Полезные ископаемые

Размещено на http://www.allbest.ru/

1) Полезные ископаемые - это минеральные массы, извлекаемые из недр земли и используемые человеком. Они разделяются на металлические, неметаллические и горючие. Металлические (рудные) - это полезные минеральные массы, из которых извлекаются металлы. Неметаллические (нерудные) - это минералы, горные породы, которые используются целиком. Горючие - используются для получения энергии.

Месторождения полезных ископаемых - это отдельные участки земной коры, где в результате тех или иных геологических процессов накопилось минеральное вещество, которое по качеству, количеству, условиям залегания экономически выгодно добывать и использовать.

ПРОМЫШЛЕННЫЕ КОНДИЦИИ это требования, которым должно удовлетворять минеральное сырье, прежде чем его скопления будут названы месторождением. К промышленным кондициям относят кондиционные запасы, кондиционные содержания полезных и вредных компонентов

Кондиционные запасы минерального сырья - его количество, достаточное для рентабельного производства.

Кондиционное содержание полезных компонентов - это их минимальное содержание, при котором возможна эксплуатация месторождения.

ЗАПАСЫ ПОЛЕЗНЫХ ИСКОПАЕМЫХ-- количество полезных ископаемых в недрах Земли, установленное по данным геологоразведочных работ или в процессе разработки месторождений.

2) Морфология тел полезных ископаемых. Главные формы рудных тел - пласты, линзы, жилы, трубы или столбы, штокверки, штоки, тела неправильной формы, гнезда (карманы), комбинированные залежи

Пласты - плоские, пластинообразные тела полезных ископаемых, образующиеся в водных бассейнах синхронно с вмещающими осадочными породами (уголь, соли, фосфориты, сидерит, гипс)

Линзы - плоские тела дискообразной или лентообразной формы

Типичны для осадочных, вулканогенно-осадочных месторождений, , а также могут быть образованы метасоматическим или магматическим способом

Жилы (Купол, Чукотка) - четковидные, камерные, седловидные, оперяющие, лестничные

Трубы, столбы-рудные тела удлиненные по одной оси

Штокверк - некоторый объем горных пород, с рудной минерализацией в виде вкрапленности, многочисленными мелкими разноориентированными прожилками

Шток - грушевидное, круто ориентированное тело, изометричное в плане. Шток - это залежь почти сплошного полезного ископаемого. Пример - штоки каменной соли. Штоки типичны также для гидротермально-метасоматических, скарновых, грейзеновых месторождений.

Гнезда - небольшие изометричные скопления рудного вещества

Для золоторудных, ртутных, хромитовых, редкометальных месторождений в ряде случаев являются ведущим морфологическим типом

Карманы - изометричные накопления рудного материала в зоне выветривания, в карстовых кавернах, в полостях, пустотах или вблизи экранирующей поверхности на гидротермальных месторождениях

Комбинированные залежи - сложной формы тела, состоящие из нескольких морфологических элементов. Часто верхняя дискообразная часть таких залежей представлена шляпкой, в нижней части которой серия доводящих жилообразных ножек (пример, Гайское медно-колчеданное месторождение)

3) Генетическая классификация МПИ.

Выделяются серии: эндогенная, экзогенная, метаморфогенная. В сериях выделяются группы, в группах - классы, каждому классу соответствует определенный тип месторождений.

Эндогенная серия.

Группа Магматическая. Классы:

1.Ликвационный а) сульфидные медно-никелевые в основных и ультраосновных комплексах; б) хромитовые, титаномагнетитовые и руды элементов платиновой группы в расслоенных ультраосновных комплексах; в) редкие, редкоземельные и рассеянные элементы в щелочных комплексах

2. Раннемагматический: Магматические горные породы, алмазоносные кимберлиты и лампроиты

3.Позднемагматический: Хромитовые, титаномагнетитовые и апатит- нефелиновые

Карбонатитовая группа. Класс

Флюидно- магматический карбонатитовый: Перовскит-титаномагнетитовые, камафоритовые, редкометально- пирохлоритовые, редкоземельные и флюоритовые

Пегматитовая группа. Классы:

1. Магматогенный: Керамические, мусковитовые, редкометальные и цветных камней

2. Флюидно- анатектический: Редкометально-пирохлоровые и апатит- нефелиновые

3. Флюидно- метаморфогенный: Керамических, мусковитовых, редкометальных пегматитов и цветных камней

Скарновая группа. Классы:

1. Известковый: Железорудные, вольфрам-молибденовые, медномолибденовые, свинцово-цинковые

2. Магнезиальный: Железорудные, медномолибденовые, оловорудные, борные

Альбитит-грейзеновая группа. Классы:

1. Альбититовый: Бериллиевые, литиевые, урановые и редкоземельные

2. Грейзеновый: Олово-вольфрамовые, литиевые, бериллиевые

Гидротермальная группа. Классы:

1.Плутоногенный: Штокверковые и жильные а) высокотемпературные медно- молибденовые, золото-, олово-, медно- кварцевые; б) среднетемпературные полиметаллические, сурьмяно-мышьяковые, редкометальные, урановые; в) низкотемпературные сидеритовые, родохрозитовые, магнезитовые, хризотил- асбестовые, баритовые, флюоритовые

2. Вулканогенный андезитоидный: Золото-серебряные, олово-вольфрамовые, ртутные, медные, алунитовые, исландского шпата, самородной серы

3. Вулканогенно- осадочный, базальтоидный, субмаринный: Серно-колчеданные, медно-колчеданные, колчеданно-полиметаллические

Экзогенная серия

Группа Выветривания. Классы:

1. Остаточный: Никель-кобальтовые, бокситовые, бурожелезняковые, редкометальные и редкоземельные, каолиновые, апатитовые, марганцевые

2. Инфильтрационный: Редкометально-урановые

Осадочная группа. Классы:

1.Механический россыпной: Механические осадочные: гравийные, песчаные и глинистые (огнеупорные, бентонитовые). Россыпные: а) континентальные россыпные золотые, платиновые, касситеритовые алмазные, танталлит-колумбитовые, корундовые; б) литоральные россыпные рутиловые, ильменитовые, циркониевые, касситеритовые, золотые, алмазные, цветные камни

2. Хемогенный: а) гидрооксидные, суспензионно- коллоидные: бурых железняков, марганца, железо-марганцевых конкреций и корок; б) сульфидно-сульфатно-карбонатные: цветных и редких металлов в черных сланцах; в) сульфатно-галоидные: каменных, калийных солей, боратов, лития

