Минералогия_2 / Бетехтин / betehtin_2

минералов. Это имеет место в тех случаях, когда ионы этих элементов по сво им размерам и химическим свойствам близки к ионам широко представлен ных в данной среде элементов и в силу этого способны скрываться в виде изоморфных примесей в главных минералах, кристаллизующихся из дан ного расплава или раствора (изовалентный и гетеровалентный изоморфизм). Таковы, например, случаи «маскировки» гафния в минералах циркония; ре ния — в молибдените; галлия — в минералах алюминия и отчасти цинка; бро ма — в минералах хлора; самария, гольмия, лютеция и др. — в минералах итт рия;скандия—вминералахмагнияижелезаит. д.В лабораторныхизаводских условиях, наоборот, мы имеем возможность создать любые концентрации для этих элементов и не только искусственно выделить самые различные их со единения, но и получить многие из них в металлическом состоянии.

Это явление «маскировки» имеет место и для элементов с более вы сокими кларками. Одним из наиболее ярких примеров может служить изоморфная примесь никеля (до 0,2 %) к магнию в силикатах (оливине и происшедшем из него серпентине). В массивах оливиновых и серпенти нитовых пород таким путем рассеиваются огромные массы никеля (мно гие сотни миллиардов тонн в пересчете на металл), тогда как в рудных месторождениях, содержащих промышленные скопления сульфидов или арсенидов никеля (типа Садбери или Шнееберга), сосредоточиваются в целом несравнимо меньшие количества этого металла (едва ли превыша ющие 10 % всего содержащегося в земной коре никеля). Та же картина в эндогенных образованиях устанавливается для марганца, который вхо дит в состав силикатов и других типов соединений в виде изоморфной примеси, с одной стороны, к железу, с другой — к кальцию. Действитель но, многие минералы, богатые железом и кальцием, содержат повышен ные количества марганца в виде изоморфной примеси (фаялит, геденбер гит, диопсид, биотит, апатит, анкерит, сидерит и др.). В этом виде в общей сложности скрыты огромные количества марганца. То же относится к титану, ванадию, кобальту, редким землям, стронцию и др.

Что касается тех малораспространенных в земной коре элементов, которые образуют очень малые или очень большие ионы (Be, В, С, Р, Rb, Cs, Nb, Та, U и др.) по сравнению с главными элементами, за счет которых возникает основная масса, допустим, магматических породообразующих минералов, то они, как можно судить по данным геологии, концентриру ются в остаточных растворах, из которых в постмагматическую стадию по мере их пересыщения в результате происходящих химических реак ций кристаллизуются особые минералы, содержащие летучие компонен ты или богатые редкими элементами (турмалин, берилл, литиевые слю ды, монацит, апатит и др.). Нередко они образуют промышленные скопления в виде месторождений ценных металлов либо в самих масси вах магматических пород, либо в непосредственной близости от них во вмещающих породах.

Точно так же ионы, существенно отличающиеся от главных по хими ческим свойствам (например, ионы с 18 электронной наружной оболоч кой: Сu, Ag, Аu, Zn, Pb, Bi и др., а также отчасти элементы группы желе за), выносятся в остаточных растворах зачастую далеко за пределы магматических массивов и образуют так называемые гидротермальные промышленные месторождения многих тяжелых металлов, представлен ные преимущественно сульфидами и окислами, часто в сопровождении карбонатов и сульфатов петрогенных элементов.

Подобные же явления дифференциации ионов с образованием тех или иных групп минералов устанавливаются и при изучении различных про дуктов экзогенных процессов (в коре выветривания и осадочных образо ваниях).

