивается по породам гранитоидного состава (гранитам, гнейсам, пегматитам и мигматитам). Эти породы несколько варьируют по составу, с чем связано фациальное разнообразие апогранитоидных метасоматитов. Для метасоматитов эги-рин-рибекитового типа установлены четыре фации, которые в соответствии с тиноморфными парагенезисами названы: микро-клин-рибекитовая, формирующаяся по породам с высоким содержанием микроклина и умеренным кварца; кварц-эгириновая за счет гранитоидов с относительно высоким содержанием кварца и низким микроклина; кварц-рибе-китовая за счет гранитоидов с умеренным содержанием кварца и низким микроклина; особое место занимает микроклин-эгири-новая, формирующаяся в условиях повышенной температуры и давления. Отличия указанных фаций видны из метасоматических колонок (табл. 13).

Для энидот-хлоритовых натриевых метасоматитов характерны две фации (табл. 14).

В большинстве случаев натриевый метасоматоз накладывается на зоны катаклаза, претерпевшие диафторез зеленосланцевой фации. Характерные минералы диафторитов —• кварц, альбит, микроклип, эпидот, хлорит, гематит, иногда кальцит. Если диафториты полностью замещены натриевыми метасоматитами и метасоматоз частично распространяется за пределы тектонических зон, то горизонтальная зональность целиком описывается вышеприведенными колонками. Если же метасоматозом захватываются только центральные части

Таблица 13

Номер зоны	Микроклин- рибекитовая	Кварц-эгириновая	Кварц-рибекитовая	Микроклин-эги- риновая
0	Кварц, микроклин, олигоклаз, биотит, магнетит	Кварц, микроклин, олигоклаз, биотит, магнетит	Кварц, микроклин, олигоклаз, биотит, магнетит	Кварц, микроклин, олигоклаз, биотит, магнетит
1	Кварц *, микроклин, альбит, рибекит, гематит	Кварц*, микроклин, альбит, рибекит, гематит	Кварц *, микроклин, альбит, рибекит, гематит	Микроклин, альбит, биотит, эгирин
2	Альбит, микроклин, рибекит, гематит	Кварц *, альбит, рибекит, гематит	Кварц *, альбит, рибекит, гематит	Микроклин, альбит, эгнршх
3	Альбит, рибекит, гематит	Кварц, альбит, эгирин, гематит	Альбит, рибекит, гематит	Альбит, эгирин
4	Альбит, эгирин, гематит	Альбит, эгирин, гематит	Альбит, эгирин

Полужирным выделены типоморфные парагенезисы каждой фации. Звездочкой отмечен кварц перекристаллизованный.

зон диафтореза, то нулевой зоной колонки будет являться диафторит. Метасо-матические колонки микроклин-рибекитовой (А) и микроклин-эгириповой (Б) фаций в атом случае приобретают следующий вид.

А. 0. Кварц, альбит, микроклин, хлорит, эпидот.

1. Кварц, альбит, микроклин, рибекит, эпидот.

2. Альбит, микроклин, рибекит.

3. Альбит, рибекит.

4. Альбит, эгирин.

Б. 0. Кварц, альбит, микроклин, хлорит, эпидот.

1. Кварц, альбит, микроклин, биотит, эпидот.

2. Альбит, микроклин, биотит, эпидот.

3. Альбит, микроклин, биотит, эгирин.

4. Альбит, микроклин, эгирин.

5. Альбит, эгирин.

Относительно редко встречаются метасоматиты хлорит-кальцито во го типа, в которых вместо эпидота присутствует кальцит.

