Действие механизма диффузионного флюидозамещения при образовании постмагматических месторождений

2.2.3. Действие механизма диффузионного флюидозамещения при образовании постмагматических месторождений

2.2.3.1. О сходстве и различии гидротермальных жильных руд с магматическими породами и их генезис на основе механизма диффузионного флюидозамещения

Рядом исследователей приводились данные об образовании гидротермальных месторождений из высококонцентрированного гелеобразного коллоидного флюида, формирование которого про­исходило в результате привноса коллоидных растворов из магмы (Чухров, 1955) или образования коллоидов из истинных растворов и их коагуляции на месте образования месторождений как следст­вие реакции с компонентами вмещающих пород (Радкевич, 1952; Бетехтин, 1955). Высказываются также представления о формиро­вании рудных жил из высококонцентрированного полимеризован­ного гидротермального флюида, образующегося в процессе вос­стающего продвижения первоначально разбавленных магматоген­ных растворов в верхних частях колонн в пределах самих рудных полей (Иванкин, 1970; Кормилицын, 1973).

Метаколлоидные образования характерны для ряда гидро­термальных месторождений медно-молибденовой (Сотников и др.; 1977) и других формаций. Такого типа растворы получены экспе­риментально и из подземных источников (Шарапов, 1992).

Для того чтобы правильно понять природу гидротермальных жильных образований и их генезис, покажем их главнейшие тек­стурно-структурные особенности и взаимоотношения с вмещаю­щими породами в плане сравнения с магматическими породами на примере конкретных образцов из нескольких типовых месторожде­ний.

На рис. 28 показана зарисовка образцов Риддерского кварц-халькопиритового месторождения из Лениногорского рудного рай­она полиметаллических руд на Алтае. Видны резко угловатые раз­ноориентированные обломки вмещающих порфиритов, взвешенных в сульфидно-кварцевой жильной массе прожилков. Каждый такой обломок окружен гребенчатой оторочкой кристаллов кварца, нарас­тающих перпендикулярно концентрически-зонально на стенки с по­степенным укрупнением размеров зерен (см. рис. 28, в). Кварц при­сутствует также в виде метасоматических прожилков и зон замеще­ния в самих ксенолитах (см. рис. 28, б) и зальбандах жил. Этот ме­тасоматический кварцевый агрегат имеет очень мелкозернистую структуру и содержит нередко многочисленные коррозионно-округ­ленные, а также угловатые реликты вмещающей породы. В частно­сти, в нем хорошо сохраняются контуры и распределение порфиро­вых вкрапленников полевого шпата из порфирита.

Развитие этого кварцевого агрегата предшествует формиро­ванию концентрически-зональной оторочки того же минерала, так как кристаллы последнего нарастают на него там, где он присутст­вует в ксенолитах или стенках жил. Часто можно видеть также, что рост концентрически-зональной оторочки является как бы продол­жением развития этого агрегата, следуя непосредственно вслед за его формированием. По существу, это можно видеть в любом кон­такте ксенолита с жильным материалом, где внутренняя граница концентрически-зональной оторочки при общих угловато-прямоли­нейных макроскопически видимых очертаниях имеет при наблюде­нии под микроскопом мелкоизвилистую конфигурацию с призна­ками метасоматического врастания кристаллов кварца в стенки ксенолитов. Иначе говоря, внутренняя часть концентрически-зо­нальной оторочки является метасоматической, а рост внешней части происходил в условиях формирования кристаллов в свобод­ном пространстве объема жил. В данном случае метасоматоз сразу же непосредственно сменялся свободным ростом кристал­лов. Но наряду с этим признаки пересечения метасоматического кварцевого агрегата жилками кварца с гребенчатым его нараста­нием на стенки свидетельствует, что после завершения метасома­тоза происходило также и перемещение ксенолитов, их дробление и обрастание концентрически-зональным кварцем. Это обрастание ксенолитов, уже метасоматически переработанных, происходило еще тогда, когда они находились во взвешенном состоянии, т. е. как бы плавали в вязком высококонцентрированном флюиде, су­ществовавшем уже после завершения метасоматоза.