3. Биохимический: Фосфоритовые (континентальные и морские), кремнистые породы(диатомит, трепел, опоки), известняки, угли, горючие сланцы, торф

4. Осадочно- катагенетический: Медистых песчаников, свинцово-цинковые в карбонатных породах, свинцовые в песчаниках, золоторудные и урановые в терригенно-карбонатных и черносланцевых толщах, самородной серы, нефти и газа, йодо-бромистых и металлоносных рассолов

Метаморфогенная серия

Метаморфизованная группа. Классы:

1. Регионально- метаморфизованный: Железорудные, марганцевые, золото- урановые, апатитовые, колчеданные

2. Контактово- метаморфизованный: Железорудные, графитовые, корундовые скарнированные

Метаморфическая группа. Классы:

1. Зеленосланцевый: Горного хрусталя, золото-кварцевые, мрамора, кварциты, кровельные сланцы

2. Амфиболитовый: Андалузитовые, кианитовые, силлиманитовые, наждака, амфибол- асбестовые

3. Гранулит-эклогитовый: Гранатовые, рутил-ильменитовые, флогопитовые

4. Импактитовый: Алмазные

4) Этапы и стадии формирования руд.

Процессы минералонакопления при формировании месторождений протекают в течение длительного времени, которое можно разбить на этапы и стадии. Этап - длительный временной интервал, когда происходит накопление руд одного генезиса, например, магматический этап, пегматитовый, гидротермальный. Стадии - части этапов, в течение которых происходило накопление минералов определенного состава. Стадия отделяется одна от другой перерывом в минерализации. Этот перерыв фиксируется пересечением разновозрастных жил, брекчированием и цементацией, коррозией минеральных агрегатов ранних стадий более поздними. Месторождения бывают моностадийные и полистадийные.

5) Геодинамическая обстановка связана с глубинными силами и процессами, которые возникают в результате эволюции Земли как планеты и обуславливают движение масс вещества и энергии внутри Земли и её верхних оболочках.

Основу концепции составляет орогенический цикл Уилсона, который обычно охватывает промежуток времени 200-250 млн. лет. Цикл разделяется на 5 стадий: внутриконтинентального рифтообразования, расширения океанического дна, поглощения океанической коры, столкновения литосферных плит и заключительная стадия (стабилизационная). Стадия внутриконтинентального рифтообразования или магматизм и металлогения горячих точек. В ослабленных участках литосферных плит мантийные или магматические струи нагревают литосферу, образуют купольные поднятия, в ядрах которых генерируются магмы (кислые, реже основные, щелочные). В результате этих процессов в однородных континентальных блоках возникают системы радиальных разломов, а внутри орогенных поясов образуются линейные рифты. С возникшими в эту стадию геологическими структурами ассоциируют следующие полезные ископаемые:

1) в межматериковых рифтах - рассолы и металлоносные осадки с медью, цинком, серебром и др. элементами (впадины Красного моря);

2) в рифтовых зонах континентов - базито-ультрабазитовые расслоенные интрузии с медно-никелевыми, платиноидными, хромитовыми и титаномагнетитовыми месторождениями (Бушвельдское, Великая Дайка, Норильское, Печенга)

3) в зонах тектономагматической активизации предрифтовой стадии: а) алмазоносные кимберлитовые и лампроитовые трубки (Ю.Африка, Якутия, Австралия); б) ультрабазито-щелочные интрузии с карбонатитами, к которым приурочены апатит-магнетитовые месторождения с флогопитом, вермикулитом, флюоритом (Ковдорское); интрузии нефелиновых сиенитов с апатит-нефелиновой и редкоземельной минерализацией (Хибинское); интрузии щелочных гранитов с олово-вольфрамовыми грейзенами и тантало-ниобиевыми жильными месторождениями (Джос, Нигерия; Рондония, Бразилия);

4) во внутриконтинентальных рифтах формируются в терригенных толщах стратиформные полиметаллические руды (Саливан, Канада; Маунт-Айза, Австралия; Гамсберг, ЮАР), урановые месторождения роллового типа (Канада); в эвапоритовых комплексах залежи натриевых и калиевых солей, магнезиты, фосфориты.

Расширение (спрединг) океанического дна. В процессе прогрева в зонах мантийных струй единый континент раскалывается на несколько частей. В эту стадию возникают срединно-океанические хребты, которые формирует океаническую кору (в основном базальтовые магмы). Месторождения формируются в следующих геологических ситуациях:

1) на склонах срединно-океанические хребтов и в осевых рифтах образуются вулканогенно-осадочные колчеданно-полиметаллические и оксидные железомарганцевые месторождения;

2) в глубинных зонах океанических хребтов вблизи или ниже границы Мохоровичича формируются в дунитовых комплексах хромиты (кайнозойские месторождения Кубы); в массивах перидотитов никелевые, титаномагнетитовые, золоторудные и платиноидные руды;

3) в зонах трансформных разломов - стратиформные баритовые и вулканогенно-осадочные колчеданно-полиметаллические месторождения (Прииртышский рудный район, Казахстан).

4) на пассивных континентальных окраинах - осадочная серия (медистые песчаники, эвапориты, фосфориты, стратиформные свинцово-цинковые, барит-флюоритовые месторождения в карбонатных отложениях).

Поглощение (субдукция) океанической плиты.

1. Внешние дуги и глубоководные желоба. месторождения офиолитовой ассоциации (колчеданные кипрского типа в эффузивах основного состава, хромитовые, тальковые, асбестовые и магнезитовые в ультрабазитах). В троге внешней дуги - россыпи золота.

2. Вулканоплутоническая (магматическая) дуга. Развиты известково- щелочные лавы среднего и кислого состава, а в ядерной части дугового хребта - гранодиоритовые и гранитные плутоны. С ними ассоциируют; медно-молибденовые, олово-вольфрамовые месторождения.

3. Тыловодужный магматический пояс. Формируются интрузии анатектических гранитов с оловорудными месторождениями.

4. Краевой бассейн сжатия. Выполнен терригенными осадками, содержит инфильтрационное урановое оруденение в песчаниках, соли в эвапоритах, угольные пласты.

Коллизия. Столкновение континентов приводит к закрытию океана, исчезновению бассейна между ними, возникновению надвигового пояса и нового бассейна. В надвиговом поясе - анатектические граниты с олово-вольфрамовыми месторождениями. В бассейнах - медные и урановые инфильтрационные месторождения в терригенных толщах. В глубинных частях - жадеит, нефрит, ювелирные корунды.