Таким образом, в земной коре при геологических процессах, соверша ющихся в ней, происходит закономерное пространственное распределе ние химических элементов, а следовательно, и минералов в различных продуктах этих процессов. Такое распределение и приводит к образова нию, с одной стороны, огромных, относительно простых по составу, мас сивов горных пород (изверженных, осадочных, метаморфических), состав ляющих главную часть земной коры, и, с другой, — генетически тесно связанных с ними, но существенно отличных по составу месторождений полезных ископаемых, которые, подчиняясь общим законам минералооб разования, возникают в результате тех же геологических процессов. Эти месторождения, особенно месторождения металлических полезных ис копаемых, по своим размерам хотя и очень сильно уступают массивам горных пород, но по своему химическому составу и экономическому зна чению столь резко отличаются от них, что, безусловно, должны рассмат риваться как самостоятельные геологические тела, участвующие в общем строении земной коры наряду с массивами горных пород.

Именно с этим связано принятое деление всех химических элементов на петрогенные (породообразующие) и металлогенные (рудообразующие). Первые в менделеевской таблице химических элементов, построенной по длинным периодам, располагаются в левой части, а вторые — в правой и в самом низу таблицы. Эта главная особенность пространственного распре деления в земной коре химических элементов обусловлена, как известно, свойствами самих элементов и, в частности, строением их атомов. Действи тельно, характернейшие химические элементы горных пород (Na, К, Mg, Ca, Al, Si) в природных условиях образуют ионы с 8 электронной внешней оболочкой, а для типичных металлогенных элементов, обладающих высо кими атомными весами, характерны ионы с 18 злектронной внешней обо лочкой, отчасти менее симметричные по конфигурации внутренних элек тронных сфер (ионы средней части таблицы: триады VIII группы, затем Мn, Сr, V, Mo, W, Nb, Та, U, Th).

Глава 2

АССОЦИАЦИИ МИНЕРАЛОВ В ГОРНЫХ ПОРОДАХ

ИРУДНЫХ МЕСТОРОЖДЕНИЯХ

Вобщей части курса минералогии были кратко рассмотрены процес сы минералообразования в земной коре. В соответствии с этими процес сами мы дадим обзор ассоциаций минералов, характеризующих горные породы и генетически связанные с ними месторождения полезных иско паемых, по следующей схеме.

I. Минералы эндогенных образований.

1.Минералы глубинных изверженных пород различного состава

имагматических рудных месторождений.

2.Важнейшие ассоциации минералов в пегматитах.

3.Ассоциации минералов в контактово метасоматических образова

ниях.

4.Минералы гидротермальных месторождений полезных ископаемых.

5.Минералы эффузивных горных пород и продуктов деятельности фумарол.

II. Минералы экзогенных образований.

1.Минералы коры выветривания.

2.Минералы осадочных горных пород и месторождений полезных ископаемых.

III. Минералы, возникающие при региональном метаморфизме.

1.Минералы метаморфизованных горных пород и рудных месторож дений.

Минералы глубинных изверженных пород и магматических рудных месторождений. Первичные минералы интрузивных (глубинных) извер женных пород и магматических месторождений кристаллизуются в ус ловиях высоких температур и давлений.

Интрузивные горные породы в отличие от эффузивных являются пол нокристаллическими минеральными агрегатами. Среди породообразу ющих минералов, так же как и для всех других горных пород, различают главные, т. е. в существенных количествах входящие в состав породы, и второстепенные (акцессорные), нередко наблюдаемые лишь под микро скопом. Кроме первичных минералов часто устанавливаются вторичные, т. е. позднейшие минералы, возникшие за счет первых в постмагматиче скую стадию процессов минералообразования. Из числа разнообразных по химическому и минеральному составу интрузивных горных пород,

Глава 2. Ассоциации минералов в горных породах и рудных месторождениях 679

детально рассматриваемых в курсах петрографии, мы выделим лишь глав нейшие (ультраосновные, основные, среднекислые и кислые, богатые щелочами) в том порядке, как это было показано на рис. 50, начиная от интрузивных пород, бедных кремнеземом.

