МАГНЕ3ИАЛЬНО-СКАРНОВАЯ ФОРМАЦИЯ

Исходные доломиты и доломитсодержащие мраморы. Доломиты встречены вдоль западной окраины массива в виде маломощных пластов (3-10 м). Это плотные средне-кристаллические массивные породы, сложенные доломитом с незначительной примесью кальцита (1-2 %) и почти лишенные включений силикатных минералов. Но в некоторых случаях содержание кальцита было выше, и отдельные пласты карбонатных пород были сложены кальцитовыми доломит-содержащими мраморами, в которых доломиты отмечались лишь в виде тонких пропластков. Так, в центре Тажеранского массива на горе Мраморной преобладают доломитсодержащие мраморы, среди которых бруситовые мраморы образуют редкие маломощные прослои (5-50 см). Доломитсодержащие мраморы макроскопически представляют собой белые массивные породы от мелко- до крупнозернистых и даже гиганто-кристаллических в участках перекристаллизации и метасоматического переотложения. Поскольку этот мрамор уже подвергся контактовому метаморфизму и метасоматозу, он содержит в незначительных количествах шпинель, форстерит, иногда перовскит.

Таким образом, вмещающие карбонатные породы варьируют от чисто кальцитовых до чисто доломитовых мраморов, но если во вмещающей толще резко преобладают первые, то в пределах Тажеранского массива преимущественно развиты вторые.

Апопериклазовые бруситовые мраморы В пределах Тажеранского щелочного массива эти породы довольно широко распространены, составляя с плагиосланцами провесы кровли и образуя ксенолиты различного размера внутри тел щелочных и нефелиновых сиенитов. Общая площадь их развития составляет около 0,5 км2, а самое крупное поле, сложенное ими, достигает 100х300х800 м. Истинная мощность пластов бруситовых мраморов, по-видимому, не менее сотни метров. На крутых склонах и в обрывах берега Байкала отдельные тела бруситовых мраморов и взаимоотношение с вмещающими их породами можно наблюдать в вертикальном разрезе. Они залегают как непосредственно в сиенитах щелочных и нефелиновых, так и в сланцах, причем в последнем случае не имеют прямых контактов с интрузивными породами, при этом иногда производят впечатление интрузивных пород, инъецированных в сланцы. В отдельных случаях в них видны тонкие пропластки сланцев, разлинзованных и разорванных. Нередко бруситовые мраморы как бы окаймляют тела сиенитов, отделяя их от сланцев. В отдельных случаях наблюдается настоящая тонкая мантия бруситовых мраморов вокруг тел нефелиновых сиенитов, внедрившихся в сланцы. Апопериклазовые бруситовые мраморы внешне похожи на обычные карбонатные породы - массивные, мелко- и среднезернистые, белого цвета с синеватым или желтоватым оттенками. Однако на их выветрелой поверхности наблюдается масса мелких углублений, возникших на месте брусита и выполненных иногда мелоподобным гидромагнезитом. В свежем изломе брусит легко отличить от чуть голубоватого или белого кальцита по светло-серому, иногда чуть желтоватому, изредка кремовому цвету, а также по округлой форме зерен, довольно равномерно рассеянных в карбонатной массе. Бруситовые мраморы сложены в основном кальцитом и бруситом с примесью варьирующих количеств доломита, форстерита, шпинели, клиногумита, серпентина, а в единичных случаях также вилькеита, периклаза(?), магнетита. Изредка отмечались постепенные переходы от бруситовых мраморов к различным кальцифирам шпинелевым, форстеритовым, клиногумитовым, через породы, промежуточные по составу между бруситовыми мраморами и кальцифирам.

Брусит образует весьма характерные изометричные агрегаты размером от 0,1 до 3 мм в поперечнике. Форма их в шлифе довольно разнообразна - чаще округлая или идеально круглая, иногда полигональная, квадратная и неправильная. Для них характерно специфическое концентрически-зональное, луковичное строение, обусловленное наличием перообразных изогнутых волокон брусита с волнистым угасанием. Изредка от этих округлых агрегатов отходят тонкие прожилки - ответвления брусита, уже не волокнистого, а пластинчатого, выполняющего трещинки в кальците, т. е. более позднего. Брусит бесцветный. При выветривании брусит иногда становится бурым, очевидно, от привнесенных гидроокислов железа. Внутри агрегатов брусита видны включения кальцита, доломита, магнезиальной шпинели, форстерита, вилькеита, а также, видимо, периклаза(?). Последний, однако, был отмечен только в одном шлифе и в слишком мелких и единичных реликтовыx зернах, чтобы его можно было выделить и твердо диагностировать. Он отличается от шпинели тем, что наблюдался в виде реликтов зерен, замещаемых бруситом, тогда как шпинель, как и форстерит, не замещается бруситом, имеет, как правило, специфические формы и четкие резкие границы.

Кальцит, как правило, мутный, содержит субмикроскопичесние включения неясной природы, что резко отличает его от кальцита кальцифиров и скарнов - чистых, прозрачных и недеформированных.

Доломит развит чаще всего в виде сравнительно мелких зерен, окаймляющих бруситовые агрегаты, что отчетливо видно в окрашенных шлифах. Иногда цепочки зерен доломита отходят от этих кайм внутрь псевдоморфоз брусита или же, наоборот, в сторону кальцита в виде просечек. Зерна доломита также немного деформированы, хотя и отличаются от кальцита своей свежестью и чистотой. Контакты их с бруситовыми агрегатами резкие и четкие. Интересно, что доломитовые реакционные каемки лишь изредка полностью окружают какой-либо агрегат брусита; как правило, каймы развиты лишь с одной стороны агрегата. Количество доломита не превышает 2-5 %, чаще он вообще отсутствует.

Форстерит и шпинель представлены чисто магнезиальными разностями. Единичные зерна вилькеита (одноосные, отрицательные, с гексагональным поперечным срезом, что проверено на федоровском столике) встречаются как среди кальцита, так и внутри псевдоморфоз брусита, иногда в срастании с форстеритом, по отношению к которому его зерна ксеноморфны.

МАГНЕЗИАЛЬНЫЕ СКАРНЫ И КАЛЬЦИФИРЫ

На Тажеране, в контакте щелочных и нефелиновых сиенитов с бруситовыми мраморами развивается реакционно-метасоматичесная колонка с разным набором зон. В целом выделяется три морфологических типа магнезиальныx скарнов:

1) контактовый,

2) жильный

3) трубообразный.

Два последних типа резко отличаются от первого геологическими условиями образования и набором зон, но между собой различаются в основном лишь формой тел, поэтому в дальнейшем мы охарактеризуем их совместно.

Контактовый тип скарнов и кальцифиров развит непосредственно вдоль контактов щелочных или нефелиновых сиенитов с бруситовыми мраморами в виде реакционной каймы различной мощности (от сантиметров до нескольких метров). Мощность-возрастает в куполах и висячих контактах круто наклонных тел сиенитов и уменьшается в вертикальных и лежачих контактах, причем изредка скарны вообще исчезают и сиениты непосредственно соприкасаются с мраморами.

Вот некоторые конкретные примеры колонок...

В контактовом типе скарнов колонка сравнительно проще:

1.Нефелиновый сиенит

2. Шпинель-фассаитовый скарн

3. Шпинель-форстеритовый скарн

4. Бруситовый мрамор

Обн. 3631

1. ЩелочноЙ сиенит.

2. Шпинель-фассаитовый скарн

3. Шпинель-форстеритовый скарн

4. Бруситовый мрамор

Обн. 3847

1. Щелочный сиенит

2. Магнетит-шпинель-форстеритовый скapн

3. Бруситовый мрамор

Обн. 3637

1. Щелочной сиенит

2. Шпинель-фассаитовый скарн

3. ПIпинель-фассаит-форстеритовый скарн.

4. Шпинель-форстеритовый скарн

5. Бруситовый мрамор

Обн. 3618

1, Нефелиновый сиенит

2. Уртиr-ийолит

3. Шпинель-форстеритовый скарн

4. Бруситовый мрамор

Оби. 3689

1. Щелочной сиенит

2. Шпинель-клииогумит-форстери товый скарн.