Рис. 28. Зарисовка текстуры сульфидно-кварцевых прожилков Риддер­ского медного месторождения (Рудный Алтай): а – образец с резко угло­ватыми ксенолитами вмещающих порфиров, взвешенных в сульфидно-кварцевой жильной массе; б – образец с признаками метасоматической коррозии и окварцевания ксенолитов, на которые нарастает концентриче­ски-зональная оторочка свободной кристаллизации кварца в объеме жилы; в – увеличенный участок прожилка с ксенолитами, окруженными концентрически зональной кварцевой оторочкой 1 – вмещающие породы – порфир; 2 – средне-крупнозернистый кварц, свободно кристаллизующийся в объеме трещинной пустоты из флюида, включая и кварц концентрически-зональных оторочек около ксенолитов и зальбандов прожилков; 3 – метасоматический мелкозернистый кварце­вый агрегат; 4 – концентрически-зональные щеточки кварца около ксено­литов; 5 – сульфиды (в основном халькопирит), иногда с кальцитом и хлоритом

Рис 29. Зарисовка текстуры кварц-сфалеритовой руды из оловорудного месторождения Валькумей (Чукотка): а – общий вид текстуры, б – увели­ченная деталь текстуры на контакте с ксенолитом (образец из музейной коллекции ЦНИИОлово) 1 – скопления крупнозернистого сфалерита, 2 – вмещающая порода (кварцевый порфир), 3 – метасоматический мелкозернистый кварцевый агрегат, замещающий ксенолиты, 4 – хлорит-кварцевая средне-крупно­зернистая жильная масса с мелкозернистым сфалеритом, 5 – кристаллы кварца

Рис 30. Зарисовка текстуры флюоритовой жилы из месторождения Усугли (Читинская область): а – общий вид жилы, б – увеличенная деталь кон­такта ксенолита с жильной массой флюорита 1 – вмещающая порода (кварцевый порфир); 2 – метасоматический мел­козернистый кварцевый агрегат с многочисленными коррелированными реликтами вмещающей породы; 3 – кристаллический кварц (а – щеточки кристаллов кварца внутри оторочки на контакте ксенолитов, б – отдель­ные кристаллы кварца внутри флюорита); 4 – оторочки фиолетового флюорита на контакте с ксенолитами и в краях жилы; 5 – флюорит белого цвета из внутренней части жилы

На рис. 31 приведена зарисовка образцов из кварц-гематито­вого месторождения Рудный Лог на юго-восточном Алтае. Внутри кварц-гематитовых жилок имеются многочисленные резко углова­тые обломки вмещающих порфиров с признаками метасоматиче­ского окварцевания. Эти ксенолиты, так же как и контакты жил, трахитоидно обтекаются полосчатостью кварц-гематитового мате­риала жил и субпараллельно ориентированными пластинчатыми кристаллами гематита. Они иногда также бывают окружены кварц-гематитовыми оторочками с повышенным содержанием мелкоче­шуйчатото гематита. Причем интересно, что распределение этого гематита четко ограничено контактами ксенолита и он не встреча­ется внутри метасоматического кварца в ксенолитах. Только по наличию этого гематита можно различить кварцевую массу обоих типов, поскольку по текстуре и структуре самого кварца последние неразличимы и имеют постепенные переходы между собой. Внутри кварц-гематитовых жил встречаются более крупнозерни­стые зоны метасоматической перекристаллизации материала жил с постепенными переходными контактовыми зонами. Особенно­стью этих зон является наличие идиоморфных кристаллов кварца по отношению к гематиту, тогда как в самой массе жилы пластинки гематита являются идиоморфными по отношению к кварцу. В жи­лах часто встречаются также идиоморфные игольчатые кристаллы кварца, развивающиеся поперек полосчатости в жилах.