Ультраосновные породы (дунит, перидотит, пироксенит) состоят почти исключительно из железомагнезиальных силикатов (оливина, пироксенов). Дунит в неизмененном состоянии является мономинеральной горной поро дой, состоящей из оливина, а перидотиты, кроме того, содержат ромбический или моноклинный пироксен. Акцессорные минералы в этих породах обычно представлены хромшпинелидами. Среди пироксенитов наибольшим распро странением пользуются диаллагиты, содержащие в качестве акцессорного минерала титаномагнетит, изредка зеленую шпинель. В качестве вторичных минералов в ультраосновных породах возникают серпентин, легче всего за счет оливина, брейнерит (железомагнезиальный карбонат), иногда тальк, амфиболы (обычно за счет пироксенов) и др.

Основные породы (семейство габбро), более богатые SiO2 и щелочами, по сравнению с ультраосновными породами обладают существенно отлич ным химическим составом, особенно в отношении Аl2О3, MgO и FeO (см. рис. 52). В минералогическом отношении они характеризуются тем, что в их составе наряду с железомагнезиальными силикатами — пироксенами, амфиболами, иногда биотитом и оливином в значительных количествах участвуют основные плагиоклазы (лабрадор, битовнит, анортит). В типич ных породах габбрового состава количество темноцветных минералов (же лезомагнезиальных силикатов) составляет примерно 50 %. Из акцессор ных минералов обычны титаномагнетит, нередко в существенных количествах, затем апатит, ильменит, иногда сульфиды Fe, Ni, Сu и др. В из мененных габбровых породах из вторичных минералов на месте основных плагиоклазов под микроскопом устанавливается тонкая смесь цоизита или эпидота с альбитом, а за счет оливина — серпентин и др.

Среднекислые и кислые интрузивные породы (диорит, гранодиорит, гранит) более богаты кремнеземом и принадлежат уже к числу явно кварц содержащих пород (лишь в диоритах он устанавливается не всегда). Ко личество темноцветных минералов значительно снижается (в грани тах не более 5–10 %), в связи с чем содержание FeO и MgO падает (см. рис. 52). Меняются в своем составе и плагиоклазы — становятся более кислыми (андезин, олигоклаз), в соответствии с чем содержание CaO падает, a Na2O — возрастает. В гранитах, наиболее распространенных из глубинных пород, кроме того, в существенных количествах присутству ют калиевые полевые шпаты: ортоклаз и микроклин, количество кварца достигает 20 % и более. Из темноцветных минералов чаще других рас пространен биотит. Акцессорные минералы наиболее разнообразны в гра нитах: апатит, циркон, сфен, магнетит, гематит, иногда монацит, ор тит а в грейзенизированных слюдяно кварцевых участках — топаз,

флюорит, литиевые слюды, касситерит, вольфрамит, арсенопирит, тур малин, аксинит и др. При процессе грейзенизации полевые шпаты разла гаются и замещаются светлыми слюдами, топазом, турмалином и други ми глиноземсодержащими минералами.

Богатые щелочами интрузивные породы являются бедными кремне земом бескварцевыми породами, весьма интересными в минералогиче ском отношении. Наиболее бедные щелочами сиениты по своему мине ралогическому составу близки к горным породам семейства гранитов (но не содержат кварца). Нефелиновые сиениты, кроме ортоклаза, микрокли на и альбита, содержат нефелин, а из темноцветных минералов — щелоч ные пироксены (эгирин, эгирин авгит), щелочные амфиболы (роговую об манку, арфедсонит и др.), темные слюды (биотит, лепидомелан). Часто встречаются также содалит, нередко замещающий нефелин, реже — но зеан, гаюин, канкринит, анальцим. К постоянным акцессорным минера лам относятся циркон и апатит, часто сфен, реже флюорит. В других петрогенетических провинциях наблюдаются сложные силикаты титана

ициркония: эвдиалит, лампрофиллит, астрофиллит, ловчоррит и др. В не которых разновидностях пород с щелочными силикатами ассоциируют пирохлор, лопарит, титаномагнетит, ильменит и др.