3. Кальцитовая порода

4. Бруситовый мрамор

Иногда в одном и том же крупном скальном обнажении можно видеть, как изменяется набор зон в зависимости от морфологических особенностей контакта.

Так, в обн. 3689 между щелочным сиенитом и шпинель-клиногумит - форстеритовой зоной местами появляется шпинель-фассаитовая зона мощностью 1-3 мм (шпинель-форстеритовая зонаимеет мощность 10-15 см. На участках крутых изгибов контакта в этом же обнажении по щелочному сиениту развивается розовая клиноцоизитовая околоскарновая порода.

Интересной особенностью контактовой реакционной колонки на Тажеране является развитие в отдельных случаях уртит-ийолитовой эндоконтактовой зоны, достигающей 50-70 см в ширину.

Другая особенность, заключается в том, что нередко присутствует лишь одна из собственно реакционных скарновых зон,- шпинель-форстеритовая. В обнажении 3847 шпинель-форстеритовая зона достигает 20 см, однако пироксеновая зона так и не появилась, еще более мощной (до 1,5 м) является шпинель-форстеритовая зона в обнажении 3618, но и она не сопровождается тыловой пироксеновой зоной. Такой тип колонки на Тажеране встречается нередко. Любопытна также часто проявляющаяся большая диспропорция в мощности зон. Так, в обнажении 3612 шпинель-фассаитовая зона имеет мощность 1 м, тогда как шпинель-форстеритовая - всего 1 см. Разумеется, между крайними случаями наблюдаются и промежуточные соотношения в мощности зон.

Выше не были отмечены особые случаи контактов реакционной колонки, а именно, ритмические, “бурундучные” скарны, в которых наблюдается многократное чередование шпинель-форстеритовых зонок с кальцитовыми. Эти зонки могут быть довольно тонкими (1-2 мм) или более мощными (до 1 см), причем они развиты сразу же около интрузивной породы или вслед за скарном массивного сложения (шпинель-пироксеновым или шпинель-форстеритовым). Как правило, такие ритмические скарны развиваются около линзовидных, вертикально залегающих тел нефелиновых сиенитов.

Два других морфологических типа скарнов - жильный и трубообразный от контактового типа отличаются тем, что развивались вдоль ослабленных зон, путей проникновения растворов, они далеко (на десятки, видимо, до сотни метров) отходят от непосредственного контакта с интрузивной породой в глубь бруситовых мраморов.

Мощность как жильных, так и трубообразных тел варьирует: первые изменяются от 0,5 до 50 см, чаще 5-10 см, а вторые, как видно на рис. 6, изменяются от 0,2 до 1,5 м даже в пределах одного тела.

Жильные и трубообразные скарновые тела в тыловой части смыкаются с обычными контактовыми скарнами.

Наконец, в силу исключительной инертности железа и ограниченной подвижности глинозема в непосредственных контактах все минералы более железисты, чем в жильном и трубообразном типах (в двух последних шпинель, пироксен и форстерит практически безжелезистые). В связи с этим в контактовых скарнах развит фассаит, а в жильных - диопсид. Минералы из контактового типа скарнов и сами породы макроскопически имеют темную окраску, тогда как жильные - в основном имеют светлые тона или вообще они сахарно-белые. Характерно также, что контактовые скарны чаще средне- и грубозернистые, а жильные - микро- и мелкозернистые. Последнее свидетельствует о том, что крупнозернистое строение совершенно не обязательно для метасоматических пород, но нередко им приписывают.

Вот некоторые конкретные метасоматические колонки:

Оби. 3814

1.Диопсидовый скарн

2. Диопсид-монтичеллитовый скарн

3. БруситовыЙ мрамор

Обн. 3704

1. Нефелиновый сиенит

2. Шпинель-форстеритовый скарн

3. Форстеритовый кальцифир

4. Бруситовый мрамор

Обн. 3874

1. Акерманит-монтичеллитовый скарн

2. .Монтичеллитовый скарн

3. Форстеритовый кальцифир

4. Бруситовый мрамор

Обн. 3678

1. Диопсидовый скарн.

2, Монтичеллитовый кальцифир

3. Форстеритовый кальцифир

4. Бруситовый мрамор

Обн. 3688

1. Нефелинизированный шпинель-фассаитовый скарн

2. Диопсидовый скарн

3. Монтичеллитовый скарн

4. Форстеритовый кальцифир

5. Гумит-клиногумитовый кальцифир

6. Бруситовый мрамор

Этими примерами не исчерпывается все конкретное разнообразие колонок жильного и трубообразного типов скарнов. В целом можно наметить следующую сводную колонку, хотя скорее это просто набор всех разновидностей пород или зон, встречающихся в конкретных колонках:

1) нефелиновый сиенит;

2) шпинель-фассаитовый скарн;

3) диопсидовый скарн;

4) диопсид-монтичеллитовый снарн;

5) анер:манит-монтичеллитовый скарн;

6) монтичеллитовый скарн;

7) форстерит-монтичеллитовый скарн;

8) форстеритовый скарн (нередно со шпинелью);

9) форстеритовый кальцифир;

10) форстерит-клиногумитовый кальцифир;

11) гумит- клиногумитовый кальцифир;

12) бруситовый мрамор.

Гумит - клиногумитовые кальцифиры на Тажеране генетически разнородны, что явствует из геологических условий их развития и петрографических данных. В некоторых обнажениях трубообразных скарнов (например, обн. 3688) они отмечены в виде самостоятельной зоны мощностью 5-10 см между форстеритовыми кальцифирами и бруситовыми мраморами. В полевых условиях эту зону практически нельзя отделить от зоны форстеритового кальцифира, ибо обе зоны сложены макроскопически идентичными мелкозернистыми сахаровидными породами, однако в шлифах между ними выявляется резкая граница. Совершенно аналогичные гумит-клиногумитовые кальцифиры образуют жилы среди бруситовых мраморов тоже мощностью 5-10 см. Внешне это такие же мелкозернистые сахаровидные породы неотличимые от некоторых жильных диопсидовых, форстеритовых и монтичеллитовых кальцифиров. Иногда отмечаются промежуточные между форстеритовымии гумит-клиногумитовыми кальцифирами разности, причем весьма важно, что форстерит и минералы гумитовой группы развиты в самостоятельных, независимых друг от друга, зернах. Именно эти гумит-клиногумитовые кальцифиры (а танже разности, переходные к форстеритовым кальцифирам) можно уверенно отнести к группе собственно магнезиальных скарнов.

Не совсем ясно положение второй разновидности гумит-клиногумитовых кальцифиров, которые развиты в тыловых частях колонки; контактового типа в тех случаях, когда тыловая зона представлена шпинель-форстеритовыми, а не шпинель-фассаитовыми скарнами. При этом содержащие гумит и клиногумит скарны и кальцифиры не образуют резко отграниченной самостоятельной зоны, нepeдко развиваются в виде прерывающихся пятен. Количество гумита и клиногумита в них постепенно снижается по мере удаления от контакта с интрузивной породой, а так как в них всегда есть шпинель и форстерит, то они совершенно постепенно переходят в форстеритовые кальцифиры.

Гумит-клиногумит в этой разновидности образуют неправильные по форме зерна, с характерными округлыми очертаниями, развитые вокруг кристаллов форстерита. Гумит и клиногумит более поздние минералы по сравнению с форстеритом, но они не замещают форстерит, а он обрастает ими. К преобразованным магнезиальным скарнам послемагматического этапа мы относим третью разновидность гумит-клиногумитовых кальцифиров, развитую на Тажеране. Последняя тесно связана с титанлюдвигитовыми скарнами и характеризуется тем, что гумит и клиногумит образуют псевдоморфозы по форстериту (что ясно по реликтам последнего и формам псевдоморфоз). Такое замещение, несомненно, свидетельствует о значительно более существенном изменении условий формирования гумит-клиногумитовых пород, чем это можно сказать о второй разновидности.