Заключительная стадия. Возращение континента в его первоначальное состояние, затухание тектонических магматических процессов, формирование систем амагматогенных рифтов, выполненных мелководными терригенно- карбонатными осадками с седиментогенными и эпитермальными полиметаллическими, урановыми) месторождениями. В эту стадию появляются поздние континентальные вулканические пояса с золото-серебряными и полиметаллическими месторождениями

6) Приповерхностные месторождения (0-1, 5 км) - экзогенные, вулканогенно-осадочные руды.

Гипабиссальный уровень (1, 5-3, 5 км) - наиболее богат. Здесь могут формироваться почти все промышленно-генетические типы эндогенных месторождений.

Абиссальный уровень (3, 5-10 км) - беднее, чем два предыдущих. Здесь образуются альбитит-грейзеновые, карбонатитовые, пегматитовые и часть магматических (хромитовых, титаномагнетитовых) месторождений, а также месторождения, ассоциирующие с крупными гранитоидными, основными и ультраосновными плутонами. Ультраабиссальный уровень (более 10 км) - небольшая группа месторождений (дистеновые, силлиманитовые, андалузитовые сланцы, рутил, корунд и др.). Здесь также идут преобразования ранее сформированных месторождений - т. е. образуются метаморфизованные месторождения (железа, марганца, свинца и цинка)

7) Источники рудного вещества

Экзогенный-образовавшийся в результате выветривания континентальных пород и сноса их в водные бассейны

Ювенильный-магматический, связанный с различными магмами

Выщелоченный водными растворами из вмещающих пород

Асимиляционный- возникший при захвате расплавами ранее образовавшихся минеральных масс

8) В ходе становления интрузивных массивов происходила дифференциация вещества двух типов: ликвационная и кристаллизационная. Дифференциация за счет ликвации магмы. Рудносиликатная магма при охлаждении разделяется на две несмешивающиеся жидкости - силикатную и рудную, кристаллизация которых происходит раздельно и приводит к образованию ликвационных месторождений.

Кристаллизационная дифференциация. В первичной магме не происходит ликвации. Магма остывает, и из неё последовательно кристаллизуются минералы: сначала наиболее высокотемпературные, а затем имеющие более низкие температуры кристаллизации. Если полезные элементы при затвердевании магмы входят в состав минералов ранних стадий кристаллизации, формируются раннемагматические месторождения. Если минералы, содержащие полезные элементы, кристаллизуются после затвердевания породообразующих силикатов, образуются позднемагматические месторождения. Такой путь обычно характерен для магм, обогащенных летучими компонентами.

9) К магматическим месторождениям относятся месторождения, полезные ископаемые которых образуются из магмы. Из нерудных полезных ископаемых - это могут быть магматические горные породы (граниты, габбро и др.). Кроме того, это могут быть полезные нерудные минералы - прежде всего алмазы, апатит. Из рудных полезных ископаемых магматического генезиса важное значение имеют руды хрома, железа, меди и никеля, платины. Полезные минералы магматического происхождения, как рудные, так и нерудные, образуются в процессе дифференциации (т.е. разделения) магмы ультраосновного, основного или щелочного состава при высокой температуре (1500-700С), высоком давлении и на значительных глубинах (3-5 км и более). Основным источником рудообразующих элементов является, вероятно, вещество верхней мантии.

10) Ликвационные месторождения наиболее характерны для сульфидных медно-никелевых месторождений, примером которых являются месторождения Норильской группы (Талнах, Октябрьское, Норильск 1), на Кольском полуострове (Печенга), в Канаде (Садбери) и др. Месторождения связаны с дифференцированными базит-гипербазитовыми массивами, обогащенными магнием. Главными геохимическими факторами ликвации магмы являются: концентрация серы, общий состав магмы, особенно содержание в ней железа, магния и кремния; содержание меди, никеля и других халькофильных элементов в силикатной фазе. На ранней стадии магматического этапа происходит ликвация - отделение сульфидной жидкости, которая принимает форму мелких капель, рассеянных в силикатном расплаве. На средней стадии при температурах 1100-1200С (и более) кристаллизуются породообразующие силикаты, а сульфиды остаются жидкими. Основная часть сульфидного расплава кристаллизуется позже силикатного (на поздней стадии магматического этапа) при температурах 600-800С. Ликвационные месторождения редки. Они формировались лишь в пределах тектонически активизированных древних платформ, где пространственно и генетически связаны с дифференцированными интрузивными массивами. Рудоносные массивы представлены лополитами, пластовыми и сложными залежами, а их размещение контролируется глубинными разломами и синклинальными структурами осадочного чехла платформ. Интрузивы, несущие оруденение расслоены. Характерной особенностью всех медно-никелевых месторождений является простой состав руд. К главным минералам принадлежат пирротин, пентландит и халькопирит, реже магнетит. Второстепенные и редкие весьма разнообразны - это минералы золота, серебра и металлов платиновой группы, меди (борнит, халькозин), никеля и кобальта (миллерит, никелин) и др. Руды имеют массивную, брекчиевую и вкрапленную текстуры, средне- крупнозернистые структуры.

11) Раннемагматические месторождения формируются в результате более ранней или одновременной с силикатами кристаллизации рудных минералов, т.е. благодаря обособлению твердой фазы в магматическом расплаве. первичная кристаллизация типична для некоторых рудных минералов, к числу которых относятся хромит, металлы платиновой группы, алмаз, редкометальные (циркон) и редкоземельные (монацит) минералы. Выкристаллизовавшиеся рудные минералы благодаря высокой плотности опускаются в жидком силикатном расплаве на дно магматической камеры. Здесь они перемещаются под действием гравитации и конвекционных токов, образуя обогащенные участки (кумуляты). Эти участки по составу близки к вмещающей породе, отличаются только повышенным содержанием рудных компонентов. Для раннемагматических месторождений, образующихся в ранний период кристаллизации магмы, характерны следующие особенности:

постепенные контакты между рудой и вмещающими породами (поэтому их оконтуривание проводится по данным опробования);

преимущественно неправильная форма рудных тел - гнезда, линзы, сложные плитообразные залежи, трубообразные тела;

преимущественно вкрапленные текстуры и кристаллически-зернистые структуры руд.

