Содержание к диссертации
Введение
Глава 1. Слюдянская волластонитовая провинция: особенности геологического строения, типы во л лас тоните о держащих пород и проблемы их генезиса
1.1 Общая характеристика Слюдянского комплекса 12
1.2 Типы волластонитсодержащих пород 17
1.2.1 Карбонатный тип 18
1.2.2 Скарноидный тип 19
1.2.3 Скарновый тип 27
1.3 Проблема генезиса волластонитсодержащих пород 37
1.4 О возрасте волластонитовых пород Южного Прибайкалья 40
Глава 2. Геохимия известково-силикатных пород харагольской свиты: природа и палеогеодинамическая обстановка накопления протолита
2.1 Петрогеохимическая характеристика и первичная природа слоистых известково-силикатных пород харагольской свиты 46
2.2 Условия формирования протолита известково-силикатных пород харагольской свиты 63
Глава 3. Сопоставительный петрогеохимическии анализ волластонитовых и безволластонитовых скарноидов и скарнов
3.1 Обоснование возможности проведения сопоставительного анализа 74
3.2 Петрогеохимические особенности волластонитовых скарнов. 75
3.3 Сопоставительный петрогеохимическии анализ скарнов и скарноидов 84
Глава 4. Типохимизм некоторых минералов скарнов и скарноидов
4.1 Минеральные ассоциации известковых волластонитовых скарнов 109
4.2 Минеральные ассоциации волластонитовых скарноидов 110
4.3 Типохимические особенности минералов скарнов и скарноидов 110
4.3.1 Пироксены скарнов и скарноидов 112
4.3.2 Скаполиты скарнов и скарноидов 117
4.3.3 Уграндитовые гранаты 122
Глава 5. Генетические особенности волластонитовых скарнов и скарноидов Слюдянского комплекса
5.1 Условия образования волластонитсодержащих скарноидов 148
5.2 Условия формирования известковых волластонитовых скарнов 163
Заключение 172
Приложения 174
Список литературы 216
- О возрасте волластонитовых пород Южного Прибайкалья
- Условия формирования протолита известково-силикатных пород харагольской свиты
- Сопоставительный петрогеохимическии анализ скарнов и скарноидов
- Типохимические особенности минералов скарнов и скарноидов
Введение к работе
Волластонит является ценным полезным ископаемым, главные области применения которого можно определить как производство обширного спектра силикатных и композиционных материалов. При непрерывном расширении областей применения волластонитовой продукции мировое производство природного волластонита неуклонно возрастает [Fattan, 1994; Wollastonite, 1998; Rieger, Virta, 1999]. При этом, все крупные и подготовленные к эксплуатации месторождения волластонита бывшего СССР находятся в странах СНГ, хотя в последние годы намечалось освоение месторождений Горного Алтая. Как правило, все детально разведанные месторождения волластонита относятся к скарновому типу. До 40-50-х годов волластонит вообще считался типоморфным минералом контактовых известковых скарнов, а после классических работ Д.С. Коржинского по фациям глубинности, исходивших из предпосылки о прямой пропорциональной зависимости давления углекислоты от глубины, волластонит был отнесен к абиссофобньш минералам, и его образование в глубинных высокоградных метаморфических комплексах считалось невозможным.
Однако во второй половине 20-го века участились находки волластонитовых пород вне контактов с интрузивами. Абсолютное большинство таких пород было обнаружено в высокоградных (преимущественно уровня гранулитовой фации) метаморфических комплексах [Кицул, 1973; Oliverza et al., 1976; Шепелев, 1979; Sivaparkash, 1981; Valley et al., 1983; Sharma et al., 1984;Warren et al., 1987; Motoyoshi et al., 1991; Stephenson et al, 1997; Таран, 1997; Satish-Kumar, Harley, 1998; Mathavan, Fernando, 2001 и мн. др.]. Масштабы их развития невелики и в подавляющем большинстве подобные пластовые волластонитсодержащие породы обладают структурно-текстурными признаками параметаморфитов, а по валовому химическому составу являются известково-алюмосиликатными ("мергелистыми"). Минеральные ассоциации включают минералы, типичные для известковых скарнов - клинопироксены ряда диопсид-геденбергит, уграндитовые гранаты, скаполит. Такие породы Д.С. Коржинский предложил называть скарноидами, подчеркнув их отличие от контактовых скарнов (или неопределенность генетической природы). Общим правилом для всех метаморфических комплексов со скарноидными волластонитсодержащими породами являлось присутствие в их пределах и пород с альтернативными кварц-кальцитовыми парагенезисами.
