Практикум по геологии полезных ископаемых icon

Практикум по геологии полезных ископаемых

Смотрите также:
Минералого-геохимические особенности и условия формирования ископаемых углей Республики...
Методические указания к выполнению курсового проекта (работы) для студентов очного и заочного...
Дистанционные методы поисков и разведки...
Геологии и разведки полезных ископаемых...
Инструкция по заполнению формы n 70-тп отчет об извлечении полезных ископаемых при добыче (утв...
Программа по курсу «математика» для специальности (ей) 130404 «Подземная разработка...
Программа вступительного экзамена в аспирантуру по специальности 25. 00. 09 Геохимия...
Программа дисциплины по кафедре «Строительные и дорожные машины» Обогащение полезных ископаемых...
Рабочая программа дисциплины мерзлотоведение направление ооп 130100 Геология и разведка полезных...
Докладчику предоставляется возможность пользоваться мультимедийным проектором...
Программа учебной дисциплины «Опробование твердых полезных ископаемых» (c б. 27)...
Методика поисков и разведки месторождений полезных ископаемых...



страницы: 1   2   3   4   5   6   7   8   9   ...   14
вернуться в начало
скачать

Рис. 27. Схематический разрез хрусталеносных пегматитов:

^ 1 – друзовый кварц; 2 – блоковый кварц; 3 – крупнозернистый флюорит; 4 – блоковый микроклин и альбит; 5 – графический пегматит; 6 – граниты; 7 – скважины и их глубина в метрах


В качестве примеров формации пегматитов малых глубин рассмотрим хрусталеносные пегматиты Волыни (Украина) и Казахстана.

Пегматиты Волыни присутствуют в краевой части интрузива гранитов типа рапакиви, в котором от приконтактовой части к ядру выделяется последовательная смена шести фаций гранитоидов. Хрусталеносные пегматиты сосредоточены только в поле распространения гранитов первой и преимущественно второй фаций, т.е. в приконтактовой зоне – в области кровли массива. Это является основным элементом, контролирующим размещение пегматитов. Ширина этой приконтактовой зоны 0,3–1,5 км, протяженность – более 20 км. Хрусталеносными являются изометричные камерные тела размером от нескольких до 30–40 и редко 70 м2. Жильные пегматиты редки и не являются продуктивными.

Поля пегматитов Казахстана (хрусталеносных и флюоритоносных) приурочены к интрузивам герцинских гранитоидов, прорывающих эффузивно-осадочные толщи палеозоя и имеющих пологую кровлю с многочисленными осложняющими ее куполовидными структурами. В апикальных частях этих структур и залегают продуктивные пегматиты. Хрустале- и флюоритоносные пегматиты концентрируются преимущественно в средне- и крупнозернистых аляскитовых гранитах главной интрузивной фазы, в которых иногда присутствуют пологие тела мелкозернистых аляскитовых гранитов, создающих ту геологическую неоднородность, которая нередко контролирует положение продуктивных тел пегматитов. Отмечается, что продуктивными являются камерные пегматиты, составляющие небольшой процент пегматитовых тел. Они располагаются в виде линейных зон протяженностью до 8–12 км при ширине до 1–2 км вдоль контактов материнских плутонов. Главные тела пегматитов являются изометричными, трубообразными или линзовидными и имеют размеры в несколько метров при протяженности по наибольшему измерению до 11–13 м.

^ Пегматиты средних глубин. Пегматиты средних глубин (редкометальные) залегают среди пород, относимых к средней – кордиерит-амфиболитовой фации регионального или роговообманково-роговиковой фации контактового метаморфизма. Вертикальный размах развития этих пегматитов в интервале глубин 3,5–7 км. Связь редкометальных пегматитов с гранитами проявляется в более сложной форме, поскольку они часто залегают вне гранитных плутонов и на значительном от них удалении. Можно лишь уверенно говорить о связи этих пегматитов с определенными магматическими комплексами, а не с конкретными интрузивами. При этом наблюдается связь редкометальных пегматитов с определенными хорошо дифференцированными комплексами гранитоидов и особенно с их поздними дифференциатами. Поля редкометальных пегматитов в складчатых областях располагаются в зонах пологого экзоконтакта гранитных массивов в области развития пород вышеназванных фаций метаморфизма или в пределах крупных ксенолитов вмещающих пород, располагающихся в самих гранитных плутонах. Пегматитовые поля – линейно-вытянутые – протягиваются полосой шириной в 3–8 км до 30 км (в Афганистане) и длиной по простиранию – 5–15 до 90 км. Пегматиты представлены телами выполнения трещин скалывания или отрыва. Формы тел – жильные с раздувами и ответвлениями, иногда линзо- и трубообразные. Размеры отдельных тел по простиранию – десятки и сотни метров, до пяти километров (Афганистан).