К этому классу принадлежат зоны вкрапленности и шлирообразные скопления хромитов в перидотитовых и дунитовых расслоенных интрузиях (Бушвельд и Великая Дайка в Южной Африке), рудный прослой (кумулят) минералов платины в Критической зоне расслоенного Бушвельдского массива (месторождение платины Риф Меренского). Раннемагматическими являются также титаномагнетитовые руды в габброидах и графитовые месторождения в щелочных породах (Ботогольское в Восточном Саяне, месторождения Канады, Испании, Австралии). Однако главным представителем промышленных раннемагматических месторождений следует считать коренные месторождения алмазов.

12) Наибольшее практическое значение среди раннемагматических месторождений имеют месторождения алмазов. Они связаны с ультраосновными или основными магматическими телами - кимберлитами или лампроитами, приурочены к разломам тектонически активизированных древних платформ. Выделяют несколько главных эпох таких активизаций:

протерозойская (Африканская и Индийская платформы),

раннепалеозойская (Русская),

позднепалеозойская и раннемезозойская (Сибирская, Африканская, Австралийская).

Часто процессы активизации на одной и той же платформе протекают в несколько этапов. Например, на Сибирской платформе это девонский, триасовый, юрско-меловой этапы.

Алмазоносные кимберлитовые магматические тела сложены ультраосновной порфировой породой. Кимберлиты очень редко встречаются на нашей планете. Внешне эта порода напоминает бетон, в котором сцементированы обломки разнообразных пород. Кимберлиты образуются из магм самого глубинного происхождения, которые зарождаются на глубинах 100-200 км. Кимберлитовые магмы являются результатом частичной выплавки мантийного вещества, и обогащены летучими компонентами (СО2, Н2О, N2).

Алмазоносные кимберлиты выполняют крутопадающие трубообразные тела, приуроченные к глубинным расколам, по которым мантийная магма поднимается в верхние части земной коры. Кимберлитовые трубки в сечении составляют от нескольких метров до нескольких сотен и даже тысяч метров. Они прослежены на глубины свыше 1 км. При этом их поперечные сечения резко сокращаются. Часто трубки на глубине переходят в дайки.

Кимберлит в трубках цементирует эруптивные брекчии (в обломках которых глубинные породы фундамента или мантии). Среди обломков (или ксенолитов) присутствуют родственные породы - оливиновые ультраосновные породы, перидотиты, эклогитовые сланцы, а также чуждые породы - это обломки осадочных, метаморфических, комагматических комплексов, которые захватываются по пути следования магмы. Образование брекчий связывается с неоднократным взрывообразным прорывом расплава и газов по узким магмоподводящим каналам. Поэтому подобные тела иначе называют кимберлитовыми трубками взрыва.

К магматическим минералам кимберлитов относят алмаз, оливин, пироп, хромит, диопсид, ильменит, магнетит, флогопит, апатит, графит. К наиболее алмазоносным относятся кимберлиты с низким содержанием окислов титана, калия, уменьшением концентраций глинозема, но повышенной хромистостью пиропа и диопсида.

Есть множество гипотез образования алмазов в кимберлитовых трубках. Одна из наиболее принятой - раннемагматическое образование алмазов еще в верхней мантии при температурах 1400 -1900С при очень высоких давлениях (5-9 ГПа) при устойчивом подтоке к местам кристаллизации алмазов углерода и его соединений. Затем такая магма, с некоторым количеством выделившихся из неё кристаллов, поднималась вдоль разломов в период тектонической активизации платформ. При этом образовывались кимберлитовые дайки. Когда давление газов в кимберлитовой магме превосходило внешнее давление - происходил газовый прорыв, сопровождавшийся дроблением горных пород. Таким образом, полости заполнялись обломками и несущей их магмой. На сибирских месторождениях такой прорыв мог начинаться с глубины в 1км и даже 3-4 км.

Другие гипотезы отличаются местом кристаллизации алмазов и источником в магме углерода. Так, алмазы, или их часть могли кристаллизоваться при высоких давлениях непосредственно в самой трубке. Высокие давления возникали в момент прорыва газов. Углерод в кимберлитовой магме мог быть не мантийный, а попадать при ассимиляции кимберлитовой магмой углеродсодержащих пород. Есть точки зрения о происхождении алмазов в связи с пневматолитовыми и другими процессами. Но самой распространенной точкой зрения является гипотеза о раннемагматическом происхождении алмазов в кимберлитовых трубках.

Примером месторождений в России являются, прежде всего, месторождения Якутии, открытые в 50-х годах 20 века.

Еще большей сенсацией было открытие коренных месторождений алмазов в Австралии в 1979 г. Первое из этих месторождений Аргайл - кимберлитовая трубка, площадью - около 45 га и рядом россыпное месторождение, протягивающееся на 35 км. Здесь не были найдены типичные для алмазов кимберлитовые трубки взрыва.

Новый, неизвестный до этого тип алмазов был назван лампроитовым типом. Лампроит - это богатая магнием основная или ультраосновная лампрофировая порода, но в отличие от кимберлита обогащенная также калием. Лампроиты относят к особой группе меланократовых пород - лампрофирам (гипабиссальным интрузивным или субвулканическим породы, которые никогда не образуют обособленных крупных масс - это малые интрузии, некки, трубки взрыва - пространственно всегда связаны с трещинной тектоникой).

Лампроитовые тела, по сравнению с кимберлитовыми трубками, имеют большие размеры. Их формы - трубки в виде бокала шампанского, штоки, силлы и дайки. По сравнению с кимберлитами они бедны глубинными ксенолитами. Лампроитовые расплавы зародились на меньших глубинах по сравнению с кимберлитовыми магмами. Лампроитовые магмы возникали также в результате частичного плавления верхней мантии ультраосновного состава, но несколько отличного от кимберлитовых магм. Для лампроитовых магм характерны низкие концентрации Al, Fe, Ca, , Na, В отличие от кимберлитов в лампроитах редки гранаты и ильменит, преобладают хромшпинелиды, а в основной массе имеется амфибол. Лампроиты отличаются повышенным содержанием Rb, Sr, Ba, Ti, Zr, Pb, Th, U, легких редкоземельных элементов. Многие из этих элементов, включая калий, относят к коровым.

Есть точки зрения, что лампроитовые магмы зарождались в глубинных промежуточных магматических очагах, где мантийные ультраосновные магмы насыщались коровыми элементами. Но механизм формирования алмазов в лампроитах сходен с кимберлитовыми телами. То есть это также раннемагматический минерал.