Puc. 31. Зарисовка текстуры гематит-кварцевых жил железорудного ме­сторождения Рудный Лог (юго-восточный Алтай) 1 – вмещающая порода (фельзит); 2 – гематит-кварцевая жильная масса (ориентировка штрихов соответствует ориентировке пластинчатых кри­сталлов гематита); 3 – существенно кварцевый материал жилы; 4 – зона крупнозернистой метасоматической перекристаллизации жильной массы с идиоморфными кристаллами кварца и крупночешуйчатым гематитом

Рис. 32. Инъекционный прожилок кварц-гематитовой руды в фельзитах; в цен­тральной части – зона пегматоидной перекристаллизации руды (фотография полированного образца; месторожде­ние Рудный Лог, Горный Алтай)

	Рис. 33. Взвешенные угловатые ксе­нолиты вмещающего гранита в мо­либден-кварцевой жиле (фотогра­фия полированного образца; Сор­ское молибденовое месторождение, Хакасия)
	Рис. 34. Взвешенные угловатые об­ломки вмещающей породы в халь­копирит-кальцитовой жиле (фото­графия полированного образца; Золототушинское медное месторож­дение, Рудный Алтай)
	Рис. 35. Брекчиевидная текстура касситерит-кварцевой руды (фото­графия полированного образца; оловорудное месторождение Валь­кумей, Чукотка; из коллекции ЦНИИолово)

	Рис. 36. Брекчиевидная текстура галенит-сфалерит-кальцитовой жилы со взвешенными обломками вмещающих пород (фотография полированного образца; месторож­дение Хапчеранга, Забайкалье)
	Рис. 37. Взвешенные угловатые об­ломки вмещающих пород во флюо­рит-пиритовой жиле, обрастающие сначала оторочкой пирита, а с внешней стороны – флюоритом (фотография полированного об­разца;. Калангуйское флюоритовое месторождение, Читинская область)
	Рис. 38. Взвешенные обломки яшмы в кварцевой жиле; каждый, даже самый мелкий, обломок обрастает концентрически-зональной отороч­кой кристаллов кварца (фотография полированного образца орской яшмы)

Такая постепенность перехода и замещения ксенолитов ха­рактерна и для внедрившихся интрузивов магматических пород. Но отличительной их особенностью является то, что постепен­ность перехода здесь создается за счет послемагматических ав­тометасоматических процессов, например, в результате замеще­ния порфиробластами калиевого полевого шпата одновременно как гранитов, так и ксенолитов или развития пегматитовидных по­род при автометасоматической перекристаллизации интрузивов (Заварицкий, 1947). Такие же случаи автометасоматоза иногда встречаются и в жильных гидротермальных месторождениях, как это показано на примере Рудного Лога (см. рис. 31 и 32). Для зон зарождения магматических пород, каковыми являются поля мигма­титов среди глубокометаморфизованных пород, постепенные ме­тасоматические переходы от жил к вмещающим породам на маг­матической стадии обычны, как и для гидротермальных жил непо­средственный переход метасоматических образований в высоко­концентрированную жильную массу.

Особенностью руд гидротермальных месторождений явля­ется наличие сферолитоподобных, или так называемых, по В. С. Кормилицину (1973), сгустковых, текстур. Например, на рис. 39 это видно на образцах Сорского кварц-молибденитового, Дегтярского медно-колчеданного и Юбилейного кварц-касситери­тового месторождений. Это же характерно и для ряда железоруд­ных месторождений, например, Рудногорского и Тейского. Сгустко­вая текстура описана на примере многих гидротермальных место­рождений Забайкалья (Кормилицын, 1973). Сферолитовые колло­морфные текстуры известны в ряде месторождений (Радкевич, 1952; Левицкий, 1955; Парк и др., 1966). Показанное выше на ри­сунках концентрически-зональное обрастание ксенолитов жиль­ным материалом является типичным проявлением сферолитовых текстур. Наличие таких сферолитов, сформировавшихся ранее затвердевания основной массы жильного материала и взвешенных в ней, не может быть объяснено с позиции постепенного отложе­ния руд из разбавленных гидротермальных растворов, так как эти сферолиты (а также и ксенолиты) под действием силы тяжести должны были бы концентрироваться на нижнем контакте жил, чего обычно не наблюдается. Здесь очевидно, что сферолитовые и сгу­стковые текстуры образуются в условиях высококонцентрирован­ного вязкого флюида, способного удерживать их длительное время во взвешенном состоянии, когда они продолжают концентрически-зональный рост. Подтверждением существования такого флюида является присутствие типичных колломорфных текстур, часто встречающихся в близповерхностных месторождениях.