Таблица 14

Фации эпидот-хлорнтовых натриевых метасоматитов по гранитам и гнейсам

Номер зоны	Микроклин-эпидотовая	Кварц-эпидотовая
0	Кварц, микроклин, олигоклаз, биотит,	Кварц, микроклин, олигоклаз, биотит,
	магнетит	магнетит
1	Кварц, микроклин, альбит, хлорит, эпи	Кварц, микроклин, альбит, хлорит, эпи
	дот, гематит	дот, гематит Кварц, альбит, эпидот, хлорит, гематит
2	Микроклин, альбит, хлорит, эпидот, гематит
3	Альбит, хлорит, эпидот, гематит	Альбит, хлорит, эпидот, гематит

В вертикальном сечении урановая минерализация занимает достаточно строгое положение в метасоматической теле: рассеянные бедные концентрации в эпидот-хлоритовых метасоматитах (верхняя часть тела); богатые концентрации в эгирин-рибекитовых метасоматитах (центральные части тел); отсутствие рудных концентраций в корневых частях метасоматических тел (см. рис. 32).

Главная масса рудных минералов выделяется после завершения натриевого метасоматоза, причем наиболее богатые концентрации локализуются в зонах послеальбититового катаклаза. Рудоотложение несомненно является естественным результатом эволюции тех же растворов, которые производили натриевый метасоматоз. При отсутствии послеальбититового катаклаза из защемленных поровых растворов отлагались относительно бедные рассеянные руды. Если же в альбититах возникали зоны дробления, то наиболее интенсивные процессы минералообразования послеальбититовой стадии происходили в пределах участков дробления, которые служили зонами разгрузки для защемленных поровых растворов, находящихся под большим давлением. Соответственно в таких зонах формировались наиболее богатые рудные концентрации. Попытки некоторых исследователей объяснить пространственную связь орудепения с альбититами благоприятными литологическими или физико-механическими свойствами последних, по нашему мнению, несостоятельны. Только с позиций неразрывной генетической связи процессов натриевого метасоматоза и оруденения можно объяснить наблюдаемые природные соотношения.

Химизм натриевого метасоматоза неоднократно рассматривался в литературе (О структурных и петрологических условиях..., 1968; Готман, Голева, 1973, и др.). Наиболее яркие особенности процесса — привнос натрия и алюминия и вынос кремния и калия; поведение других компонентов менее контрастно. В послеальбититовую стадию отмечается привнос углекислоты, кальция и магния. Метасоматоз сопровождается окислением железа.

Вышеизложенпый материал позволяет говорить о следующих формационных особенностях натриевых метасоматитов.

1. Характерно отсутствие связи с конкретными интрузивными телами; значительный временной разрыв между процессами ультраметаморфизма и натриевого метасоматоза; контроль метасоматитов долгоживущими глубинными разломами, в пределах которых раствороподводящими структурными элементами являлись милониты и катаклазиты зеленосланцевой фации; большая мощность метасоматических тел, их значительная протяженность по простиранию (километры) и падению (до 3,5 км).

2. Наличие четко выраженной вертикальной зональности; смена минеральных ассоциаций снизу вверх отражает понижение температуры, химической активности натрия и щелочности растворов.

3. Горизонтальная зональность отражает направленность процесса к образованию существенно альбитовых пород (альбититов) с примесью по крайней мере одного из темноцветных минералов (эгирина, рибекита, хлорита).

4. С натриевым метасоматозом сопряжены кальцит-гидробиотит(хлорит)-гематитовая ассоциация, окварцевание и урановая минерализация.

5. Характерна четко выраженная металлогеническая специализация на уран.

6. Особенности химизма и взаимозамещений минералов однозначно свидетельствуют о щелочном характере натриевого метасоматоза.

В заключение следует коснуться генетических аспектов. Соотношение метасоматитов с ультраметаморфическими образованиями позволяет предполагать, что натриевые метасоматиты являются результатом воздействия растворов послемагматической (послегранитизационной) стадии. При этом, учитывая существенный временной разрыв метасомативов с ультраметаморфизмом, значительную протяженность метасоматических тел по вертикали, независимость пространственного положения метасоматитов по отношению к гранитным массивам, следует признать, что источники растворов находились значительно ниже уровня формирования натриевых метасоматитов.