При поверхностном разрушении алмазоносных трубок образуются россыпи алмазов.

13) Позднемагматические месторождения. Месторождения формируются из остаточного рудного расплава, в котором концентрируется основная масса ценных компонентов. В месторождениях данного типа масса первыми кристаллизуются породообразующие силикатные минералы. Остаточный расплав под влиянием тектонических движений, внутренних напряжений и летучих компонентов заполняет в почти затвердевшей интрузии ослабленные зоны (трещины), различные пустоты и промежутки между зернами силикатных минералов. При этом развивается сидеронитовая структура, когда рудный минерал как бы цементирует зерна силикатов.

Позднемагматическим месторождениям присущи следующие черты:

преимущественно эпигенетический характер рудных тел, имеющих форму секущих жил, линз, труб;

сидеронитовые структуры, преобладание массивных руд над вкрапленными;

крупные размеры рудных тел, значительные масштабы месторождений достаточно богатых руд.

К позднемагматическим относятся следующие типы месторождений:

хромитовые в серпентинизированных дунитах и перидотитах на Урале (Кемпирсайское);

титаномагнетитовые в массивах габбро-перидотит-дунитового состава - на Урале (Качканарское), в Карелии (Пудожгорское), в Норвегии Телнесс), Швеции (Таберг);

платиновые в дунитах, перидотитах и пироксенитах - на Урале (Нижне-Тагильское), на Алдане (Кондёрское);

апатит-нефелиновые в щелочных породах - на Кольском полуострове (Хибины), в Восточной Сибири (Горячегорское, Кия-Шалтырское).

Промышленное значение особенно высоко для хромита, титаномагнетита и апатита, почти вся мировая добыча которых обеспечивается за счет месторождений позднемагматического генезиса.

Месторождения хромитов приурочены к массивам ультраосновных пород, в той или иной степени дифференцированных по составу и серпентинизированных. Массивы имеют форму лакколитов. Обычно их основание сложено серпентинизированными дунитами, в которых и располагаются рудные тела, представленные жилами, линзами, трубами, гнездами и полосами массивных и вкрапленных руд. Текстуры руд полосчатые, пятнистые, нодулярные, брекчиевые и вкрапленные. Структуры мелко- и среднезернистые. Руды сложены хромшпинелидами, магнетитом, тальком, карбонатами, иногда оливином и пироксеном.

Месторождения титаномагнетитов чаще всего генетически связаны с габбро-пироксенит-дунитовыми массивами. Рудные тела, размещение которых контролируется элементами протомагматической тектоники и более поздними разрывными нарушениями, имеют форму жил, линз, гнезд, шлиров. Текстуры руд массивные, полосчатые, пятнистые. Наиболее типична сидеронитовая структура. Основные минералы руд - титаномагнетит, ильменит, рутил. Нерудные минералы представлены пироксеном, амфиболом, основными плагиоклазами, хлоритом, реже биотитом, гранатом.

Апатит-нефелиновые месторождения генетически связаны с массивами щелочных пород. Уникальными среди них считаются месторождения Хибинского щелочного массива на Кольском полуострове. Массив имеет форму лополита конического строения, залегает среди гнейсов и кристаллических сланцев. Он сформировался в результате последовательного внедрения хибинитов, нефелиновых сиенитов и пород ийолит-уртитового ряда. С последними генетически и пространственно связаны наиболее крупные залежи апатитовых руд, создающие в плане кольцо крупных линз. Руды состоят из апатита, нефелина, магнетита, ильменита, сфена, пироксена, лопарита. Они являются комплексными, содержащими промышленные концентрации фосфора, алюминия, титана и редких элементов.

14) Из нерудных полезных ископаемых - это могут быть магматические горные породы (граниты, габбро и др.), которые при определенных требованиях используются как строительный, облицовочный материал. Кроме того, это могут быть полезные нерудные минералы - прежде всего алмазы, апатит.

15) Общая характеристика (минеральные типы карбонатитов, связь с магматизмом, распространение, геологические структуры). Карбонатиты - это эндогенные скопления карбонатов (преимущественно кальцита, реже доломита, анкерита), которые пространственно и генетически связаны с массивами ультраосновных - щелочных пород.

Карбонатиты на 80-90% состоят из карбонатных минералов. В них также присутствует апатит, флогопит, титаномагнетит, магнетит и редкие минералы бадделит (ZrO2), пирохлор (сложный оксид редких и редкоземельных элементов), перовскит (титанат редких земель), монацит (фосфат редких земель), а также карбонаты редких земель (паризит, бастнезит).

Карбонатитовые месторождения сравнительно. На территории России подобные массивы выявлены в Карелии, на Кольском полуострове, в Восточной Сибири, Приморье. За рубежом они известны в США, Канаде, Бразилии, ФРГ, Швеции, Норвегии, Финляндии, Гренландии, Австралии, Индии, Афганистане, ряде районов Африки. В плане штокообразные интрузивы ультраосновного - щелочного состава с карбонатитами занимают километры, десятки километров. Например, Кондерский массив (Алдан) в диаметре - 5, 5 км. Ковдорский массив (Кольский полуостров) имеет площадь 40 км2. Возраст карбонатитов разнообразный: на Алдане - докембрийский, на Кольском полуострове - герцинский, в Бразилии, Канаде - киммерийский, в Африке - альпийский. Образование связано с тектономагматической активизацией древних континентов.

Карбонатитовые массивы относятся к многофазовым интрузиям центрального типа и характеризуются концентрически зональным строением. Среди карбонатитов встречаются «открытые» - когда ультраосновная магма достигает поверхности Земли и изливается, и «закрытые» - не доходившие в момент образования до поверхности.

16) Магматическая гипотеза предполагает, что карбонатиты образуются на позднемагматической стадии из карбонатного расплава, который является продуктом дифференциации щелочно-ультраосновной магмы. Подтверждением являются: экспериментальные исследования, извержения кальциево-углекислых лав на современных Африканских вулканах (Олдонио), высокие температуры гомогенизации флюидных включений в карбонатных минералах (800-600С), ксенолиты обломков ультраосновных и щелочных пород, изотопы O, C, Mg, Sr, указывающие на мантийный источник, флюидальная текстура карбонатитов.

Согласно магматической гипотезе ультраосновные магмы формируются на глубинах более 100 км. При их обогащении Ca, Na, CO2 и остывании до температуры 900С возможна ликвация с отделением карбонатного расплава. Это возможно по пути следования в промежуточных магматических камерах на глубинах не менее 30-40 км.