Рис. 39. Зарисовка сферолитоподобных и сгустковых текстур Дегтярского медно-колчеданного месторождения на Урале (а), Сорского медно-мо­либденового месторождения в Хакасии (б) и Юбилейного кварц-кассите­ритового месторождения на Дальнем Востоке (в) 1 – кварцевая жильная масса; 2 –кварц-хлоритовый агрегат; 3 – рудные минералы (пирит на Дегтярском месторождении, чешуйки молибдена на Сорском и касситерит на Юбилейном)

Магматическим интрузивным телам свойственно пересечение внешних ранее закристаллизовавшихся пород жилами и дайками из внутренних частей интрузивов. Подобные же соотношения часто можно наблюдать и в пределах гидротермальных жил, когда их ранее сформировавшиеся участки концентрически-зональных оторочек пересекаются жилками поздних, обычно более низкотем­пературных минеральных ассоциаций, слагающих внутренние части жил или даже присутствующих в виде взвешенных ксеноли­тов среди последних (см. рис. 40).

Рис. 40. Зарисовка кварц-кар­бонатной жилы из золоторуд­ного месторождения Вершина Дарасуна (Читинская область) 1 – вмещающие породы; 2 – крупнокристаллический идио­морфный кварц; 3 – карбонат

Неравномерность распределения минеральных ассоциаций в гидротермальных жилах, на что обращалось внимание рядом ис­следователей (Бетехтин, 1955; Кормилицын, 1973), отражает очень характерную черту их образования. Магматические породы в процессе своего течения и внедрения в вышележащие горизонты вмещающих пород интенсивно перемешивались и выравнивали свой состав, и неравномерность минерального и химического со­става гидротермальных жил можно объяснить только тем, что они не испытывали существенного механического перемещения и в основном формировали текстурно-структурные особенности на месте своего зарождения в ходе гидротермально-метасоматиче­ских процессов, т.е. вязкой высококонцентрированной консистен­ции флюид достиг, по существу, на месте образования. Если бы он внедрялся на значительное расстояние вдоль трещинных зон, то тогда он, так же как и магматические породы, достиг бы сущест­венного выравнивания состава. Но тем не менее некоторые при­знаки течения этого гидротермального флюида все же иногда встречаются в виде трахитоидной ориентировки ксенолитов и об­текания их и контактов жил удлиненными кристаллами жильной массы, что свидетельствует о небольшом перемещении флюида.

Следовательно, на основании вышеприведенного анализа можно констатировать, что гидротермальные жильные месторож­дения, начав свое формирование с интенсивного околожильного метасоматоза, закончили его образованием почти на этом же месте вязкого высококонцентрированного магматически-подобного флюида типа коллоидной гелеподобной массы, которая могла кри­сталлизоваться с главнейшими признаками магматических пород, но в условиях низких температур. Автором предлагается новая идея об образовании такого флюида на основе механизма диффу­зионного флюидозамещения. Если предыдущими исследовате­лями, как отмечалось выше, предлагалось образование такого флюида в результате или дифференциации магматического рас­плава, или привноса гидротермами коллоидных растворов из маг­матической интрузии, или коагуляции истинных гидротермальных растворов на месте образования жил в результате реакций с вме­щающими породами, или полимеризации флюида, то автором предлагается идея о зарождении коллоидных растворов на месте формирования жил в результате диффузионных метасоматиче­ских процессов. В определенной степени эта идея близка концеп­ции А. Г. Бетехтина об образовании коллоидов из истинных рас­творов в результате взаимодействия с вмещающими породами, но отличается тем, что, согласно ей, в определенных условиях мета­соматический процесс, происходящий в околотрещинном про­странстве, способствует зарождению коллоидных частиц, которые перемещаются в трещины, заполняют их, доводя свою концентра­цию до гелеподобного состава. Иными словами, сам метасомати­ческий процесс служит активным механизмом зарождения колло­идных частичек, а привнос истинных растворов из магматического очага только содействует этому зарождению путем активизации метасоматического процесса. Или, точнее говоря, избыточные продукты метасоматических реакций выделяются в трещинные пустоты в виде коллоидных частичек. А. Г. Бетехтиным метасома­тозу отводится только пассивная роль в коллоидообразовании – как поставщику истинно растворенных компонентов из вмещающих пород, которые, смешиваясь с истинными же гидротермальными растворами, образуют коллоиды.