Месторождения полезных ископаемых магматического происхождения обычно располагаются среди материнских изверженных пород и представ ляют богатые скопления рудных минералов в виде гнезд, жилообразных или пластообразных тел. В их состав входят главным образом те минера лы, которые в самих породах присутствуют в виде акцессорных или вто ростепенных выделений.

Вобласти изучения закономерностей образования магматических месторождений и их классификации сделан крупный вклад в науку со ветскими учеными (акад. А. Н. Заварицким и др.). Обособление и скоп ление рудного вещества при образовании этих месторождений, согласно современным представлениям, могут происходить различными путями

ив различные моменты процесса кристаллизации магмы. В одних случа ях рудные минералы, особенно хромшпинелиды, кристаллизуются в маг ме первыми, изредка образуя местами вкрапленные руды, так называемые шлиры. В других случаях, гораздо более распространенных, рудное ве щество скопляется в остаточных расплавах, т.е. в поздние моменты соб ственно магматического процесса, и образует рудные тела с эпигенети ческими признаками по отношению к вмещающим материнским породам. Таковы, например, в большинстве случаев типичные хромитовые и тита номагнетитовые месторождения. Наконец, известны и такие (в частно сти, некоторые сульфидные медно никелевые месторождения), рудное вещество которых по ряду геологических данных должно было обособить ся от магмы еще в жидком состоянии (путем ликвидации) и переместиться в силу большего удельного веса к нижним частям магматического масси

Глава 2. Ассоциации минералов в горных породах и рудных месторождениях 681

ва. Однако, как показывают взаимоотношения рудных тел с вметающи ми породами, кристаллизация этих сульфидных расплавов происходила уже после кристаллизации материнских пород.

Детальное изучение возрастных соотношений минеральных ассоциа ций в рудных телах нередко показывает, что в заключительные моменты процессов образования магматических минералов возникают, правда в подчиненных количествах, более низкотемпературные ассоциации, отве чающие уже гидротермальной стадии рудообразования. Рудные тела по отношению к материнским породам представляют, как правило, более поздние образования.

Среди ультраосновных пород (дунитов и перидотитов) встречаются месторождения хромита, представленные часто почти сплошными мас сами хромшпинелидов в виде гнездообразных, линзообразных и столбо образных рудных тел. В миаролитовых пустотах и в трещинах среди них иногда наблюдаются более низкотемпературные образования уваровита, хромдиопсида, хромовых хлоритов и других хромсодержащих гидросили катов. В некоторых провинциях ультраосновных пород со скоплениями хромшпинелидов парагенетически тесно связаны минералы группы пла тины и осмистого иридия (Средний и Северный Урал). К кимберлитам Южной Африки приурочены месторождения алмаза.

В пироксенитах и габбро распространены месторождения титаномаг нетита в виде густовкрапленных руд (Качканарское) и сплошных жи лообразных масс (Кусинское на Урале). В этих рудах в ассоциации с ва надийсодержащим титаномагнетитом обычно наблюдаются роговые обманки, полуразложенные полевые шпаты, в ничтожных количествах сульфиды (пирит и халькопирит), иногда апатит, а из вторичных — хло риты, эпидот, цоизит и др.

С некоторыми основными породами, преимущественно габбро нори тами (с ромбическим пироксеном), а иногда и ультраосновными породами связаны месторождения медно никелевых сульфидных руд, состоящих глав ным образом из пирротина и в подчиненных количествах из кобальтонос ного пентландита, халькопирита и магнетита. В виде более поздних об разований встречаются миллерит, никеленосный и кобальтоносный пирит и др. Нередко присутствуют в них также минералы группы платины, чаще всего палладистая платина, сперрилит, изредка лаурит и др.

Таким образом, в ультраосновных и основных интрузивных породах скопления в виде рудных месторождений образуют элементы группы железа: Ti, V, Cr, Fe, Co, Ni с примыкающей к ним группой платины, а также Сu. Марганец находится в рассеянном состоянии в виде изоморф ной примеси к железу и кальцию в окислах и силикатах.