В докембрийских образованиях пегматитовые поля располагаются до периферии древних щитов и срединных массивов в породах соответствующих фаций метаморфизма и связаны с узкими – линейно вытянутыми зонами прогибов. С пегматитами этой формации связаны концентрации ценных компонентов: тантала и ниобия в танталит-колумбите (Fе, Mn)(Ta, Nb)2O6 и микролите (Na, Са, Th, TR (Та, Nb, Ti)2(O, ОН, F)7; лития в сподумене LiAlSi2O6 и лепидолите K2(Li, Al)3(Si3Al10)2(F, OН)4; цезия в поллуците CsAlSi2O6; рубидия в поллуците и лепидолите; бериллия в берилле Al2Be3Si6O18; олова в касситерите SnO2.

Иногда в них появляются хрусталь и ювелирные камни – прозрачные разновидности сподумена, берилла и особенно – турмалина. Драгоценные камни, являющиеся разновидностями редкометальных минералов, характерны для пегматитов, вероятно, переходных от средних к малым глубинам, о чем свидетельствует появление в них пустот – занорышей с кристаллами драгоценных камней. Пегматиты этой формации обычно характеризуются сложным зональным внутренним строением, которое связано с изменением и усложнением минерального состава, а также морфологических особенностей отдельных минералов по направлению от периферии пегматитовых тел к их ядру, а также по простиранию и восстанию крупных пегматитовых жил. Ядерная часть таких тел может быть выполнена кварцем или микроклином и являться обедненной редкометальными минералами (рис. 28).





^ Рис. 28. Схематический разрез жилы редкоме-тальных пегматитов:

17 – зоны. (1 – блокового кварца, 2 – микроклин-лепидолит-альбитовая с танталитом и поллуцитом, 3 – альбит-сподуменовая, 4 – альбитовая, 5 – микроклин-мусковит-альбитовая с бериллом, 6 – блокового микроклина, 7 – графическая кварц-микроклиновая); 8 – вмещающие гнейсы


Вертикальный размах развития этих пегматитов в интервале глубин 3,5–7 км. Связь редкометальных пегматитов с гранитами проявляется в более сложной форме, поскольку они часто залегают вне гранитных плутонов и на значительном от них удалении. Можно лишь уверенно говорить о связи этих пегматитов с определенными магматическими комплексами, а не с конкретными интрузивами. При этом наблюдается связь редкометальных пегматитов с определенными хорошо дифференцированными комплексами гранитоидов и особенно с их поздними дифференциатами. Поля редкометальных пегматитов в складчатых областях располагаются в зонах пологого экзоконтакта гранитных массивов в области развития пород вышеназванных фаций метаморфизма или в пределах крупных ксенолитов вмещающих пород, располагающихся в самих гранитных плутонах. Пегматитовые поля – линейно-вытянутые – протягиваются полосой шириной в 3–8 км до 30 км (в Афганистане) и длиной по простиранию – 5–15 до 90 км. Пегматиты представлены телами выполнения трещин скалывания или отрыва. Формы тел – жильные с раздувами и ответвлениями, иногда линзо- и трубообразные. Размеры отдельных тел по простиранию – десятки и сотни метров, до пяти километров (Афганистан).

В докембрийских образованиях пегматитовые поля располагаются до периферии древних щитов и срединных массивов в породах соответствующих фаций метаморфизма и связаны с узкими – линейно вытянутыми зонами прогибов. С пегматитами этой формации связаны концентрации ценных компонентов: тантала и ниобия в танталит-колумбите (Fе, Mn)(Ta, Nb)2O6 и микролите (Na, Са, Th, TR (Та, Nb, Ti)2(O, ОН, F)7; лития в сподумене LiAlSi2O6 и лепидолите K2(Li, Al)3(Si3Al10)2(F, OН)4; цезия в поллуците CsAlSi2O6; рубидия в поллуците и лепидолите; бериллия в берилле Al2Be3Si6O18; олова в касситерите SnO2.