В Слюдянской провинции месторождения и проявления волластонита представлены двумя ведущими генетическими группами - скарновыми (гидротермально-метасоматическими) и метаморфическими. Первые относятся к формации малоглубинных известковых скарнов, вторые включают два четко различающихся литопетрографических типа - карбонатный и скарноидный.
Генетическая природа скарновых проявлений и месторождений никогда не вызывала сомнений. Трудно оспаривать и метаморфогенную природу волластонитовых пород карбонатного типа, поскольку контактовых скарнов такого состава практически не встречается. А вот относительно генетической принадлежности пластовых волластонитсодержащих известково алюмосиликатных пород, минеральные парагенезисы и составы минералов которых близки или идентичны типичным контактовым известковым скарнам, развивалось, минимум, три точки зрения.
По первой и второй происхождение пластовых известково-силикатных пород с волластонитом связывается с изохимичным метаморфическим преобразованием исходных протолитов в прогрессивную, либо в постпрогрессивную стадию. Рядом исследователей возможность образования волластонита при изохимичном метаморфизме вообще отрицается, по их представлениям образование волластонитсодержащих парагенезисов в метаморфических толщах связывается с более поздними постметаморфическими процессами, протекавшими с привносом вещества, т.е. с метасоматическим преобразованием метаморфических пород. Существует ряд работ [Перцев, 1977; Шепелев, 1979; Кузнецова, 1981; Васильев и др., 1981; Левицкий, Петрова, 1984; Левицкий 2000] сторонников и метаморфического и метасоматического происхождения пластовых волластонитсодержащих известково-силикатных пород слюдянского комплекса, генезис которых остается дискуссионным.
Известно, что волластонит в парагенезисах метаморфических пород относится к числу минералов-индикаторов флюидного режима ввиду сильной зависимости реакций его образования от парциального давления СОг. Пластовые известково-силикатные породы с волластонитом часто используются для реконструкции термодинамических параметров регионального метаморфизма, но принадлежность таких пород к продуктам изохимичного метаморфизма принимается априорно.
Сопоставительный петрогеохимический и минералогический анализ (петрогеохимия пород и типохимизм проходных минералов) близких по валовому химическому составу и минеральным ассоциациям (исключая волластонит), т.е. волластонитовых и, чередующихся с ними в разрезах и по латерали, безволластонитовых известково-алюмосиликатных пород позволит выявить закономерности геохимической специфики сравниваемых групп и установить, связаны ли они с различием составов протолитов, или с метасоматическим преобразованием последних. Эталоном при этом служат развитые в том же комплексе известковые скарны, имеющие тот же набор минеральных ассоциаций и развитые по субстрату этих же пород.
Проблема важна и в прикладном и в теоретическом отношении. Если волластонитовые скарноиды являются продуктом изохимичного метаморфизма, то волластонитсодержащие парагенезисы можно использовать для оценок Р-Т-X параметров регионального метаморфизма, особенно флюидного режима, а сами породы - для реконструкции состава протолитов и палеогеодинамических обстановок их накопления. В прикладном аспекте идентификация пород как метаморфитов или, напротив, стратиформных метасоматитов, диктует разный подход к прогнозным оценкам и поисковым критериям.
О возрасте волластонитовых пород Южного Прибайкалья
Возраст пластовых волластонитовых пород (карбонатный и скарноидный типы) специально не определялся. Если справедлива точка зрения о метаморфической природе (прогрессивный этап) этих пород, то время образования волластонита определяется указанным выше возрастом гранулитового метаморфизма. Если же образование волластонита в слоисто-пластовых породах связано с постметаморфическими (постмагматическими) метасоматическими процессами, то возраст волластонитовой минерализации должен быть близок возрасту волластонитовых скарнов, результаты датирования которых приводятся ниже.
Разработанная в 80-х г. г. детальная структурно-возрастная шкала эволюции эндогенных процессов слюдянского комплекса заканчивается пегматитами с редкоземельной и уран-ториевой минерализацией. Их относительная возрастная позиция вполне определенно установлена по геологическим данным. Наблюдались пересечения этими пегматитами флогопитоносных жил, на основании чего редкоземельные пегматиты выделены в группу "поздних" или "постфлогопитовых" гранитоидов, как сформировавшиеся позже флогопитовых (и л азуритов ых) магнезиальноскарновых месторождений комплекса [Васильев и др., 1981]. Общая особенность постфлогопитовых пегматитов — обычное присутствие в них уграндитовых гранатов и формирование в контактах с карбонатными и известково-силикатными породами (в том числе - магнезиальными скарнами) эпидот-клинопироксен-гранатовых известковых скарнов, но без волластонита. Непосредственных взаимоотношений волластонитсодержащих скарнов и сопряженных с ними пироксен-гранат-полевошпатовых околоскарновых пород с флогопитоносными магнезиальными скарнами и редкоземельными пегматитами не наблюдалось. Время образования волластонитовых скарнов и их позиция в общей схеме структурно-метаморфической эволюции слюдянского комплекса оставались проблематичными.