Гидротермальная гипотеза. На всех карбонатитовых месторождениях имеются признаки гидротермально-метасоматического происхождения карбонатов:

а) постепенные переходы от карбонатов к замещаемым породам, наличие типичных гидротермальных прожилков;

б) температуры образования карбонатных минералов бывают более низкими, чем в магматических образованиях (от 600 до 200С);

в) зависимость состава темноцветных и акцессорных минералов от состава замещаемых силикатных пород.

Комплексная гипотеза. Карбонатиты имеют комбинированное происхождение, их образование начинается на магматическом этапе и продолжается на гидротермальном. Каждый этап включает несколько стадий, связанных с последовательным внедрением порций магматических расплавов: ультраосновного, щелочного, карбонатного, а также различных по составу и температурам порций гидротермальных растворов. Внедрение расплавов и растворов осуществляется по цилиндрическим, коническим, радиальным трещинам в остывающем многофазовом интрузиве.

16)Форма карбонатитовых тел, зональность карбонатитовых массивов. Залежи карбонатитов образуют штоки, конические дайки, падающие к центру массива, кольцевые дайки, падающие в противоположную сторону, радиальные дайки. Трубообразные карбонатитоносные интрузии ультраосновного - щелочного состава в плане характеризуются концентрически зональным строением за счет многофазового внедрения магмы. Причем зональность может быть различна. Так, на Ковдорском массиве от периферии к центру наблюдаются дуниты-перидотиты, щелочные породы, ореолы метасоматических пород - фенитов, карбонатиты. На Кондерском массиве зональность обратная - в центре ультраосновные породы, на периферии щелочные породы и карбонатиты.

17) Общая характеристика пегматитов. Пегматитами называются своеобразные по минеральному составу, структурам и генезису минеральные образования, которые сложены агрегатами крупных кристаллов, относящихся к алюмосиликатам. Наиболее характерными полезными ископаемыми пегматитов являются Li, Be, Ta, Cs, Nb, Th, Sn, U, слюды керамическое сырье, пьезооптическое сырье, драгоценные камни.

По генезису выделяется две разновидности пегматитов: магматические и метаморфогенные.

Магматические пегматиты пространственно и генетически связаны с материнскими интрузиями и представляют собой позднемагматические тела, формирующиеся на завершающих стадиях глубинных массивов. Пегматиты могут встречаться в магматических породах любого состава. Но подавляющее количество месторождений приурочено к пегматитам в гранитоидных или щелочных магматических комплексах. Такие комплексы формируются в земной коре на глубинах более 3 км в коллизионных обстановках, в зонах тектоно-магматической активизации континентов.

Основными минералами гранитных пегматитов являются: кварц, калиевый полевой шпат, биотит, мусковит; могут присутствовать топаз, касситерит, берилл, флюорит, сподумен, турмалин, апатит, торий, редкие и радиоактивные элементы.

Пегматиты в щелочных формациях состоят из микроклина или ортоклаза, нефелина, эгирина, арфедсонита, эвдиалита, апатита, содержат цирконий, ниобий, тантал, серий, лантан, редкие земли.

Метаморфогенные пегматиты приурочены к метаморфическим комплексам пород и образуются за счет метаморфических преобразований пород. Они локализованы преимущественно в древних (докембрийских) гранитогнейсовых формациях. Их минеральный состав соответствуют определенной метаморфической фации. В обстановке дистен-силлиманитовой фации - мусковитовые пегматиты; андалузит-силлиманитовой - сложные редкометальные пегматиты (например, сподуменовые, т.е. литиевые).

18) . Генетические гипотезы образования пегматитов. формировании пегматитов в широком диапазоне физико-химических и геологических условий. Геологические гипотезы расходятся по следующим пунктам: роль магматического расплава и метасоматоза, источник преобразующих растворов, степень замкнутости системы и растворимость летучих компонентов (прежде всего H2O) в расплаве.

1. Гипотеза А.Е.Ферсмана, развитая затем К.А.Власовым, А.И.Гинзбургом. Пегматиты являются продуктами затвердевания специфического остаточного расплава, обособленного от магматического очага, высокоминерализованного летучими соединениями - H2O, F, Cl, B, CO2 и др. Полная эволюция этого расплава происходит в замкнутой системе. Вначале кристаллизуются типичные магматические минералы, которые затем подвергаются воздействию летучих минерализаторов, создающих пневматолито-гидротермальные растворы. Первичные минералы частично замещаются, возникают новые. А.Е.Фесман выделял 5 этапов образования пегматитов:

магматический (900-800С);

эпимагматический (800-700С)

пневматолитовый (700-400С)

гидротермальный (400-50С)

гипергенный (менее 50С).

2. Гипотеза А.Н.Заварицкого, В.Д.Никитина и др. отрицает значение остаточного магматического расплава и ведущую роль в становлении пегматитов отдает процессам собирательной перекристаллизации близких к гранитным пегматитам пород (гранитов, аплитов). Перекристаллизация осуществляется под воздействием горячих газово-водных растворов и приводит к формированию крупно- и гигантозернистых минеральных агрегатов. 1 этап - система закрытая. Горячие газово-водные растворы находятся в химическом равновесии с вмещающими гранитными породами, перекристаллизация происходит без изменений состава этих пород. На втором этапе растворы просачиваются через боковые породы, перестают быть химически равновесными, начинаются процессы растворения, замещения, образуются сложные метасоматические пегматиты.

3. Гипотеза Р.Джонса, Е.Камерона, Ф.Хесс и др., имеющая компромиссный характер. Пегматиты образуются комбинированным путем в два этапа. На первом магматическом этапе - закрытая система, из остаточного расплава кристаллизуются простые зональные пегматиты (фракционная кристаллизация). Затем система открытая, под воздействием газово-водных минерализованных глубинных растворов осуществляется метасоматическая переработка ранее отложенных минералов с выносом отдельных компонентов. Так возникают метасоматические части пегматитов, содержащие кварц, альбит, мусковит, минералы редких металлов.

4. Метаморфогенная гипотеза (Г.Рамберг, Ю.М.Соколов) и др.) объясняет условия формирования пегматитов в древних метаморфических комплексах. Пегматиты формируются на разных стадиях метаморфогенного преобразования преимущественно докембрийских пород и по особенностям состава соответствуют фации метаморфизма вмещающих пород. Согласно данной гипотезе пегматиты - продукты регрессивного метаморфизма.