Иногда в них появляются хрусталь и ювелирные камни – прозрачные разновидности сподумена, берилла и особенно – турмалина. Драгоценные камни, являющиеся разновидностями редкометальных минералов, характерны для пегматитов, вероятно, переходных от средних к малым глубинам, о чем свидетельствует появление в них пустот – занорышей с кристаллами драгоценных камней. Пегматиты этой формации обычно характеризуются сложным зональным внутренним строением, которое связано с изменением и усложнением минерального состава, а также морфологических особенностей отдельных минералов по направлению от периферии пегматитовых тел к их ядру, а также по простиранию и восстанию крупных пегматитовых жил. Ядерная часть таких тел может быть выполнена кварцем или микроклином и являться обедненной редкометальными минералами (рис. 28).





^ Рис. 28. Схематический разрез жилы редкоме-тальных пегматитов:

17 – зоны. (1 – блокового кварца, 2 – микроклин-лепидолит-альбитовая с танталитом и поллуцитом, 3 – альбит-сподуменовая, 4 – альбитовая, 5 – микроклин-мусковит-альбитовая с бериллом, 6 – блокового микроклина, 7 – графическая кварц-микроклиновая); 8 – вмещающие гнейсы


Редкометальные пегматиты широко распространены во всем мире. Один из крупнейших поясов молодых кайнозойских редкометальных пегматитов известен в восточном Афганистане, где он протягивается почти на 800 км. Пегматиты Афганистана связаны с гранитным комплексом мел-палеогенового возраста, от интрузий третьей фазы которого к ним иногда наблюдаются постепенные переходы (через шлировые пегматиты). Они залегают как в различных по составу интрузивах ранних фаз этого комплекса (пологие жилы в трещинах контракции), так и чаще в их экзоконтакте в метаморфизованных породах от протерозойского до триасового возраста (крутые жилы).

Здесь выделено 15 пегматитовых полей размером до 30 × 100 км2, в пределах которых выявлены многие сотни отдельных пегматитовых жил размером до 60 м по мощности и до 5 км по протяженности по простиранию и до 1 км – на глубину, прослеженную благодаря резкой расчлененности здесь рельефа. Выделяется 5 основных минеральных типов пегматитов, залегающих вне связи с составом вмещающих пород – от олигоклаз-микроклиновых с крупным мусковитом и мелким бериллом и мусковит-альбит-микроклиновых с шерлом и крупным бериллом (кристаллы до 1 м) к характеризующемуся значительным развитием метасоматоза лепидот-сподумен-альбитовому типу с тантали­том, микролитом, поллуцитом, касситеритом и иногда присутствующими в основном в занорышах драгоценными камнями и хрусталем. Ювелирное кристаллосырье в пегматитах Афганистана представлено прежде всего сподуменами – прозрачными интенсивно меняющими окраску при повороте розово-фиолетовым кунцитом и зеленым гидденитом, а также желтым трифаном и полихромными и цветными турмалинами – розовым рубеллитом, зеленым верделитом и синим индиголитом. Присутствуют и ювелирные бериллы – розовый воробьевит, сине-зеленый аквамарин и бесцветный ростерит. Размеры ювелирных кристаллов достигают нескольких сантиметров, а содержания их от 10–15 до 150 г/м3 (кунцит).

Руднометаллическое сырье в пегматитах Афганистана представлено прежде всего литиевой минерализацией – в основном сподуменом, отрасти лепидолитом (в руде 1–2% Li2O), крупным рудоразборным и мелкозернистым бериллом (0,03–0,1% ВеО), танталитом-колумбитом и микролитом (до 3% Та2O5, до 5% Nb2O5), поллуцитом (1–30% Cs2O, О, n% Rb2O), а также касситеритом (О, On – 1% SnO2).

Доля запасов этих редких металлов в кайнозойских пегматитах Афганистана в мировых ресурсах составляет от 10 до 30%.