Ниже мы приведем вещественную характеристику двух первых разновидностей гумит-клиногумитовых кальцифиров, хотя, как уже сказано выше, вторую разновидность, очевидно, нельзя относить к собственно магнезиальным скарнам. Следует отметить, что эти две разновидности макроскопически хорошо различаются между собой. В отличие от сахароподобных кальцифиров первой разновидности вторая характеризуется оранжевой и коричневато-желтой окраской, определяемой цветом гумита и клиногумита, и наличием черной шпинели, рассеянной в породе.

Акцессорпые минералы кристаллизовались в течение всего периода формирования породы. Так, бадделеит и кальциртит иногда включены в шпинель и образованы явно раньше нее. Пикроильменит образовался одновременно со шпинелью, не уступает ей в идиоморфизме, но последний находится во включениях в гумите и клиногумите. Тажеранит и азопроит - минералы более поздние.

Шпинель Макроскопически черная, в шлифе зеленая, иногда с фиолетовым оттенком.

Форстерит в тех случаях, когда присутствует, не замещается гумитом и клиногумитом, а сосуществует с ними в изолированных самостоятельных кристаллах или окружен ими, образуя иногда пойкилитовые включения в крупных ксеноморфных кристаллах клиногумита (в шпинельсодержащих разностях).

Гумит и клиногумит - здесь главные минералы. Макроскопически оба минерала варьируют по цвету от коричнево- и соломенно-желтых и оранжевых до бесцветных (молочно-белых в штуфе). Желтые и оранжевые разности являются, видимо,. более железистыми, так как имеют более высокие показатели преломления и развиты в непосредственныx контактах с нефелиновыми и щелочными сиенитами, тогда как бесцветные встречаются в основном в жильных кальцифирах.

Представлены они обычно очень мелкими зернами .(0,1 - 0,5 мм) и их агрегатами (до 3 мм), в общем, неправильной формы. В шлифе имеют вид характерных пластинчатых кристаллов с острыми концами в отличие от обычно округлых зерен форстерита. Лишь в тех случаях, когда гумитовые минералы являются более поздними, чем форстерит, последний обрастает ими, и они приобретают округлые формы зерен. Гумит, как правило, образует более крупные пластинки и является более ранним минералом, что лучше видно в окрашенных разностях. Гумит при этом окрашен менее интенсивно и окружен более резко плеохроирующим клиногумитом.

Что касается акцессорных минералов, то описание их дано в другом разделе, а здесь отметим лишь некоторые их особенности.

Бадделеит и кальциртит определены по порошкограмме их смеси. Они образуют мелкие (0,0~-0,1 мм) округлые зерна, макроскопически коричневатые, в шлифе желтоватые и красноватые.

Пикроильменит Образует мелкие (0,1 мм) идиоморфные непрозрачные в шлифе кристаллы. Макроскопически черный, с сильным блеском, в порошке просвечивает красно-бурым цветом, откуда можно заключить, что это магнезиальный ильменит.

Перовскит наблюдается в неправильных изометричных мелких зернах; в шлифе буроватый, с фиолетовым оттенком, слабо анизотропирует . Наблюдается две окраски - черная и серая при чем сepым перовскитом иногда обрастает черная разновидность; и, следовательно, можно говорить о двух его генерациях, хотя их образование, очевидно, шло без перерыва.

Тажеранит образует мелкие неправильные зерна красноватого цвета,. Определен по порошкограмме.

Азопроит отмечен в типичных длиннопризматических кристаллах, приуроченных к новообразованиям кальцита.

Форстеритовые скарны и кальцифиры развиты как в контактовом, так и в жильном и трубообразном типах скарновых образований. При этом контaктовый тип отличается от двух других более высокой железистостью слагающих его минералов, а также парагенезисом последних.

В контактовом типе выделяются две основные, наиболее часто встречающиеся минералогические ассоциации форстеритовых скарнов и кальцифиров: шпинель-магнетит-форстеритовая и шпинель-форстеритовая. Первая встречается в непосредственном контакте со щелочным или нефелиновым сиенитом, а вторая - развита обычно вслед за зоной шпинель-фассаитовых снарнов или при наличии эндоконтактовой зоны ийолитов, хотя и она отмечается в контакте с интрузивной породой. Шпинель-маrнетит-форстеритовые снарны и кальцифиры макроскопически серые, мелкозернистые, довольно равномерно-зернистые породы, а шпине.лъ-форстеритовые характеризуются в основном крупнокристаллическим, танситовым сложением, реже они также равномерно-среднезернистые. Цвет последних чаще желтоватый, иногда красноватый из-за выветривания серпентинизированного форстерита, иногда серый.

В жильном и трубообразном типах развиты как шпинелевые, так (реже) и бесшпинелевые разновидности форстеритовых скарнов и кальцифиров. Они характеризуются присутствием чисто магнезиальных разностей шпинели и форстерита, а также разнообразной наложенной минерализацией; в них почти всегда присутствуют гейкилит, пирротин, нередко тажеранит, кальциртит, бадделеит, перовскит. Нередко развит также вилькеит и графит. Из вторичных минералов серпентин и минерал типа сапонита замещают иногда форстерит, а гематит и магнетит развиваются по пирротину.

Весьма интересен факт широкого развития магнезиальной шпинели в некоторых жильных форстеритовых скарнах и кальцифирах, тогда как в других жильных форстеритовых кальцифирах ассоциирующихся с гумит-клиногумитовыми, диопсидовыми и монтичеллитовыми скарнами и кальцифирами, шпинель отсутствует. При этом титан-цирнониевая минерализация характерна именно для шпинель-форстеритовых разностей, тогда как в бесшпинелевых она не отмечается. Любопытно и то, что шпинель в этих жильных форстеритовых породах часто, хотя и не всегда, является титанистой, макроскопически сиреневой, лиловой, изредка темно-фиолетовой, почти черной; реже она серая, бесцветная. Равномерно рассеянная шпинель придает этой довольно широко распространенной разновидности своеобразную сиреневую окраску различной тональности. В одном случае установлено, что шпинель-форстеритовые кальцифиры с лиловой шпинелью непосредственно отходят от серых шпинель-форстеритовых контактовых кальцифиров с темной, более железистой шпинелью.

Охарактеризуем подробнее минералы всех указанных разновидностей форстеритовых скарнов и кальцифиров.

Шпинель, как правило, наиболее ранний минерал скарнов и кальцифиров и чаще бывает включена в форстеритовые зерна, хотя отмечаются и обратные соотношения как для более железистой, так и для магнезиальной разности; особенно лиловой, что свидетельствует, в общем, о близком времени их кристаллизации. Она развита или в округлых изометричных зернах или в идиоморфных октаэдрических кристаллах размером от 0,01 до 15 мм.

В шлифах нередко отмечается зональность шпинелей – желто-бурая шпинель окружается желтой, в отдельных случаях и фиолетовой.

Форстерит обычно образует идиоморфные кристаллы короткопризматического габитуса размером до 1х1х2 см с многочисленными, прекрасно развитыми гранями; иногда он имеет округлые :и бочонковидные формы или образует неправильные скелетные зерна. Содержит от 1 до 8% фаялитового компонента, причем в жильном типе представлен конечным магнезиальным членом, содержащим не более 1 мол. % фаялита, а в форстерите из контактового типа наблюдается 4-8 % фаялита. В свежем виде все форстериты бесцветны, а при выветривании железистые становятся желтоватыми и красноватыми, поскольку гидроокислы железа пропитывают серпентин, развитый по форстериту. В некоторых случаях форстериты имеют прекрасную “диаллаговую” отдельность.

Магнетит развит в ксеноморфных по отношению к желто-бурой шпинели и форстериту зернах, нередко окружает оба эти минерала в виде каймы. В жильных шпинель-форстеритовых кальцифирах магнетит образуется как продукт окисления пирротина, что видно в полировках и подтверждается рентгеноструктурным анализом. Магнетит, в свою очередь, окисляется до гематита.

Клиногумит изредка встречается в мелких призматических кристаллах, легко отличающихся от форстерита отсутствием округлых форм, своеобразной системой двойников и косым погасанием. Он не замещает форстерит, а сосуществует с ним, хотя и является несколько более поздним. Увеличение его содержания ведет к гумит-клиногумитовым кальцифирам, которые описаны выше.