Для кислых интрузивных пород мы не знаем примеров сколько нибудь существенных месторождений тяжелых металлов. В нефелиновых сиени тах, богатых Na2O, как исключение известны крупные месторождения

апатита, в которых в качестве минералов спутников встречаются нефе лин, в меньших количествах эгирин, щелочные амфиболы, сфен, титано магнетит и др. Известны также месторождения лопарита.

Важнейшие ассоциации минералов в пегматитах. Главная масса пег матитовых образований, возникающих в глубинных условиях, связана с

гранитами и нефелиновыми сиенитами. В большинстве случаев они пред ставлены незначительными по объему телами неоднородного, часто зо нального строения (см. рис. 53) и являющимися более поздними по отно шению к материнским породам. Они нередко залегают в виде типичных жил. Реже наблюдаются столбообразные и линзообразные тела.

По строению среди пегматитовых образований различают тела с сим метричным расположением зон по отношению к зальбандам и тела с не симметричным зональным строением.

Пегматиты издавна привлекали к себе внимание тем, что в их пусто тах («занорышах») иногда встречаются друзы с хорошо образованными крупными кристаллами дымчатого кварца, топаза, турмалина, берилла и других драгоценных и полудрагоценных камней. Особый интерес пред ставляют также графические срастания полевого шпата и кварца, проис хождение которых окончательно еще не выяснено.

Обычные пегматиты состоят в основном из тех же минералов, что материнские породы, но представлены необычайно крупнозернистыми агрегатами. Однако во многих пегматитовых образованиях обычно в не больших количествах наблюдаются и другие, самые различные по соста ву минералы, содержащие редкие элементы (Li, Be, Sr, Rb, Cs, Y, редкие земли, Nb, Та, Zr, Hf, Th, U, W и др.), а также летучие (F, В, Cl и др.).

Весьма характерно, что в гранитовых пегматитах большинство ред ких минералов приурочено к участкам, подвергшимся альбитизации, т. е. замещению грубозернистых масс калиевых полевых шпатов альбитом, иногда до полного превращения их в мелкозернистые альбититы. Эти метасоматические явления относятся уже к более поздней, гидротермаль ной стадии процессов минералообразования.

Вопрос о происхождении пегматитов, несмотря на имеющийся боль шой фактический материал по их составу, сведенный в монографии акад.

А.Е. Ферсмана «Пегматиты», пока остается еще не разрешенным. По пред ставлениям А. Е. Ферсмана, пегматиты образовались из остаточных сили катных расплавов, обогащенных летучими соединениями. Процесс мине ралообразования сложен и протекает в широком интервале температур — от 700 до 100 °С. С этим связываются разнообразие минерального соста ва и сложное строение многих пегматитовых тел. В последнее время акад.

А.Н. Заварицкий, исходя из физико химических представлений, подверг критике «теоретическую схему Фогта — Ниггли» и пришел к выводу, что пегматиты образовались не путем кристаллизации какого либо остаточ ного расплава, а путем перекристаллизации породы под влиянием оста

Глава 2. Ассоциации минералов в горных породах и рудных месторождениях 683

точных газовых растворов, скопившихся в определенных местах и нахо дившихся в равновесии с минералами этой породы.

Подробное деление гранитных пегматитов на типы дано А. Е. Ферс маном в его упомянутой монографии. Однако значительно изменяюще еся количественное соотношение минеральных ассоциации не позволяет провести резкой границы между разными типами. Мы здесь отметим лишь наиболее важные для промышленности и интересные в минералогиче ском отношении типы.

1.Топазо берилловые пегматиты. В центральных частях этих пегмати тов среди друзовых полостей (см. рис. 53), стенки которых образованы гранями крупных кристаллов микроклина и дымчатого кварца, встреча ются прекрасно образованные кристаллы бледноокрашенного топаза, а

вдругих случаях — берилла, вернее, аквамарина (совместно эти минера лы наблюдаются редко), «гребешки» пластинчатых кристаллов альбита, кристаллы лепидолита, турмалина, изредка касситерита, минералов Nb и Та и др. Ближе к зальбандам, среди зон «письменного гранита», встре чаются кристаллы мусковита, турмалина, иногда биотита.