^ Пегматиты больших глубин. Пегматиты больших глубин (слюдоносные) располагаются среди метаморфических пород высокой альмадин-амфиболовой фации метаморфизма. Вертикальная амплитуда распространения этих пегматитов составляет не менее 2,5 км. Учитывая их более глубинное, чем редкометальных пегматитов образование, интервал глуши их формирования можно оценить в 7–10 км. С этой формацией связаны все промышленные пегматитовые месторождения мусковита и некоторые керамические пегматиты. Иногда в них содержится также и бериллиевая минерализация (Индия); тогда пегматиты приобретают черты переходной мусковит-редкометальной формации. Слюдоносные пегматиты преимущественно синорогенные, структура их в основном определяется складчатыми деформациями, связанными с ними процессами трещинообразования и проявлением выполняемых пегматитами трещин отслаивания. Иногда пегматитовые тела образуются путем интенсивного замещения и переработки вмещающих гнейсов. Тогда они имеют неправильную форму и сопровождаются постепенными переходами к вмещающим породам. Примером распространения этой формации является Мамско-Чуйская слюдоносная провинция – одна из крупнейших в мире. Она представляет собой асимметричный синклинорий, сложенный ритмично-слоистой толщей верхнепротерозойских кристаллических сланцев. К ядерной части центрального поднятия синклинория тяготеют несколько крупных гранитогнейсовых куполов, к апикальным частям которых приурочены крупные пегматитоносные массивы жильные проявления пегматитов, с которыми связаны основные промышленные месторождения мусковита. Большинство исследователей провинции связывают образование пегматитов с раскрытием трещин в связи с процессами складкообразования в позднеорогенный период, сопровождавшимися развитием поперечных складчатых деформаций. Поэтому интенсивность и морфология складчатости являются в этом участке фактором прогнозной оценки залегающих в этих складках мусковитовых пегматитов.

Пегматитоносные массивы представлены мощными седловидными залежами мелко- и среднезернистых пород с гнездами пегматитов графической и пегматоидной структур, содержащих значительное количество крупнолистового промышленного мусковита. Иногда многочисленные гнезда такиx мусковитовых пегматитов контролируются структурами типа гигантских штокверков, имеющих размеры в сотни метров и километры.

Важнейшие жильные и трубообразные пегматитовые тела провинции проявлены как на участках развития седловидных залежей, так и самостоятельно. Мощность пегматитовых жил главным образом 1–10 до 60 м при протяженности по простиранию от нескольких до 800 м. Жилы в основном представлены незамещенными биотит-плагиоклаз-кварц-калишпатовыми инъекционными пегматитами, не содержащими промышленной руды. Лишь 2–7% этих жил в разной степени подвержены кварц-мусковитовому замещению с образованием сложных продуктивных мусковитоносных тел, составляющих ту или иную часть пегматитовой жилы. Содержания мусковита составляют от нескольких единиц до десятков килограммов на кубический метр, качество его определяется размером и бездефектностью его кристаллов.

^ Пегматиты весьма больших глубин. Пегматиты этой формации проявляются в высокометаморфизованных толщах древних щитов, сложенных породами высшей гранулитовой фации метаморфизма. Она формируется на глубинах более 10–11 км и обычно не несет промышленного оруденения. Эти пегматиты сложены, как правило, среднезернистыми или графическими пегматитами, которые могут представлять интерес как керамическое сырье. В пегматитах иногда присутствуют концентрации ортита (Са, Се)2(Fe, Al)SiO4 × Si2O7O(ОН) или монацита (Се, Th, La)PO4 – ценных редкоземельных минералов, которые могут накапливаться при образовании россыпей. Эти пегматиты чаще имеют шлировидную форму и постепенно через мигматитовые зоны переходят во вмещающие высокометаморфизованные породы, что свидетельствует о их метаморфическом происхождении.

Есть особый тип связанных с кислыми пегматитами образований, которые называют «пегматитами линии скрещения» (А.Е. Ферсман) или «десилицированными пегматитами» (В.И. Смирнов). В обычных условиях гранитные пегматиты залегают в породах кислого или близкого к нему состава, и такие пегматиты А.Е. Ферсман называл пегматитами чистой линии. Однако отмечаются случаи, когда кислый пегматитовый расплав или раствор попадает во вмещающие породы резко отличного от них (ультраосновного или карбонатного) состава. В этом случае происходит интенсивный обмен компонентами между пегматитом и вмещающими породами, в результате чего образуются пегматиты линии скрещения. При этом из пегматита в боковую породу уходят К2О и SiO2, которыми она бедна, в пегматите накапливается остающийся А12О3, а из вмещающей породы привносятся СаО и MgO. Таким образом, в контактах пегматитовой жилы образуется тальковая и биотитовая оторочки, в которых иногда находятся драгоценные камни (изумруды и др.), а внутри такой своеобразной жилы образуется слагающая ее плагиоклазовая порода с тем или иным количеством свободного глинозема в виде ценного абразивного минерала – корунда или его драгоценных разновидностей – рубина и сапфира. Такие породы – корундовые плагиоклазиты, содержащие более 40% корунда, разрабатываются в качестве абразивов, при содержании 15–40% корунда требуется их обогащение. Они разрабатываются и для получения ценных ювелирных камней.