Вилькеит развит спорадически в ксеноморфных зернах размером до 2 мм, иногда в количестве до 5 %. Облекает кристаллы шпинели, форстерита и клиногумита, но, в свою очередь, иногда окружен пирротином и зернами перовскита. Некоторые изотропные его срезы имеют квадратную форму, вследствие чего вначале он был принят за мелилит. Харантерны грубые трещины отдельности.

Пирротин - постоянный минерал лиловых и серых кальцифиров, иногда составляет до 10% объема породы, но чаще не более 1 %. Развит в ксеноморфных зернах размером 0,01-3,0 мм. В большей части случаев он в значительной степени окислен и замещен агрегатом магнетита и гематита, среди которых сохранились лишь реликты первичного минерала. Вдоль поздних трещин развиты гидроокислы железа типа лимонита.

Редкие титановые и циркониевые минералы мы специально опишем в разделе по минералогии, и поэтому здесь на них остановимся кратко.

Гейкилит образует скелетные кристаллы размером от 0,01 до 10 мм, реже идиоморфные, хорошо ограненные кристаллы размером 2х3х3 мм. Содержит он, как правило, пойкилитовые вростки других минералов. Рассеян более или менее равномерно во всей массе кальцифиров - количество его, судя по анализам, достигает 2 %, изредка, видимо, больше, особенно в местах переотложения. Иногда он вместе с пирротином образует прожилковидные обособления.

Перовскит развит в мелких зернах (0,01-0,5 мм) и хорошо ограненных кристаллах. Иногда наблюдается совместно с гейкилитом, причем оказывается несколько более поздним минералом.

Кальциртит также образует мелкие округлые зерна размером 0,01-0,5 мм. В шлифе серый, с высоким двупреломлением. Иногда окружен каемкой тажеранита.

Тажеранит -новый кальций-титан-циркониевый минерал, почти аналогичный по химическому составу кальциртиту, но изотропный. Развит как в лиловых, так и в серых шпинель-форстеритовых кальцифирах.

Бадделеит присутствует в некоторых случаях в тех же кальцифирах, заменяя тажеранит и кальциртит

Диоnсид - монтичеллитовые и монтичеллитовые скарны и кальцифиры. Эти породы составляют промежуточную зону между диопсидовыми и форстеритовыми скарнами и кальцифирами, причем, как мы уже указывали, они характерны лишь для жильного и трубообразного типов скарнов.

По внешнему виду среди этой группы пород выделяются две разновидности:

1) светло-коричневые, желтые, обычно средне кристаллические, развитые в основании жилообразных или трубообразных тел, т. е. ближе к интрузивным породам;

2) белые, сахаровидные, мелкозернистые, внешне ничем, не отличающиеся от форстеритовых, диопсидовых и гумит-клиногумитовых скарнов и кальцифиров.

Первые - в основном чисто монтичеллитовые, а вторые как монтичеллитовые, так и диопсид-монтичеллитовые породы.

Различие в цвете обусловлено большей железистостью монтичеллита вблизи контактов, приобретающего в связи с этим коричневатую или желтоватую окраску.

Изучение взаимоотношений минералов показывает, что ранее монтичеллита кристаллизовались форстерит, апатито-подобный минерал типа вилькеита и волластонит, а позже - диопсид, куспидин, везувиан, ксантофиллит и флогопит. Среди карбонатов отмечен как кальцит, так и доломит, а в прожилках обр. 3874 развиты также арагонит и гидромагнезит. Из вторичных минералов обычно присутствует серпентин, а иногда вместе с ним отмечается минерал типа девейлита (обр. 3874).

Охарактеризуем основные минералы описываемыx пород, в особенности монтичеллит.

Монтичеллит является главным минералом диопсид-монтичеллитовых, акерманит-монтичеллитовых и монтичеллитовых скарнов и кальцифиров. Макроскопически он представляется светло-коричневым, желтым и молочно-белым минералом в зависимости от его железистости. Последняя, так же как и для форстеритов, четко зависит от удаленности минерала от контактов с интрузивной породой. Бесцветный монтичеллит Taжepaнa наименее железистый из всех известных монтичеллитов мира.

В шлифе монтичеллит образует короткопризматические бесцветные кристаллы размером 0,01-5 мм, характерна спайность(по 010). Иногда слегка катаклазирован, имеет волнистое угасание.

Монтичеллит замещается по трещинам серпентином и изредка минералом типа девейлита.

Форстерит присутствует в идиоморфных мелких кристаллах как внутри монтичеллитовых более крупных зерен, так и в кальцитовой массе. Судя по углу оптических осей, это чистый форстерит, без примеси фаялитового компонента.

Апатито - подобный минерал, похожий на вилькеит, отмечен лишь однажды в виде идиоморфных, слегка округлых мелких кристалликов. Включенных в крупные зерна монтичеллита. Отсутствие хорошей спайности не позволяет отнести его к мелилиту, хотя от вилькеитов он также отличается более низким двупреломлением и главное более ранним образованием, Так как в диопсидовых кальцифирах вилькеит образуется позже диопсида.

Волластонит развит в неправильных пластинчатых зернах, иногда включенных в монтичеллит изредка они окружены каемкой диопсида, что свидетельствует об определенном порядке их образования.

Диопсид развит в ксеноморфных бесцветных зернах, нередко в виде тонких кайм вокруг идиоморфных кристаллов монтичеллита и других минералов.

Куспидин отмечен в единичных ксеноморфных зернах, легко узнается по полисинтетическим двойникам плагиоклазового типа.

Везувиан, ксантофиллит и флогопит - редкие наложенные минералы апомагнезиальных известковых скарнов, поэтому будут описаны ниже.

Акерманит - монтичеллитовые скарны. Скарны такого состава встречены лишь в одном из трубообразных тел, расположенном на пологом склоне в 100 м выше карьера М l с амазонитовыми пегматитами (обн. 3874). В плане это скарновое тело представляет собой линзу размером около 2х4 м, залегающую среди бруситовых мраморов, но с одной стороны примыкающую к боку крутопадающего пластового тела керсутитсодержащих диоритоподобных пород. Последнее тянется на 100 м (с перерывами) при мощности не более 1 м, причем окаймляется тонкими (1-2см) биметасоматичесrими зонками скарнов гроссуляр-андрадитового, диопсидового и форстеритового составов (от тыловой зоны к внешней).

Обнаруживается следующее строение скарнового тела: центральную часть слагают акерманит-монтичеллитовые скарны, образующие пятно с нечеткими границами в диаметре около 40 см; по обе стороны от этого центра развиты монтичеллитовые скарны, представляющие большую часть тела (мощность- до 80 см) - они мароскопически отличаются от белых с синеватым оттенком акерманит-монтичеллитоных скарнов своим желтоватым цветом; самая внешняя часть тела сложена каймой 10 -15 см форстеритовых кальцифиров, четко отграниченных от монтичеллитовых скарнов. С одной стороны скарнового тела форстеритовые кальцифиры контактируют с бруситовыми мраморами, а с другой - сливаются со скарнами, развитыми вокруг отмеченного выше тела керсутитовых пород.

Состав скарнов несколько варьирует как по соотношению акерманит и монтичеллита, так и по содержанию второстепенных и вторичных минералов. Минеральный состав следующий (объемн. %): монтичеллит - 48,0; акерманит - 22,0; псевдоморфозы по акерманиту - 10,2; кальцит - 5,4; вилькеитоподобный минерал - 4,8; куспидин - 4,2; диопсид - 3,6; волластонит -1,8; перовскит - акцессорный.

В другом образце (3874-3) нет вторичных минералов, а куспидин, вилькеит, волластонит и диопсид встречаются в акцессорных количествах. Соотношение трех главных минералов такое (объемн. %): монтичеллит -71,8; акерманит 23,7 и кальцит - 4,5.

Судя по идиоморфизму минералов, наличию в отдельныx случаях кайм, устанавливается следующий порядок образования минералов: акерманит – монтичеллит – карбонат – куспидин - диопсид. Не совсем ясно время образования вилькеитоподобного минерала, который нередко образует овальные кристаллы внутри акерманита и монтичеллита, но чаще ассоциируется с поздним куспидинoм - возможно, его идиоморфизм не свидетельствует о ранней кристаллизации. Вторичные минералы, развиты по акерманиту и реже по монтичеллиту.