2.2.3.2. Признаки магматически-подобной природы и генезис богатых эндогенных железных руд

Все тела сплошных богатых руд этих месторождений имеют жилообразную или линзообразную форму, обусловленную приуро­ченностью их к зонам дробления горных пород, образованным или при тектонических подвижках, или в результате магматических эксплозионных процессов (Атлас..., 1973). Это зоны, где образова­лись в том или ином количестве и объеме трещинные пустоты, ко­торые заполнялись рудным веществом при участии резко выра­женных процессов метасоматического замещения вмещающих по­род. Это подтверждается приуроченностью богатых руд к разду­вам мощностей тел. Чтобы понять способ заполнения существую­щего объема рудных тел, рассмотрим детальнее текстурно-струк­турные особенности богатых руд и их взаимоотношения с вме­щающими породами.

Характерной чертой состава богатых железных руд является наличие двух (или более) минеральных фаз, обычно различаю­щихся по цвету. Одна фаза темноцветная, представлена в основ­ном магнетитом, а другая, сравнительно более лейкократовая по цвету, состоит из ассоциации минералов (кальцит, кварц, суль­фиды, хлорит, серпентин, эпидот, амфибол, флюорит, мушкетовит, бурый гранат, плагиоклаз, скаполит), в разных количествах и соот­ношениях в разных рудах. Назовем условно первую фазу рудной, а вторую – салической. Эти фазы характеризуются повсеместным одновременным развитием во всех участках рудных тел.

Обычно образование минеральной ассоциации салической фазы рассматривается исследователями как результат поздней низкотемпературной стадии метасоматоза, накладывающейся на рудные минералы вдоль трещин (Вахрушев, 1965; Мазуров, 1985). Однако более внимательное рассмотрение позволяет прийти к другому заключению.

Особенностью выделений обеих фаз при любом их соотно­шении является то, что они как бы взвешены одна в другой. Выде­ления количественно меньшей по объему фазы располагаются изолированно друг от друга и не имеют подводящих трещинных каналов. Они постоянно присутствуют в тех или иных количествах во всех участках рудных тел, а не приурочены к каким-либо тре­щинным зонам. Это свидетельствует об одновременности их обо­собления.

Типичной морфологической чертой выделений салической фазы является то, что их контуры обычно являются как бы вогну­тыми вовнутрь, обнаруживая характерные признаки нарастания в них рудной фазы.

Аналогичные особенности характерны и для директивных тек­стур – волнисто-линзовидно-полосчатых, так называемых бурун­дучных или рябчиковых. Когда в них количество салической фазы больше 50 %, то рудная фаза оказывается как бы заключенной в виде полосчато-линзовидных прерывистых полосок также с при­знаками их роста внутрь салической фазы. При увеличении коли­чества рудной массы салическая фаза приобретает интерстицион­ный характер, оказываясь целиком заключенной в рудной фазе, но сохраняя признаки субпараллельно ориентированной линзовидно-полосчатой текстуры (рис. 42).

Интерстиционный характер салическая фаза имеет по отно­шению к округленно-сферическим обособлениям рудного веще­ства самых различных размеров – от скоплений нескольких еди­ничных зерен магнетита до сферолитоподобных их обособлений, имеющих радиус более нескольких миллиметров. Последнее можно определять по кривизне вогнутых контуров обособлений салической фазы.