Контрольные вопросы


  1. Что такое пегматиты, их основные петрографические типы, особенности их| строения и залегания, формы и размеры тел, с какими породами они бывают связаны, их возрастная характеристика?

  2. Каковы основные особенности минералогического состава и строения гранитных пегматитов. Какие формы тел для них характерны, каковы их взаимоотношения с вмещающими породами и их внутреннее строение?

  3. Какими свойствами характеризуются пегматиты, относимые к основным промышленным формациям гранитных пегматитов, какой основной фактор рас­сматривается определяющим для их образования, какие полезные ископаемые в них присутствуют и в каких минералах и содержаниях?

  4. Назовите основные полезные ископаемые, добываемые из пегматитовых месторождений; какие из них добываются преимущественно из этого типа место­рождений?

  5. Какие существуют основные теории образования пегматитов, какими данными они обосновываются, на изучении преимущественно каких типов пегматитов они разрабатывались?


^ СКАРНОВЫЕ МЕСТОРОЖДЕНИЯ


Скарнами называют породы известково-силикатного состава, образовавшиеся метасоматическим путем в приконтактовой зоне интрузивов среди карбонатных и в меньшей степени силикатных пород. Когда в них накапливается ценное минеральное сырье, образуются скарновые месторождения полезных ископаемых.

По составу исходных пород скарны подразделяются на три разновидности:

1. Известковые скарны, образованные при замещении известняков, наиболее распространенные. Типоморфные минералы – гранаты (гроссуляр – андрадит) и пироксены (диопсид – геденбергит).

2. Магнезиальные скарны, возникшие при замещении доломитов. Типоморфные минералы – диопсид, форстерит, шпинель, флогопит, людвигит, магнетит, доломит.

3. Силикатные скарны, сформированные по интрузивным, эффузивным и реже осадочным силикатным породам. Состав их подобен известковым скарнам, наиболее характерный минерал – скаполит.

Скарновые месторождения, по инфильтрационно-диффузионной гипотезе Д.С. Коржинского, формируются вблизи границы силикатных и карбонатных пород в связи с циркуляцией горячих растворов, привносящих химические соединения, выносимые из глубинных магматических очагов или заимствованных из пород на путях движения этих растворов.

Диапазон формирования скарнов гипабиссальной фации 1–4 км, мезоабиссальной – 4–15 км и абиссальной – 15 км и более. Типичное для скарнов оруденение образуется при температурах 200–500 С. Месторождения локализуются в сводных частях интрузивных куполов, в сводах и на крыльях различных складок, в участках их замыкания. В расположении отдельных скарново-рудных залежей в пределах рудных полей часто наблюдается контролирующая роль дизъюнктивных нарушений, зон трещиноватости, раздавливания.

Форма залежей полезных ископаемых, заключенных в скарнах, – пластовые и пластообразные, линзовидные, штоки, трубы, жильные и жилообразные, гнезда, сложные ветвящиеся тела. Наиболее крупные пластовые и пластообразные залежи протягиваются на 2–2,5 км при мощности до 200 м. Размеры зерен минералов, слагающих скарны, обычно от долей мм до 1–2 см, отдельные кристаллы достигают десятков сантиметров. Наиболее распространенные текстуры рудных агрегатов – массивная, пятнистая, полосчатая, друзовая; структуры – гранобластовая, порфиробластовая, пойкилобластовая, волокнистая и реликтовая.

Для скарновых месторождений характерны следующие особенности:

1. Метасоматический характер минералообразования, о чем свидетельствуют псевдоморфозы отдельных минералов и минеральных комплексов по ранее отложившимся минералам и их агрегатам.

2. Смена фаций, характеризующаяся вытеснением в минералах кальция магнием, а магния железом.

3. Зональное строение по направлению от контакта с интрузивом. По мере удаления от контакта меняется состав плагиоклазов, гранатор, пироксенов.

4. Стадийность в образовании скарнов, связанная с изменением состава привносимых веществ.