Акерманит развит в идиоморфных таблитчатых кристаллах или неправильных зернах размером от 0,1 до 1 мм. Макроскопически белый, в шлифе бесцветный, слегка палевый, что позволяет довольно легко отличать его от совершенно бесцветного монтичеллита. Характеризуется хорошей спайностью по(001) и (110), под углом 90О.

Описываемый акерманит Тажерана нередко замещается трудно-диагностируемым агрегатом светлых минералов, нередко развитым лишь в центре кристаллов, один из которых является волластонитом, а другой не определен. Следует отметить также, что волластонит встречается и в изолированных идиоморфых пластинках, часто включенных в акерманит. Их также можно было бы считать продуктом распада акерманита, однако иногда, кристаллы волластонита встречаются и изолированно и не уступают в идиоморфизме акерманиту и монтичеллиту, так что время их образования неясно.

Монтичеллит характеризуется обычными оптическими свойствами, бесцветный, с прямым погасанием. В отличие от желтоватого монтичеллита соседней зоны здесь монтичеллит макроскопически белый. Изредка монтичеллит замещается стебельчатыми агрегатами, несколько отличающимися от вторичных продуктов, развитых по акерманиту. Скорее всего это гидромелилиты типа цеболлита или юанита.

Вилькеито подобный минерал - одноосный, отрицательный, без спайности, чем он отличается от монтичеллита.

Куспидин характеризуется прекрасными полисинтетическими двойниками. Ксеноморфен по отношению к большей части минералов, окружает их в виде кайм, выполняя промежутки зерен. Нигде не замещает другие минералы.

Диопсид макроскопически выделяется в виде пятен салатного цвета на белом фоне. Образует ксеноморфные зерна и тонкие каемки вокруг всех других минералов, в том числе и вокруг куспидина.

Пироксеновые скарны и кальцифиры. Эта группа пород, также как форстеритовые скарны, встречается в контактовых, трубообразных и жильных скарновых телах. Непосредственно в контактах развиты шпинель-фассаитовые скарны – обычно темно-зеленые, бутылочно-зеленые, иногда черныe породы средне и крупнокристаллического сложения, нередко с неравномерным распределением основных минералов.

В трубообразных телах чаще встречаются средне зернистые титанфассаитовые шпинельсодержащие скарны и кальцифиры. Наличие титана в пироксене придает им бурую коричневатую, сиреневатую и малиновую окраску. Реже наблюдаются бесшпинелевые скарны с желтым синезеленым диопсидовым пироксеном. Жильный тип представлен мелкозернистыми скарнами и кальцифирами белого, зеленовато-голубоватого (цвета морской воды) и небесно-голубого цвета, обусловленного соответствующей окраской диопсида. Эти скарны не содержат шпинели в отличие от контактовых и некоторых трубообразных пироксеновых скарнов.

Контактовые шпинель - фассаитовые скарны сложены главным образом пироксеном (60 -90 %), кальцитом (2 -20%) и шпинелью (7 -15%). Иногда к ним добавляются значительные количества более поздних минералов, таких как паргасит, скаполит, нефелин. Из акцессориев обычен апатит.

Шпинель макроскопически темно-зеленая, почти черная, иногда зеленая; в шлифе синевато-зеленая. Развита неравномерно в количестве 7 - 16% в виде округлых или идиоморфных октаэдрических кристаллов. Кристаллизовалась раньше пироксена.

Фассаиты макроскопически темно-зеленые, черные, зеленовато-желтые, коричневатые из-за примеси титана. Размер кристаллов пироксена варьирует от 0,5 мм до 2 см. Нередко кристаллы весьма идиоморфны.

Титанфассаитовые скарны по наличию шпинели и глиноземистого пироксена похожи на описанные выше породы, однако и шпинель и пироксен в них менее железистые. Кроме того, кaк правило, эти скарны содержат заметное количество пирротина и других сульфидов. Состав образца, из кoтopoгo проанализирован пироксен (обр. 3654), довольно оригинален благодаря присутствию гипса, цементирующего свежий пироксен.

Гипс, по-видимому заместил кальцит. Любопытно, что сульфиды при этом совершенно не разложены. Количественные соотношения минералов здесь таковы: титанфассаит 72,8%, гипс-19,7, пирротин-5,5, флогопит -1,1, апатит - 0,9 %, шпинель и графит - акцессорные примеси. Наряду с пирротином присутствует также лёллингит и возможны примеси пентландита и арсенопирита. Гипергенные минералы, развитые в виде натечных кopoк на этих скарнах, представлены гётитом, опалом и ярозитом.

Шпинель макроскопически голубоватая, чисто магнезииальная.

Титанфассаиты характеризуются малиновым цветом различной интенсивности; в крупных кристаллах они полупрозрачны, а в мелких зернах - прозрачны. Титанфассаиты нередко зональны.

Диопсидовые скарны и кальцифиры в основном являются двуминеральными кальцит-диопсидовыми породами. Иногда к этим минералам присоединяются доломит, вилькеит, изредка графит. Из вторичных минералов развиваются серпентин, минерал типа денейлита, иногда арагонит.

Как уже отмечалось, некоторые диопсидовые скарны содержат заметное количество форстерита, являясь переходным типом пород.

Диопсид, пожалуй, интересен лишь своими необычными в отдельных случаях голубыми окрасками. Бесцветные и голубые диопсиды постепенно переходят друг в друга через слабо окрашенные разности, а иногда через голубовато-зеленоватые (цвета морской воды).

Кaк правило, диопсды из скарнов Тажерана образуют, мелкие изометричные зерна, иногда ксеноморфные и скелетные размером 0,1 -5 мм. Голубые диопсиды не составляют 0и лишь иногда можно видеть их идиоморфные кристаллы размером до 5 мм. Только бледно-зеленые диопсиды иногда образуют прекрасные кристаллы до 4 см длиною в грубо зернистом кальцитовом агрегате и тогда они похожи на кальцит-диопсидовые образования Слюдянки.

Вилькеит - оригинальный и довольно редкий минерал. В этом минерале группа РO4 замещается группами SiO4 и SO4, иногда СO2, причем при полном замещении образуется конечный член - эллестадит, а промежуточные разности как раз и именуются вилькеитами.

На Тажеране вилькеит, помимо диопсидовых жильных скарнов, встречается также в шпинель-форстеритовых кальцифирах, монтичеллит-диопсидовых скарнах и других образованиях, но в меньших количествах. В голубых диопсидитах отмечено две разновидности этого минерала: макроскопически розоватый и серый. Первый, довольно редкий, развит лишь в интенсивно окрашенных участках диопсидитов. Однако и около скоплений серого вилькеита~ отмечается усиление окраски диопсида. Оба образуют мелкие зерна размером 0,1 -0,5 мм, агрегаты серого вилькеита достигают иногда 5 мм в поперечнике, имеют жилообразную форму.

Аnомагнезuальные известковые скарны

В составе магнезиальных скарнов и кальцифиров нередко отмечаются наложенные минералы, такие как паргасит, везувиан, ксантофиллит, иногда андрадит и гроссуляр, которые по химизму стоят ближе к кальциевым, чем к магнезиальным, минералам или вообще являются кальциевыми, поэтому их относят уже к известковым скарнам. В отдельных случаях количество этих минералов значительно возрастает и породы становятся переходными между магнезиальными и известковыми скарнами. Наконец, среди магнезиальных скарнов появляются прожилки, гнезда, жилообразные обособления и жилы до 0,5 м мощностью известковых скарнов, сложенных указанными выше минералами в той или иной их пропорции. Почти все они образуют иногда практически мономинеральные породы: паргаситовые, везувиановые, гроссуляровые.

Пироксен обычно замещается с периферии паргаситом, который в свою очередь окружен каймой везувиана. Ксантофиллит нередко образует длинные пластинки, внедряющиеся и рассекающие паргасит. Гроссуляр кристаллизуется, образуя каемки вокруг везувиана, причем появляется, как правило, в несколько иной ассоциации, - с нефелином или цеолитами.