2.Турмалино мусковитовые пегматиты (Мамско Витимский район), имеющие важное промышленное значение, сравнительно бедны минера лами и лишены миаролитовых пустот. Мусковитовые пегматиты, часто залегающие в гнейсах и слюдяных сланцах, кроме полевых шпатов (кис лых плагиоклазов, микроклина), кварца и крупных скоплений мускови та, могут содержать турмалин, апатит, гранат, ортит, монацит, рутил, сульфиды и др. Богатые черным турмалином пегматиты, помимо обыч ных полевых шпатов, мусковита и часто хлоритизированного биотита в участках, сложенных серой кварцевой массой, кроме турмалина, в неболь ших количествах содержат иногда берилл, апатит и другие более редкие минералы.

3.Пегматиты с редкими элементами (Иттерби в Швеции) характе ризуются широким разнообразием «черных» минералов (Nb, Та, Fe, Ti, Zr, Th, U, Y, редких земель, Sn, W и др.) таких как колумбит, танталит, ильменит, рутил, ильменорутил, циркон, торит, гадолинит, фергюсонит, самарскит, эвксенит, эшинит, касситерит, уранинит, монацит, ксенотим, ортит и др.

В этих же пегматитах встречаются апатит, гранат, турмалин, берилл, хри зоберилл, фенакит, гельвин, топаз, флюорит, карбонаты, сульфиды и др.

4.Пегматиты с минералами лития содержат скопления таких мине ралов, как сподумен, лепидолит, иногда фосфаты лития (амблигонит, литиофиллит, трифилин), розовый, красный (рубеллит), синий или зе леный турмалин, бесцветный, розовый берилл (воробьевит), спессартин, марганцовистый зеленый апатит, касситерит, поллуцит, циркон, монацит, манганоколумбит, флюорит и др. Таким образом, для этого типа пегмати тов характерны повышенные содержания Li, Mn, Са, а также Cs.

Кроме указанных пегматитов «чистой линии», А. Е. Ферсман различа ет также пегматиты «скрещения», возникающие в случае реакций пегма титовых растворов с вмещающими породами иного состава. Под влияни ем этих реакций существенно меняется как химический, так и минеральный состав самих пегматитов и приконтактовых зон вмещающих пород. Напри мер, при воздействии богатых кремнеземом гранитных пегматитовых раст воров на бедные им ультраосновные породы (серпентиниты) образуются пегматиты с сильно пониженным содержанием кремнезема и окиси калия, о чем можно судить не только по отсутствию в них кварца, но и по образо ванию основных (более бедных SiO2, но более богатых CaOи Аl2О3) плаги оклазов, иногда в парагенезисе с корундом. Зато серпентиниты в прикон тактовых зонах замещены биотитом, тальком, актинолитом и хлоритами, т. е. минералами, более богатыми SiO2 по сравнению с серпентином.

Гораздо менее распространенные нефелино сиенитовые пегматиты (Ильменские горы), в отличие от гранитных пегматитов, не содержат квар ца и обычно сложены микроклином, нефелином, нередко обогащены био титом, лепидомеланом, в меньших количествах содержат эгирин, аль бит, содалит, канкринит, циркон, апатит, иногда сфен, ильменит, минералы группы пирохлора, флюорит, гидраргиллит, цеолиты, кальцит. В других провинциях щелочных пород среди пегматитовых образований, помимо обычных щелочных силикатов, встречаются разнообразные сложные си ликаты Zr, Ti, TR, Са, Na, Nb, Та (эвдиалит, лампрофиллит, ринколит), минералы группы перовскита (лопарит) и др.