К числу морфологических особенностей выделений саличе­ской фазы относится то, что они имеют признаки несколько более позднего формирования своей конфигурации, чем рудная фаза. Это выражается в том, что они нередко образуют жиловидные от­ветвления, ориентированные поперек общей линзовидно-ориенти­рованной текстуры руд. Эти ответвления иногда как бы рассекают поперек несколько рудных слойков и согласно сливаются с обеих сторон с салическими субпараллельными линзами. Но каждое та­кое обособление является в целом изолированным в рудной массе и не имеет каких-либо подводящих трещинных каналов, являясь составной частью самой салической фазы. Нередко встречаются и тончайшие жилковидные ответвления от салической фазы, имею­щие характер жилок, секущих рудную фазу (см. рис. 41). Но такие просечки присутствуют на общем фоне четкого идиоморфизма зе­рен магнетита и их сферических скоплений по отношению к сали­ческой фазе, т. е. наличие таких прожилков свидетельствует не о позднем формировании салической фазы, а о более позднем за­вершении ее кристаллизации, как это свойственно магматическим породам.

Рис. 42. Волнисто-линзовидно-полосчатая (бурундучная) текстура магнетитовых руд, вверху переходящая в массив­ную сплошную с интерстициальными выделениями саличе­ской фазы (зарисовка образцов): а – месторождение Маргоз, обр. МР-3 (салическая фаза, обозначенная крапом, суль­фидно-кальцитового состава); б – Тейское месторождение обр. ТЯ-5 (салическая фаза кальцит флюоритового состава; многие ее выделения имеют зональное строение: по краям идиоморфные кристаллы кальцита, в центре – ксеноморф­ный флюорит)

Более детальное изучение состава и структуры фаз под мик­роскопом выявляет признаки последовательной кристаллизации фаз, в большинстве случаев сначала рудной, а затем салической. Это выражается в идиоморфизме зерен магнетита по отношению ко всем минералам салической фазы (рис. 43), и также в округ­ленно-выпуклой конфигурации рудных выделений внутрь саличе­ской фазы.

Рис. 43. Взаимоотношения рудной (сплошная заливка) и салической сульфидно-хлоритовой (крап) фаз с взвешенными обломками вмещаю­щих гранатовых скарнов (штриховка) в рудной брекчии (зарисовка обр. Иб 34): а – общий вид, б – увеличенные детали (видны оторочки магне­тита на коррелированных обломках скарнов в тех участках, где эти об­ломки включены и взвешены в салической фазе, при увеличении – б – можно наблюдать отчетливый идиоморфизм и признаки нарастания маг­нетита внутрь салической фазы и вместе с тем резко коррозионные гра­ницы магнетитовой оторочки с обломками скарна, видны также тонкие жилковидные просечки салической фазы в магнетитовую оторочку, что свидетельствует о несколько позднем завершении ее кристаллизации)

Имеются признаки зональной кристаллизации выделений са­лической фазы с их периферии вовнутрь, т. е. как бы продолжение кристаллизации рудной фазы. Это, например, эффектно проявля­ется на Тейском месторождении в часто встречающихся здесь ру­дах с волнисто-линзовидно-полосчатой (бурундучной) текстурой (см. рис. 42). В некоторых их разностях мафические полоски сло­жены идиоморфными зернами магнетита в серпентиновом базисе, а салическая фаза в центре представлена флюоритом, а по краям – идиоморфными кристаллами кальцита в виде друз, нарас­тающими на края рудной фазы. Причем эти руды ассоциируют с массивными их разностями, где флюорит образует неправильные ветвистые выделения, окруженные оторочкой колломорфного сер­пентина с сульфидами. В этом случае выделения флюорита также являются изолированными в рудной массе и не имеют каких-либо трещинных подводящих каналов, что свидетельствует об их одно­временном обособлении с рудной массой. Но кристаллизация этих выделений идет после кристаллизации самой рудной массы маг­нетита. На Тейском месторождении часто встречаются зональные выделения салической фазы, сложенные по краям преимущест­венно идиоморфными зернами пирита, а в центре – кальцитом.

Концентрически-зональное нарастание рудной фазы хорошо видно в сферолитовых рудах Рудногорского месторождения, где магнетит растет в виде зональных сферолитов (Вахрушев и др., 1976). В ряде месторождений встречается мушкетовит, нарастаю­щий в виде пластинчатых друз внутрь салической фазы.