Андрадит также оказывается обособленным и более редким минералом и отмечен только в одном случае - в диопсидовом скарне, в котором он как бы цементирует зерна диопсида и местами окружает каемками везувиана.

В наиболее часто встречающихся везувиан-парrасит-ксантофиллитовых жилообразных обособлениях, развитых среди шпинель-фассаитовых скарнов, центральная мономинеральная зона сложена везувианом (5 -10 см), затем следует паргаситовая зона (5 -10 см), а ксантофиллит обычно в ассоциации с флогопитом развит во внешней зоне. Границы между зонами, как правило, довольно резкие. Жила до 0,5 м мощностью с подобной же зональностью была отмечена в бруситовых мраморах (обн. 3619). Флогопит-ксантофиллитовая оторочка ее примыкает непосредственно к бруситовому мрамору, а среди везувиановой и паргаситовой зон нет реликтов фассаита.

Помимо отмеченных известковых скарнов на Тажеране встречается еще один тип аналогичных скарнов. В контакте щелочного сиенита с бруситовым мрамором развивается кайма желтого везувиана толщиною_1 см и кайма шпинель-форстеритового кальцифира 2 см мощности, примыкающая к мрамору. Под микроскопом выявляется, что между щелочным эгирин-авгитовым сиенитом и везувиановой породой есть еще две тончайшие каймы - гранатовая и диопсидовая. В целом зональностьтакова:

1. Эгирин-авгитовый щелочной сиенит. Кроме пироксена сложен альбитом и антипертитом; есть сфен и кальцит. Крупные кристаллы эгирин-авгита (до 7 мм длиной) иногда “срезаются” каймой граната; заметно, что гранат замещает и полевые шпаты.

2. Тонкозернистая кайма граната толщиной 1 мм; гранат бесцветный, видимо гроссуляр. Ассоциирует с подчиненным количеством полевого шпата.

3. Диопсидовая, также весьма тонкозернистая кайма, мощность ее 0,5 мм. Со стороны гранатовой каймы к диопсиду примешивается гранат, а со стороны везувиановой - везувиан. Центральная же часть чисто диопсидовая.

4. Везувиановая кайма мономинеральная, с примесью сфена.

5. Шпинель-форстеритовые кальцифиры. Отмечается до 5% минерала типа вилькеита, гейкилит и ксантофиллит, развивающийея в кальцитовой массе.

В другом случае около линзовидного тела, залегащего в бруситовом мраморе, керсутитсодержащих метасоматических пород, развитых по плагиосланцам, отмечена следующая реакционная колонка: тыловая гранатовая зона (0,5 см), диопсидовая зона (1 см) и внешняя шпинель-форстеритовая зона (1 см), Гранат бурый, видимо rроссуляр-андрадит.

Флогопит - ксантофиллитовые породы отмечены на границе паргаситового скарна с бруситовыми мраморами в виде неравномерной оторочки мощностью 1-5 см, а также в виде неправильных участков, замещающих диопсид-форстеритовый скарн. Единичные листочки ксантофиллита развиты во многих породах, что уже отмечалось выше. Количество его варьирует от 5 до 50 % .

Ксантофиллит образует типичные для слюд пластинки неправильной формы в разрезе, параллельном спайности, и сравнительно идиоморфные в перпендикулярном направлении. Размер их достигает 0,5 х 5 х 5 мм; чаще они не превышают 1 мм. Кристаллизовался раньше бесцветного флогопита. Макроскопически и в шлифе ксантофиллит бесцветный.

Паргаситовые скарны образуют жилообразные тела как среди шпинель-фассаитовых скарнов, так и непосредственно среди бруситовых мраморов вблизи пироксеновых скарнов. В частности, в обн. 3619 жила паргаситовых скарнов в бруситовых мраморах прослежена на 1 М. С внешней стороны, на контакте с мрамoрами, идет тонкая каемка ксантофиллит-флогопитовых пород, а в центре, среди паргаситового скарна, развиты мономинеральные обособления везувиана.

Паргаситовые скарны - макроскопически бледно-зеленые среднезернистые породы массивного сложения с 10 -15 % кальцита более или менее равномерно рассеянного в породе. Отмечается также примесь везувиана, ксантофиллита, иногда перовскита, троилита и лёллингита.

Паргасит макроскопически бледно-зеленый, иногда с синеватым оттенком; в шлифе бесцветный. Образует неправильные зерна и, реже, идиоморфные кристаллы размером 0,1-3 мм.

Везувиановые скарны, как уже отмечалось, образуют самостоятельные мономинеральные . обособления жилообразной или гнездообразной формы сечением до 5 -15 см. Иногда они образуют тонкие прожилки среди голубых диопсидитов. В ассоциации с везувианом наблюдаются те же минералы, что и с паргаситом, кроме сульфидов.

Везувиан. По макроскопической его окраске выделяется три разновидности: светло-коричневый и розоватый, развитые среди паргаситовых скарнов, и канареечно-желтый, отмеченный в голубых диопсидитах. Обычно наблюдается в сплошных зернистых массах, в которых иногда выделяются идиоморфные кристаллы размером до 3х4х10 мм. На гранях его видна штриховка и сложная скульптура.

В шлифе везувиан обычно бесцветный, иногда желтый. Зерна чаще неправильные, иногда скелетные; интерференционная окраска варьирует от чернильно-синей до ржаво-бурой иногда в пределах одного зерна; отмечается зональность.

Гроссуляровые скарны. Обычно гроссуляр развит в виде каемoк в скаполитизированных, нефелинизированных и цеолитизированных известковых cкaрнax в незначительных количествах.

Мономинеральные гроссуляровые породы, помимо отмеченных выше тонких диффузионных кайм, встречены лишь в одном месте, причем участок плохо обнажен и их геологическое положение недостаточно выяснено.

Гроссуляровый скарн, видимо, образует одну из кайм мощностью 10-20 см в зоне контакта бруситовых мраморов с ийолитоподобной породой, которая сама является реакционной породой вблизи нефелин-сиенитовоrо тела. Граница ее с мрамором четкая, но неровная.

Гроссуляровый скарн - массивная среднекристаллическая порода желтоватого цвета. Она почти нацело сложена желтоватым гранатом, среди которого изредка встречаютcя корродированные зерна диопсида.

Гранат в mлифе бесцветный, изотропный.

Андрадит - диопсидовые скарны. Этот тип скарна зафиксирован лишь в одном обнажении в ассоциации с диопсид-монтичеллитовыми и форстерит-диопсидовыми скарнами. Все вместе они образуют, видимо, трубообразное тело, в плане имеющее вид линзы размером около 2х5 м, зажатой между щелочными сиенитами и сланцами, однако соотношение пород неясно. Видимо, андрадит диопсидовые скарны развиты по магнезиальным скарнам.

Это мелкозернистые массивные породы салатного цвета, сложенные андрадитом и пироксеном. Количество андрадита варьирует от 1 до 20 %. Кроме этих главных минералов в отдельных зонках появляются перовскит, апатит, везувиан, кальцит. Отмечается следующий порядок их образования: пироксен - перовскит - апатит - андрадит- кальцит - везувиан. Андрадит развит в мелких зернышках в интерстициях между кристаллами пироксена.

Иногда он включает перовскит и окаймляет апатит. Везувиан образует тонкие каемки, окружающие пироксен и изредка андрадит.

Пироксен представлен слегка глиноземистым диопсидом, содержащим немного Fе2O3, что видно по анализу породы. Макроскопически салатного цвета, в шлифе бесцветный.

Андрадит макроскопически золотисто-желтый, в шлифе –желтый.

Щелочные скарны

Нефелин - пироксеновые породы. Поскольку нефелинизации подвергаются различные пироксеновые скарны - шпинель-фассаитовые (черные, бутылочно-зеленые), титанфассаитовые, диопсидовые, то и нефелин-пироксеновые породы весьма разнообразны. Количество нефелина в зависимости от степени нефелинизации варьирует в широких пределах - от единичных зерен до 50 % объема породы.

Структура нефелинизированных скарнов, как правило, аллотриаморфнозернистая, характеризующаяся извилистыми контурами минералов, их неполной индивидуализацией. Породы в основном сложены варьирующими количествами пироксена и нефелина, реликтовыми минералами - шпинелью и кальцитом. Иногда появляются андезин и скаполит, также замещаемые нефелином.