19) Физико-химические условия формирования Глубина формирования пегматитов - от 1, 5-2 до 16-20 км. В приповерхностной зоне пегматиты не образуются. Температуры кристаллизации минералов пегматитов от 800-700С (биотит, ранний кварц) до 50С (халцедон). Процесс формирования магматогенных пегматитов начинается с отдаления остаточного магматического расплава, обогащенного летучими компонентами (H2O, CO2, F, Cl и др.).

20) . Полезные ископаемые пегматитовых месторождений. Среди пегматитовых месторождений выделяется три генетических класса: простые, перекристаллизованные, метасоматически замещенные.

Простые пегматиты по минеральному и химическому составу соответствую исходным породам. Так, простые гранитные пегматиты содержат кварц, калиевый полевой шпат, кислые плагиоклазы, бесцветную слюду, турмалин, гранат. Они характеризуются письменной (графической) структурой, не обнаруживают признаков перекристаллизации и метасоматоза. К ним приурочены месторождения керамического сырья, используемого в фарфоровой, фаянсовой промышленности - в Карелии (Хетоламбино, Чкаловское), на Кольском полуострове, Украине (Бельчаковское, Глубочанское), в Восточной Сибири (Мамско-Чуйские).

Перекристаллизованные пегматиты - имеют крупнозернистые, гигантозернистые структуры (по А.Н.Заварицкому 1 этап). Раствор находится в равновесии с составом ранних пегматитообразующих соединений. Наиболее ценный минерал этих пегматитов - мусковит. Пример месторождений - Мамский район в Сибири, Карелия, Кольский полуостров. Площадь кристаллов мусковита иногда достигает нескольких квадратных метров.

Метасоматически замещенные - с полной зональностью и наличием крупных (до 200 м3) открытых полостей с друзами ценных минералов. Пегматиты этого типа не только перекристаллизованы, но и метасоматически преобразованы под воздействием горячих газово-водных растворов. Характерны месторождения, имеющие важное промышленное значение: лития, бериллия, цезия, рубидия (их называют редкометальными пегматитами). Кроме того их разрабатывают на руды олова, ниобия и тантала, вольфрама, урана, редких земель. Из нерудных полезных ископаемым к ним приурочены оптическое сырье, драгоценные камни. Пример - месторождение Кайстон (США), на котором встречен сподумен (LiAlSi2O6) длиной 16 м, в диаметре 1 м, массой 90 т. В Южной Африке на пегматитовом месторождении встречались кристаллы берилла (Be3 Al2Si6O18) массой 30 т. Месторождения корунда с его драгоценными разновидностями- сапфиром и рубином - Урал (Карабашское, Борзовское).

21) Общая характеристика альбититов и грейзенов, геологические и физико-химические условия формирования. Альбититы и грейзены пространственно и генетически связаны с кислыми интрузивами - гранитами, щелочными гранитами, реже со щелочными магматическими породами. Их образование обусловлено постмагматическим щелочным метасоматозом, который наиболее интенсивно проявляется в апикальных частях гранитных куполов и их апофиз, т.е. в гипабиссальных условиях.

Альбитит - это лейкократовая метасоматическая порода, основная масса которой состоит из мелкозернистого альбита, а на её фоне - порфировые выделения кварца, микроклина, иногда слюды, реже амфибола. К ним приурочены рудные минералы, содержащие редкие металлы, уран, цирконий, ниобий, гафний.

Грейзен состоит из легко расщепляющегося агрегата слюды (мусковита, биотита) и кварца с примесью турмалина, флюорита, топаза. Рудные минералы представлены бериллом, литиевой слюдой (циннвальдитом), касситеритом, молибденитом, вольфрамитом.

Формирование альбитит-грейзеновых месторождений происходило за счет воздействия восходящих горячих и химически агрессивных растворов на раскристаллизовавшуюся интрузивную породу. Постмагматические растворы являлись производными тех же кислых или щелочных магм, из которых формировались интрузивы. «Пропитывая» всю массу уже застывших интрузивов по пути следования вверх к кровле интрузива, растворы перегруппировывали породообразующие элементы.

Вначале развивался калиевый метасоматоз - ранняя микроклинизация, которая происходила обычно в ядерных частях массива при температурах 650-580С в обстановке повышенных давлений. Затем происходила инверсия процесса и активизировался натриевый метасоматоз при температурах 550-400С, что приводило к ранней альбитизации периферических зон массивов в условиях пониженного давления. Процесс происходил на фоне восходящей кислотности раствора. При этом калий выносился и сменялся натрием. Растворы оставались ещё надкритическими.

Максимальная кислотность растворов наступала в следующую стадию метасоматоза - стадию грейзенизации. Растворы, поднимаясь к кровле массивов и в их надапикальные части, переходили из «надкритических» в гидротермальные. Температуры при этом снижались от 450 до 200С. В условиях повышенной активности фтора, бора из интрузивных пород выносились щелочи, алюминий, рудные элементы примеси. Так, в верхних частях интрузивов и над ними формировались грейзены.

При мощных метасоматических процессах перегруппировывались и рудные элементы. Особенностью гранитоидных и щелочных пород с альбитит-грейзеновыми месторождениями является то, что они сами (изначально) содержат повышенные количества некоторых рудных элементов, концентрация которых при метасоматозе приводила к формированию их промышленных скоплений. За счет рафинирования гранитоидов при метасоматозе одни металлические элементы примеси переоткладывались в альбититах, другие - в грейзенах.

Месторождения альбитового и грейзенового генезиса известны от докембрия до альпийского возраста. Примером молодых месторождений являются штоки кислых интрузивов с альбититами в районе г. Пятигорска. Докембрийские месторождения альбититов - на Украинском кристаллическом щите.

Форма рудных тел. Для альбититовых месторождений характерны штокообразные массы метасоматически преобразованных куполов и апофиз материнских изверженных пород. Их площадь достигает несколько квадратных километров, распространение на глубину - первые сотни метров (реже до 600 м). Для грейзеновых месторождений формы тел различны:

- штокообразные тела при массовом метасоматозе (эндогрейзен);

- штокверки (система мелких трещин, жил) для экзогрейзенов.

22) . Модели образования, геохимическая зональность. Общая схема перераспределения элементов при метасоматическом преобразовании гранитоидов в альбититы и грейзены показана на рисунке 1.