Ассоциации минералов в контактово8метасоматических образова8 ниях. Наиболее интенсивные проявления процессов реакционного ме тасоматоза (скарнообразования) приурочены и контактам массивов инт рузивных, преимущественно среднекислых пород — кварцевых диоритов, гранодиоритов, монцонитов (см. рис. 54), с карбонатными вмещающими породами (известняками, отчасти доломитами). Согласно современным представлениям (Д. С. Коржинский), в контактовых ореолах, образу ющихся в условиях сравнительно небольших глубин под влиянием пост магматических (пневматолито гидротермальных) растворов, пропитыва ющих породы в зоне контакта, совершаются химические взаимодействия между интрузивной породой и известняками. При этом происходит не только изменение известняков (экзоконтактовый метаморфизм), но и застывшей интрузивной породы (эндоконтактовый метаморфизм).

Таким образом, процесс скарнообразования является относительно более поздним по сравнению с процессом кристаллизации магматических пород. При этом, как выяснилось, явления ассимиляции вмещающих по род магмой при ее внедрении не играют существенной роли в составе продуктов скарнообразования и связанного с ним оруденения.

На интенсивность развития процессов скарнообразования оказыва ют влияние не только состав выделяемых магмой эманации и не только

Глава 2. Ассоциации минералов в горных породах и рудных месторождениях 685

форма, размеры, условия и глубина залегания материнских интрузивов, но также состав вмещающих пород и их тектоника. Исследования пока зывают, что эти процессы развивались преимущественно вдоль контак тов различных по физическим свойствам и составу пород (гранитоидов и карбонатных пород), а также вдоль плоскостей отслаивания среди вме щающих разнородных осадочных толщ и вдоль зон нарушения в окру жающих породах (рис. 374) и иногда в самих гранитоидах. Наибольшие мощности скарновых тел часто приурочены к местам сочленения тек тонических нарушений. В частности, с ними часто связаны богатые ше елитом кварцевые жилы.

Экзоконтактовый метаморфизм на ранней стадии выражается в об разовании за счет известняка так называемых скарнов, т. е. богатых каль цием силикатов Mg, Fe, Al: гранатов, главным образом андрадита, пиро ксенов — салита, геденбергита, а также магнетита и гематита (часто в виде мушкетовита). Иногда образуются волластонит, датолит, скапо лит, шеелит, гельвин, ильваит и др. Нередко скарны имеют сложное стро ение и мощность их достигает десятков метров. Местами они совершен но не проявляются, и интрузивная порода контактирует непосредственно с известняками.

Эндоконтактовые изменения выражаются в образовании безжелези стых, но богатых кальцием и более бедных кремнеземом силикатов: пла гиоклазов (вплоть до анортита), диопсида за счет роговой обманки, грос суляра, везувиана и др.

Сравнивая составы образующихся минералов между собой, нетрудно видеть, что в зоне эндоконтактового метаморфизма имел место привнос главным образом Са и частичный вынос Si, Al и Fe, которые участвуют в экзоконтактовом метаморфизме известняков. Однако главная масса же леза, входящего в состав магнетита, гематита, андрадитовых и геденбер гитовых скарнов, а также магния, несомненно, привносится с растворами в виде каких то легкорастворимых, вероятнее всего, хлористых, соедине ний. Интенсивность метаморфизма, очевидно, связана с химической ак тивностью растворов, обусловленной растворенными в них минерализа торами (Cl, F, B и др.).

Вболее позднюю стадию контактового метаморфизма, отвечающую уже типичной гидротермальной стадии, имеет место разложение скарнов

собразованием эпидота, хлоритов в сопровождении кварца, кальцита, флюорита и нередко сульфидов: пирротина, халькопирита, пирита, иногда кобальтина, молибденита и др.

Вгенетической связи с экзоскарнами известны крупные месторожде ния магнетитовых (горы Магнитная, Высокая и др.), вольфрамовых и молибденовых (шеелита и молибденита), медных, изредка свинцово цин ковых и других руд. Образование сульфидных месторождений отвечает более низкотемпературной стадии процессов рудообразования, нередко