Наиболее значительны по запасам известково-скарновые месторождения железа, кобальта, меди, вольфрама, молибдена, свинца, цинка, золота, олова, бериллия, скандия, ниобия, редких земель, тория, урана, графита, витерита, пьезокварца. Типичными представителями магнезиально-скарновых месторождений являются месторождения железных руд, бора, флогопита, хризотил – асбеста и талька. В силикатных скарнах встречаются месторождения андалузита, силлиманита и кианита, флогопита, лазурита, корунда, рубина и сапфира.

Скарновые магнетитовые месторождения приурочены к геосинклинальным вулканогенно-осадочным комплексам с вулканитами основного и среднего состава, содержащими пласты или прослои известняков, доломитов, известковых туфов и туффитов. Обязательным условием возникновения скарновых магнетитовых месторождений является внедрение в вулканогенно-осадочную толщу интрузий гранитоидов повышенной основности или щелочности (производных базальтовой магмы). Внедрение этих интрузивов происходило в зонах глубинных разломов. Локализация залежей месторождений контролировалась системой пластических и разрывных нарушений, сопряженных с глубин­ными разломами. Формы рудных тел – неправильные жилообразные, пластообразные (рис. 29).




^ Рис. 29. Схематический геологический разрез Гороблагодатского месторождения:

1 – четвертичные отложения и мезозойская кора выветривания; 2 – трахибазальтовые порфириты экструзивные; 3 – трахибазальтовые порфириты эффузивные; 4 – туфы порфиритов; 5 – конгломераты базальт-известковые; 6 – туфопесчаники; 7 – базальтовые порфириты; 8 – сиениты; 9 – сиенит-порфириты; 10 – скарны; 11 – магнетитовые руды; 12 – тектонические нарушения


В минеральную ассоциацию известково-скарновых месторождений входят пироксен салитового типа, гранаты андрадит-гроссулярового ряда, эпидот, цоизит. актинолит, хлорит, везувиан, магнетит, пирит, кальцит, кварц. Для магнетитовых магнезиально-скарновых месторождений характерно развитие магнезиальных силикатов – форстерита, фассаита, шпинели, флогопита, скаполита, серпентина, людвигита, ашарита.

Наиболее типичными элементами-примесями в рудах скарновых магнетитовых месторождений являются: кобальт – преимущественно в пирите, иногда в виде кобальтовых сульфидов (кобальтина, глаукодота); Ванадий – в магнетите, железистых пироксенах и амфиболах; медь – в халькопирите и других медных сульфидах; цинк – в сфалерите.

Содержание железа в рудах скарново-магнетитовых месторождений колеблется от 20 до 60%, серы до 2–3%, фосфора – сотые доли процента. Руды массивной и вкрапленной текстур, крупно- и среднезернистые. Протяженность залежей обычно десятки – сотни метров, реже несколько километров, мощность – метры, десятки метров.

По запасам различаются: крупные (более 1 млрд. т), средние (100 млн т и более) и мелкие (десятки млн т).

В СССР скарново-магнетитовые месторождения разрабатываются на Урале (Высокогорское, Гороблагодатское и др.), в Северном Казахстане (Соколовское, Сарбайское и др.), на Кавказе (Дашкесанское), в Западной Сибири (Таштагольское, Шерегешевское и др.) и Красноярском крае (Тейское, Абаканское и др.). Многочисленные скарново-магнетитовые месторождения известны также в США, Центральной и Южной Европе, Вьетнаме, Китае, Японии и в других странах.

Скарновые магнетитовые месторождения имеют большое практическое значение, по добыче железных руд они занимают второе место в СССР (20%) и третье место в мире (15%).

Молибденит-шеелитовые скарновые месторождения формировались в процессах тектономагматической активизации на платформах и в областях завершенной складчатости. Образование их связано с лейкократовыми калиевыми гранитами. Они залегают в зонах контактов карбонатных и алюмосиликатных пород, реже среди эффузивов среднего состава. Скарнированию подвергаются как карбонатные, так и алюмосиликатные породы, к последним относятся эндоконтактовые зоны материнских плутонов. Благоприятные структурные условия развития скарнов возникли при сочетании пологих контактов интрузивов с рассекающими их тектоническими нарушениями.

Скарны образуют залежи сложной формы, а также жилы, линзы, гнезда и пластбобразные тела. Протяженность залежей несколько километров, мощность – метров (рис. 30).




База данных защищена авторским правом © kursovaya-referat.ru 2017
При копировании материала укажите ссылку