Рисунок 1 - Модель строения альбитит-грейзенового месторождения

Существенный вынос элементов происходит из нижней подрудной зоны. Так, по В.Барсукову, на подобных месторождениях при содержании олова в неизмененных гранитах около 26 г/т, в зоне выноса Sn - 4-5 г/т. Если в биотите содержание Sn - 200-300 г/т, то в замещающем его мусковите - 20-30 г/т.

Месторождения альбититов и грейзенов едины по условиям образования, однако в природе редко бывают вместе, как это показано на модели рисунка 1. Это связано с разной степенью проявления того или иного процесса и состава материнских интрузий. В нормальных гранитах чаще отмечаются грейзеновые месторождения, а в щелочных - альбититовые.

23) Полезные ископаемые альбититовых и грейзеновых месторождений. Альбититовые и грейзеновые месторождения, несмотря на генетические и пространственные связи, существенно отличаются друг от друга по металлогенической специализации. Типоморфными элементами альбититов являются ниобий, тантал и цирконий, а для грейзенов наиболее характерны вольфрам, олово, молибден и др.

Среди грейзеновых месторождений по преобладающей рудной минерализации можно выделить следующие основные типы: вольфрамит-топаз-кварцевый (Спокойненское в Забайкалье, Акчатау в Казахстане), касситерит-топаз кварцевый (Этыка в Забайкалье) и комплексный вольфрамит-молибденит-топаз-кварцевый. Примером комплексного грейзенового месторождения является месторождение Восточный Коунрад (Казахстан) с ниобием, танталом, цирконием, торием, оловом, вольфрамом, молибденом, бериллием, висмутом.

24) . Общая характеристика, связь с магматическими формациями, форма и состав скарновых тел. Скарн - это метасоматическая порода известково-силикатного состава, которая образуется в приконтактовой зоне карбонатных и силикатных пород. Скарны, которые содержат промышленные скопления полезных ископаемых, называются скарновыми или контактово-метасоматическими месторождениями. Различают эндоскарны, располагающиеся в пределах измененной части интрузивов, и экзоскарны, размещенные во вмещающих породах. Преобладают экзоскарны, локализующиеся непосредственно в зоне контакта интрузивов. Некоторые скарновые залежи по плоскостям напластования вмещающих пород удаляются от интрузивов на десятки и сотни метров, и даже первые километры.

Наиболее интенсивно скарнообразование идет на контактах с интрузиями среднего состава - гранодиоритами, кварцевыми диоритами, монцонитами. Благоприятными факторами являются пологие контакты интрузий, тектоническая нарушенность их эндо- и экзоконтактовых зон, карбонатный состав вмещающих пород (известняки, доломиты и мергели).

Форма рудных тел. Для скарнов, как метасоматических тел, характерны залежи с раздувами, пережимами, извилистыми границами. По морфологии выделяют скарновые залежи следующих типов: пластовые и пластообразные, линзовидные, штоки, жилы, гнезда, сложные ветвящиеся тела. Гнездообразные тела - в поперечнике до нескольких метров, трубообразные могут быть вытянуты на 1 -1, 5 км, пластообразные при мощности 150 -200 м имеют протяженность до 2 -2, 5 км.

Состав. В зависимости от состава пород, вмещающих интрузии, скарны делятся на известковые и магнезиальные (иногда выделяют также силикатные скарны). Месторождения полезных ископаемых, связанные с этими основными видами скарнов, отличаются друг от друга вещественным составом, характерными комплексами полезных ископаемых, а также особенностями морфологии и условий залегания.

Известковые скарны формируются при замещении известняков. Они наиболее распространены в природе. К главным минералам их относятся гранат (гроссуляр-андрадитового ряда) и пироксен (диопсид-геденбергитового ряда). Существенное значение могут иметь везувиан, волластонит, амфиболы, эпидот, магнетит, кварц, карбонаты. В скарновых залежах часто наблюдается зональное строение, выражающееся в закономерной смене высокотемпературных минеральных ассоциаций более низкотемпературными по мере удаления от материнской интрузии. Для скарнов характерны друзовые, крустификационные, полосчатые, массивные и вкрапленные текстуры. Известковые скарны вмещают промышленные месторождения всех металлов, кроме хрома, сурьмы, ртути, а также многих неметаллических полезных ископаемых.

Магнезиальные скарны формируются при замещении доломитов и доломитизированных известняков. Типоморфными минералами являются диопсид, форстерит (магниевый оливин), шпинель, флогопит, серпентинит, магнетит, людвигит (железо-магниевый борат), доломит, кальцит. Рудные тела - линзы, пластообразные и сложные залежи. Характерно их зональное строение. Наибольшее промышленное значение имеют людвигит-машнетитовые (железо-борные), флогопитовые и хризотил-асбестовые месторождения.

25) Генетические гипотезы. Скарны образуются в результате комплексного воздействия тепла интрузий и горячих минерализованных газово-жидких водных растворов. За счет прогрева и термального метаморфизма вмещающие породы перекристаллизовываются без изменения состава. Известняки превращаются в мраморы, глинистые сланцы - в роговики. Процесс изохимический. Но всякий гранитный интрузив сопровождается газово-жидкими постмагматическими растворами. Летучие компоненты выделяются из расплава со стороны застывающего интрузива, либо из его глубинных частей, В зонах, куда по порам, мелким трещинам проникают такие растворы, происходят аллохимические метасоматические процессы - т.е. с привносом и выносом подвижных элементов. Существует две главные гипотезы формирования скарновых месторождений:

инфильтрационно-диффузионная,

стадийная

Инфильтрационно-диффузионная гипотеза была разработана Д.С.Коржинским, который вначале выдвинул идею биметасоматического образования скарнов. Скарны образуются по обе стороны разогретого контакта гранитоидной и карбонатной пород, контакт пропитан горячим раствором, за счет воздействия которого происходит выравнивание состава пород. Алюминий, кремнезем - во вмещающие породы, кальций, магний - в сторону интрузива. Т.е. происходит встречный диффузионный отток химических элементов из областей высокой концентрации, в области низких концентраций. Между соединениями раствора происходят химически реакции - за счет них образуются минералы скарнов с Ca, Mg, Fe, реже Mn - гранаты (чаще андрадит-гроссуляр) и пироксены (геденбергиты, диопсиды). Температуры биметасоматоза - 800-400С. Единственный рудный минерал скарнов, который может образоваться в таких условиях - магнетит.

...