Пироксен в нефелинизированных снарнах в различной степени эгиринизирован. Нередно он Оказывается зональным - в центре сохраняется бесцветный пироксен, а по краям - зеленый натрий -авгит и эгирин-авгит (а также эгирин-диопсид, если нефелинизируется диопсидовый скарн). Однако железистость пироксена не достигает железистости, характерной для эндоконтактовых ийолит-уртитов и нефелиновых сиенитов.

Нефелин - оливиновые породы, насколько известно авторам, еще не были описаны и впервые установлены на Тажеране в 1966 г. Сходные лазурит-форстеритовые породы развиты в пределах Слюдянского лазуритового месторождения (Коржинский, 1947).

Так, в обн. 3647 шпинель-форстеритовый кальцифир, развитый на контакте с нефелиновым сиенитом, подвергся частичной нефелинизации. Это серая среднезернистая порода такситового сложения, представленная кальцитом (40 % ), форстеритом (30 % ), нефелином J (20 % ); наблюдается примесь реликтовой шпинели и новообразования флогопита.

Шпинель, чуть зеленоватая, всегда оказывается внутри нефелина и резорбирована последним.

Оливин макроскопически желтоватый, в шлифе бесцветный; по оптическим константам содержит 12 % фаялита, т. е. имеет уже повышенную железистость сравнительно с форстеритом скарнов. Он разъедается не только нефелином, но и флогопитом, листочки которого рассекают зерна оливина.

Нефелин развивается в виде неправильных зерен, часто приуроченных к оливину и шпинели. Иногда образует прожилки в кальците.

Более детально изучены нами оливин-нефелиновые породы - обр. 3370а и T-5-III, взятые в одном обнажении (фото 18).

Это среднекристаллическая массивная коричневато-серая порода. В основном сложена двумя минералами - нефелином (около 40%) и оливином (около 60%). Отмечается не значительная примесь реликтовой шпинели, кальцита, флогопита и рудного минерала.

Оливин полностью перекристаллизован; образует Округлые зерна разного размера - от крупных до зародышевых, включенных в кристаллы нефелина.

Нефелин макроскопически серый, в шлифе прозрачный, свежий. Образует неправильные по форме зерна.

Нефелин - скаполит - паргаситовая порода.

Обычные шпинель-фассаитовые скарны нередко содержат скаполит, который развивается в основном за счет кальцита, являясь кальциевым минералом.

Так, в обн. 3688 (см. рис. 6) фассаитовый скарн тыловой зоны вначале интенсивно паргаситизирован и скаполитизирован, а в конце - нефелинизирован. Это среднезернистая массивная порода тюситового сложения. Сложена она реликтами фассаита (15%), паргаситом (25 %), скаполитом (25 %), нефелином (20%), флогопитом(5%), кальцитом (5%) и гроссуляром (3%).

Бесцветный паргасит окружает реликты пироксена, нередко образует идиоморфые в поперечном сечении – кристаллы внутри скаполитовой массы. Скаполит развит в неправильных зернах, иногда каймах, окружающих паргасит. Нефелин появляется лишь в отдельных участках, выполняя промежутки между зернами скаполита, иногда резорбируя последний. Наблюдаются и непосредственные контакты нефелина с паргаситом, без видимого разъедания последнего. Вместе с нефелином появляется и флогопит, замещающий пироксен.

В некоторых участках шлифа каемки бесцветного гроссуляра развиваются на контакте нефелина и скаполита с кальцитом. Очевидно, это самый поздний из минералов.

В другом случае (обн. 3811) форстерит-пироксеновый кальцифир подвергается слабой нефелинизации (нефелина до 10 %), причем на фронте нефелинизации развиваются гранат, иногда везувиан. Гранат облегает зерна пироксена, а соотношение его с везувианом не установлено.

Преобразованные магнезuалъные cкapны

Во многих случаях мы видим, что первичные минеральные; парагенезисы собственно магнезиальных скарнов замещаются новыми ассоциациями минералов, но не кальциевых, как в предыдущем случае, а в основном магнезиальных же. Так, иногда развивается флогопит, минералы гумитовой группы, магнезиолюдвигит и др.

Кальцит-флогопитовые жилы, замещающие магнезиальные скарны, секут также и примыкающие нефелиновые сиениты.

Биотит - кальцитовые, Флогопит - кальцитовые и Флогопит - кальцитовые породы с перовски том. Во многих случаях среди шпинель-форстеритовых, реже шпинель-фассаитовых: скарнов и кальцифиров, как контактовых, так и жильных, наблюдаются гнезда, жилообразные скопления и настоящие жилы флогопит-кальцитовых пород - обычно крупно и гигантозернистых с величиной флогопитовых кристаллов до 35 см в поперечнике и 1-3 см толщиной. Кальцит, как правило; также грубозернистый.

В обн. 3618, l, где жила биотит-калъцитовых пород рассекает как нефелиновые сиениты, так и примыкающие к контакту шпинель-форстеритовые скарны. Жила имеет мощность около 0,5 м, крутое залегание и четкие контакты с нефелиновым сиенитом, который она сечет вкрест трахитоидности последних. После перехода в скарн она разветвляется на более мелкие апофизы.. В этом же обнажении видно, что кальцит-биотитовые жилы с апатитом рассекаются тонкими (1-2 см мощности) прожилками натролит-томпсонитового состава, естественно, рассекающими также и нефелиновые еиениты.

В других случаях можно видеть как жильные шпинель-форстеритовые скарны брекчированы и сцементированы флогопит-кальцитовым материалом.

Флогопит. Среди флогопитов по окраске выделяются три разновидности, различающиеся также своими парагенетическими ассоциациями и химическим составом - в основном железистостью. Наиболее часто встречающийся флогопит - это темный, коричневатый в кристаллах и светлый в тонких пластинках. Он развит среди контактовых типов скарнов - шпинель-фассаитовых и шпинель форстеритовых. В ассоциации с ним развит голубой апатит, скопления которого достигают 2-3 см, а единичные кристаллы - 1 см по длине и 0,5 см в поперечнике. Реже отмечается светло-шоколадный флогопит, развитый по жильным шпинель-форстеритовым кальцифирам, с ним ассоциирует перекристаллизованный форстерит и октаэдрический перовскит. Наконец, во внешней зоне форстеритовых скарнов, на контакте их с бруситовыми мраморами,: а также иногда в ассоциации с более поздними везувиановыми породами нередко среди голубого кальцита развит почти бесцветный, бледно-зеленоватый или серебристо-белый флогопит.

Азопроитовые и титанлюдвигитовые скарны и кальцифиры. Азопроит является титанистым аналогом магнезиолюдвигита, так что названные породы не имеют принципиальных отличий от встречающихся на других месторождениях людвигитовых скарнов

Они развиты в ряде участков Тажеранского массива в тесной ассоциации с магнезиальными скарнами. Мы наблюдаем их то в виде сравнительно маломощных каемок вокруг скарновых тел на границе последних с бруситовыми мраморами, то в виде полос и гнезд среди скарнов, то, наконец, в форме прожилков и жил, секущих скарны. Так, в обн. 3688 (см. рис. 6) кальцитовая оторочка сантиметровой мощности, Окружающая скарновое тело, насыщена кристаллами азопроита. То же самое видно в соседнем обнажении (3689), где внешняя кальцитовая оторочка мощностью 5 см, отделяющая шпинель-форстерит-клиногумитовый скарн от бруситового мрамора, содержит кристаллы азопроита. Наконец, в обн. 3908 между диопсидовым скарном и бруситовым мрамором идет 5-сантиметровая зона азопроитовых кальцифиров, содержащих до 30% азопроита. В других случаях титанлюдвигитовые и азопроитовые породы находятся внутри скарновых тел, часто в виде прослоев 1-5 см мощности, параллельных прослоям других типов скарнов – шпинель пироксеновых и шпинель-форстеритовых.