В некоторых случаях салическая фаза имеет признаки более ранней кристаллизации, чем рудная фаза. Это характерно, напри­мер, для скаполит- и альбит-магнетитовых руд Анзасского место­рождения, апатит-магнетитовых руд Холзунского и Лебяжинского месторождений, полевошпатово-магнетитовых руд Естюнинского месторождения. В них скаполит и полевые шпаты имеют признаки большего идиоморфизма по отношению к магнетитовой фазе.

Следовательно, особенностью богатых железных руд явля­ется одновременность обособления двух фаз и определенная по­следовательность кристаллизации этих фаз. Подтверждением од­новременности обособления двух фаз является их повсеместное и часто довольно равномерное развитие во всем теле богатых руд. Признаки одновременности обособления наиболее четко прояв­лены в рудах с бурундучной текстурой, так как здесь совершенно невозможно предположить, чтобы одна из фаз обособилась позд­нее другой, например, была образована путем метасоматического замещения. Этот тип руд приурочен обычно к раздувам мощностей рудных тел, где наиболее вероятно наличие максимальных зон проницаемости, т. е. пустых пространств до начала рудоотложения (месторождения Таштагольское, Инское, Ирбинское, Маргоз, Тей­ское и др.).

Подобное обособление двух фаз могло происходить только в вязкой магмоподобной рудной массе, когда одна фаза была как бы взвешена в другой. Здесь нет признаков последовательного отло­жения минералов из разбавленных растворов на стенках трещин­ных пустот. Наиболее ранние фазовые обособления кристаллизо­вались одновременно во всем объеме тел, и в ходе этой кристал­лизации они оттесняли в интерстиции между ними позднее кри­сталлизующуюся фазу. Минералы выделялись главным образом в соответствии с температурой их кристаллизации. Сначала кри­сталлизовался преимущественно магнетит, одновременно обособ­ляя в интерстиции более низкотемпературную ассоциацию мине­ралов – сульфиды, кальцит, хлорит, серпенит, флюорит, кварц, эпидот, амфибол. Иногда в поздней салической фазе с сульфи­дами и кальцитом присутствует красно-бурый гранат (Ирбинское месторождение), что свидетельствует о его более поздней кри­сталлизации по отношению к магнетиту.

Позднее кристаллизующаяся салическая фаза могла в виде прожилковидных ответвлений пересекать ранее закристаллизо­вавшийся магнетит, что типично для их взаимоотношений. Но вме­сте с тем эти ответвления обычно являются короткими и не дают прожилков большой протяженности, выклиниваясь здесь же в руд­ной массе.

В пределах каждой фазы наблюдается определенная после­довательность кристаллизации минералов. В пределах рудной фазы наиболее крупные округленно-сферические скопления сло­жены по периферии оторочкой сплошного крупнозернистого магне­тита, а в центре состоят из более мелких рудных скоплений раз­личной конфигурации, но с четким интерстиционным размещением между ними салической фазы и идиоморфизмом кристаллов маг­нетита. В салической фазе сульфиды обычно образуют правиль­ные идиоморфные кристаллы в карбонатной или силикатной массе. Они нередко бывают приурочены к краевым частям этой фазы, кристаллизуясь раньше ее внутренних частей. Силикатные минералы салической фазы кристаллизуются раньше ее карбо­натных минералов, образуя идиоморфные кристаллы.

По существу, кристаллизация богатых магнетитовых руд про­исходила аналогично магматическим породам, в отличие от кото­рых здесь осуществлялась кристаллизация не отдельных равно­мерно рассеянных минеральных зерен, а целых скоплений таких зерен. Образование рудных скоплений обусловлено, скорее всего, первичным неравномерным распределением рудных химических компонентов во флюиде, а не в ходе его кристаллизации и диф­ференциации. Это подтверждается отсутствием признаков грави­тационной сортировки кристаллов.

Кристаллизация руд часто идет с образованием идиоморфно­зернистых нередко сферолитоподобных рудных скоплений и ин­терстиционным размещением салической фазы. В случае, если во флюиде проявляются даже самые незначительные признаки вяз­кого течения, центры кристаллизации могут ориентироваться вдоль струй течения с образованием ритмически-полосчатых тек­стур. Можно также предполагать, что начало такой сферическо-цепочечной кристаллизации было предопределено первичным не­равномерным распределением рудного вещества во флюиде, где оно могло образовывать сгустки вследствие вероятной повышен­ной способности рудных коллоидных частиц к притяжению друг к другу и слипанию.

Таким образом, описанные текстурно-структурные признаки объемного кристаллизационного расслоения вязкого магмоподоб­ного флюида или расплава характеризуется наличием двух (или более) заключенных (взвешенных) одна в другой одновременно обособляющихся минеральных фаз (размером более нескольких зерен минералов каждая) с признаками определенной, обычно температурной, последовательности кристаллизации этих фаз. Последнее определяется по степени идиоморфизма минералов и (или) их по зональному распределению в составе фаз.

Взаимоотношения богатых руд с вмещающими породами ха­рактеризуются, во-первых, присутствием угловатых обломков по­следних, взвешенных в массе обеих фаз и не соприкасающихся с зальбандами тел (рис. 44), во-вторых, выраженными признаками метасоматического замещения рудным веществом вмещающих пород. Это проявляется в виде мельчайших прожилковидных от­ветвлений руды во вмещающие породы, коррозией магнетитом зерен минералов пород или их порфиробластическим ростом в

Рис. 44. Угловатые с резкими кон­тактами обломки фельзита взве­шенные в магнетитовой руде (фо­тография полированного образца; Волковское месторождение, Запад­ный Саян; из коллекции С. С. Долгушина)

Удивительной особенностью богатых руд является то, что там, где, скорее всего, она развивалась метасоматически, и там, где более вероятно выполнение ею пустых пространств, совер­шенно одинаково проявляются текстурно-структурные признаки описанного выше двухфазового расслоения рудного вещества. Это правило во всех участках руд не имеет никаких исключений как в краевых частях рудных тел, так и в центральных, в том числе и в промежутках между брекчиевидными обломками вмещающих по­род. Более того, встречаются случаи, когда тонкая магнетитовая оторочка толщиной до 1–2 мм, обрастающая угловатые ксенолиты пород в рудных жилах, в сторону ксенолитов резко их коррелирует, образуя извилистую границу и рассеянную рудную вкрапленность, а внутрь жилы магнетит нарастает в виде четких идиоморфных кристаллов в объеме салической сульфидно-силикатной фазы (см. рис. 43). Причем там, где количество магнетита увеличивается и толщина оторочки возрастает, сульфидно-силикатная фаза уже оказывается изолированно заключенной в пределах магнетита, образуя жилковидно-шлировидные выделения с идиоморфными кристаллами магнетита в их краях. К собственно метасоматиче­скому магнетиту можно относить только его рассеянную вкраплен­ность во вмещающих породах и самые тончайшие ответвления на периферии рудных тел. Интересно, что если внутренняя зона маг­нетита устойчива с хлоритом и сульфидами, то внешняя метасо­матическая зона содержит реликты граната и ассоциирует с ам­фиболом, который вместе с рассеянными зернами магнетита за­мещает в виде прожилков гранатовый скарн и образует оторочку на контакте магнетита со скарном, т. е. наблюдается разновремен­ность образования внешней и внутренней зон магнетитовой ото­рочки, несмотря на кажущееся ее единство.

Эти факты свидетельствуют о том, что, хотя наблюдаемый сейчас объем рудных тел заполнялся рудой как способом метасо­матического вытеснения компонентов из вмещающих пород, так и путем заполнения рудой пустых пространств, но окончательное формирование текстурно-структурных особенностей руд происхо­дило уже после того как весь этот объем был заполнен рудным флюидом. Наиболее вероятным объяснением этого является предположение, что магмоподобный рудный флюид сформиро­вался в ходе метасоматических процессов в том самом объеме, где сейчас залегает рудное тело. Получается, что метасоматоз способствовал зарождению на месте магмоподобного рудного флюида так, как это трактуется в соответствии с предложенным автором механизмом диффузионного флюидозамещения. Но вме­сте с тем флюид мог и инъецировать с места своего зарождения, приобретая в этом случае все признаки инъекционного тела.