Количество титанлюдвигита и азопроита варьирует в широких пределах - от единичных кристаллов до 30- 70 %, в связи с чем внешний облик пород изменчив. К тому же они изменяются от мелко до крупнозернистых и от массивных до сланцеватых, в которых направленность текстуры обусловлена ориентированным расположением длиннопризматичесrих кристаллов титанлюдвигита и азопроита.

Парагенетические ассоциации азопроита и титанлюдвигита несколько различаются между собой, поскольку титанлюдвигит является более железистым и несколько более поздним минералом. В то время как азопроит ассоциирует, как правило, с чисто магнезиальными минералами - шпинелью, форстеритом, иногда бруситом, вместе с титанлюдвигитом иногда появляется перовскит, железистая шпинель, а в соседних прослоях развивается ферробрусит. Однако четкой разницы все же нет, так как замечено совместное нахождение азопроита и титанлюдвигита, хотя последний как будто наложен и окружал кристаллы азопроита. Помимо отмеченных минералов вместе с боратами отмечаются гейкилит, магнезиоферрит, клиногумит, бадделеит, Тaжеранит и ряд вторичных минералов. Азопроит и титанлюдвигит являются одними из самых поздних минералов после них кристаллизовались лишь магнезиоферрит, железистая шпинель и, Видимо, клиногумит, замещающий форстерит.

Шпинель варьирует по составу от собственно шпинели до плеонаста с 45 % герцинитовой молекулы. Магнезиальная бесцветная шпинель кристаллизовалась раньше форстерита, тогда как железистая (в шлифе желтая и желто-бурая) выделялась тем позже, чем выше ее железистость. Наиболее железистая шпинель окружает магнезиоферрит и титанлюдвигит в виде узких кайм. Желтая шпинель иногда образуется раньше азопроита, но позже форстерита.

Форстерит - типичный чисто магнезиальный член ряда. В отдельных участках нацело замещен клиногумитом. Если в магнезиальных скарнах мы не видели случаев замещения форстерита, а наблюдали их совместный парагенезис или обрастание форстерита клиногумитом, то здесь последний образует ясные псевдоморфозы по форстериту с сохранением его внешних, часто округлых форм.

Гейкилит образует иногда довольно крупные кристаллы которые обнаруживают ясный идиоморфизм по отношению н титанлюдвигиту и магнезиоферриту.

Магнезиоферрит - сравнительно редкий минерал. На Тажеране он отмечен в бруситовых мраморах и в титанлюдвигитовых скарнах. Образует ксеноморфные зерна размером 1-2 мм; иногда включает кристаллы гейкилита.

Азопроит и титанлюдвигит как новый минерал и новая разновидность людвигита будут описаны детально в главе по минералогии. Отметим лишь, что они замещаются двумя основными минералами - гётитом и бруситом. Иногда, возможно, развивается и ссайбелиит, однако мы не имеем строгих доказательств.

Любопытно, что в одном прослое кальцифиров с боратом ассоциирует гейкилит, а в другом - перовскит.

Форстерит - ферробруситовые породы заслуживают особого описания, поскольку ферробрусит придает им специфический характер и; образуются они в определенную стадию после магматического процесса. Породы эти тесно связаны с титанлюдвигитовыми кальцифирами, которые заключены в виде жил среди скарнов именно в ассоциации с ферробруситовыми породами. Макроскопически они варьируют от мелкозернистых зеленовато-серых, темно-серых до средне- и крупно-кристаллических, обычно более богатых светлыми карбонатами разностей, чередующихся между собой.

Шпинель образовалась позднее форстерита, в конце его кристаллизации. Пирротин кристаллизовался позже шпинели. Что, касается ферробрусита, то, несмотря на идиоморфизм его пластинок, которые рассекают или внедряются во все минералы, он образовался позже форстерита и шпинели, но раньше пирротина. В породе, кроме того, встречаются акцессорные примеси титанлюдвигита и минерала типа бадделеита.

Шпинель макроскопчески черная, в шлифе зеленая, изотропная. Замещается ферробруситом.

Форстерит развит в виде неправильных зерен, реже в идиоморфных по отношению к карбонатам кристаллах. Макроскопически коричневый. Замещается бруситом, а позже, по . прожилкам - серпентином.

Ферробрусит образует пластинки размером до 0,2 х 2 х 3 мм, макроскопически зеленые, хлоритоподобные, в шлифе бесцветные.

Пластинки брусита иногда слегка изогнуты.

Пластинки в отдельных случаях имеют концевые грани, в других - лишены их. Они или рассекают все минералы, или внедряются своими концами в эти минералы. В отдельных случаях ясно видно более-позднее развитие ферробрусита по отношению к форстериту, а в других - последний как бы приспосабливается к этим пластинкам, облегает их.

Среди карбонатов преобладает доломит, но есть и кальцит.

Пирротин, вероятно, как и в других типах кальцифиров, частично замещен магнетитом и гематитом, а иногда и гётитом, поскольку в краях просвечивает.

Титанлюдвигит почти нацело замещен гетитом и неопределенными вторичными минералами, возможно, ссайбелиитом. Слабо просвечивает и плеохроирует от синевато-зеленого до густо-коричневого цвета.

Тремолитовые породы. Геологическое положение этих пород недостаточно ясно. Они отмечены в нескольких метрах от контакта с нефелиновыми сиенитами вблизи с бруситовыми мраморами. Плохая обнаженность участка не дала возможности выявить ту зональность, которая намечается в обломках пород. В ассоциации с ними находятся мелкозернистые диопсидовые скарны- это кварцитоподобные, практически мономинеральные породы. Граница их с тремолитовыми породами резкая. В отличие от белого в штуфах диопсида жильных магнезиальных скарнов здесь диопсид водяно-прозрачный, очень похожий на кварц, за который и был вначале принят.

Тремолитовые породы варьируют от бледно-зеленых до серовато-белых в зоне, очевидно, не превышавшей 0,5 м по мощности. Обычно это крупно- и гигантозернистые породы с веерообразно расположенными кристаллами длиною до 5 см и 0,5 см в поперечнике. Лишь иногда порода представлена спутанно-волокнистым мелкозернистым агрегатом образование которого связано, видимо, с динамической переработкой, так как хорошо видны следы давления и катаклаза.

Тремолит ассоциирует с небольшим количеством кальцита, который в отдельных участках полностью исчезает. В катаклазированных зонках наблюдаются поздние кальцитовые прожилки, секущие всю породу.

Графит-диопсидовые породы отмечены в виде обломков размером до 20 см в одном из участков на крутом склоне к Байкалу. Условия залегания их остались невыясненными.

Это мелкозернистые породы такситового сложения, иногда с ритмической (бурундучной) текстурой, обусловленной чередованием тонких (до 0,5 мм) графитовых и бедных графитом зонок. Отдельные участки породы обогащены кальцитом, в других - наблюдаются скопления крупных кристаллов - голубого апатита. Следует отметить также, что отдельные зоны в этих породах сложены обычными форстеритовыми кальцифирами.

В породе преобладает бесцветный диопсид (50 %); остальная часть примерно поровну представлена графитом и кальцитом. В качестве примеси наблюдается апатит и низкопреломляющий гидросиликат магния, который в отдельных зонках, также как и апатит, встречется в повышенных количествах.

Графит развит в неправильных мелких чешуйках, окружающих диопсид, иногда явно корродирующих его, так же как и кальцит. Нередко приурочен к отдельным плоскостям в породе, создавая тонкие зонки.

Гидросиликат магния образован позже графита, поскольку окаймляет его. Развивается по диопсиду и кальциту, которые выглядят в виде реликтов в зонках этого минерала. В шлифе бесцветный, волокнистый, серпентиноподобный. Показатель преломления около 1,500, двупреломление около 0,015-0,020. Очевидно, это девейлит.

В меньшем количестве графит отмечается в диопсидовых скарнах, где связан с поздним кальцитом.

Уместно упомянуть здесь, что в пределах Тажеранского массива известны и другие графитовые породы. Они развиты среди кварцитов , в ассоциации с метасоматическими кальцитовыми породами, образуя линзы размером 1х4 м. Порода сложена кварцем (50%), графитом (40 %) и минералом типа анальцима (1 0% ), имеет сланцеватую текстуру.

Используются технологии uCoz