Для датирования была отобрана проба (БС-658) одной из типичных разновидностей скарнов состава: волластонит (35-40 %), скаполит (25-30 %), гранат (10-15 %), пироксен (5-8 %), калишпат (8-10 %), кальцит (3-5 %). Выделение мономинералов проводилось путем ручной отборки концентратов, последующего дробления до фракции - 0.1-0.15 мм и очисткой магнитной сепарацией и в тяжелых жидкостях. Чистота монофракций граната, пироксена и волластонита не ниже 99.5 %, скаполита и калишпата 98-99 %.
Определения содержаний и изотопных соотношений Sm и Nd выполнены в ШТД РАН. Перед разложением монофракции минералов, кроме граната, обрабатывались в особо чистом ацетоне, а затем в IN HCI. Для удаления возможных включений монацита монофракция растертого граната подвергалась кислотному выщелачиванию в IN НС1 при температуре около 90 С в течение одного часа, а затем в разбавленной HF при комнатной температуре. Навески в 100 мг растертых в пудру образцов, к которым был добавлен смешанный трассер 149Sm-150Nd пробы, разлагались в тефлоновых бюксах в смеси HCl+HF+HNOj при температуре 110С. Редкоземельные элементы были выделены посредством стандартной катионо-обменной хроматографии на колонках смолы BioRad AG1-X8 200-400 меш, a Sm и Nd -с помощью экстракционной хроматографии на колонках LN-Spec (100-150 меш) фирмы Eichrom. Изотопные составы Sm и Nd были измерены на многоколлекторном масс-спектрометре Finnigan МАТ-261 в статическом режиме. Измеренные отношения I43Nd/144Nd нормализованы к отношению ,46Nd/144Nd=0.7219 и приведены к отношению I43Nd/U4Nd=0.511860 в Nd стандарте La Jolla. Точность определения концентраций Sm и Nd составила ±0.5%, изотопных отношений 147Sm/144Nd - ±0.5%, 143Nd/144Nd - ±0.005% (2а). Средневзвешенное значение ,43Nd/,44Nd в Nd стандарте La Jolla по результатам 4 измерений отвечает 0.511849+8. Уровень холостого опыта за время исследований составлял 0.03-0.2 нг для Sm и 0.1-0.5 нг для Nd. При расчете величин Єш(Т) использованы современные значения для однородного хондритового резервуара по (Jacobsen et al., 1984). Для расчета параметров изохрон использовались программа ISOPLOT [Ludwig, 1991]. Погрешности приведены для 95% доверительного интервала. Результаты измерений и расчетов приведены в табл. 1.3 и на рис. 1.19.
Условия формирования протолита известково-силикатных пород харагольской свиты
Реконструкция древних обстановок осадконакопления неметаморфизованных и слабометаморфизованных толщ уже многие годы привлекает внимание исследователей. А благодаря появлению новых тектонических моделей, базирующихся на привлечении геохимических данных, стало возможно выявление обстановок осадконакопления и для глубокометаморфизованных толщ к которым, в частности, относятся метаморфические толщи Хамардабанского террейна [Беличенко и др., 1994], входящего в состав Центрально-Азиатского подвижного пояса. Южное Прибайкалье является наиболее высокоградной частью Хамардабанского террейна, а метаморфизованные до гранулитовой фации метаморфические породы разделяются на слюдянскую и хангарульскую серии.
Составы и строение серий резко различны (см. главу 1). В слюдянской серии в значительных объемах присутствуют основные кристаллосланцы, реконструируемые как низкокалиевые толеитовые базальты. В хангарульской в основании залегает харагольская свита, известково-силикатные породы которой по генезису протолитов рассматриваются как терригенно хемогенно-вулканогенные. Вулканогенный материал этих пород по составу отвечает известково-щелочным андезитам и андезитобазальтам с калиевым уклоном. Вышележащая толща - безымянская свита, составляющая большую часть хангарульской серии, сложена преимущественно метатерригенными породами. Прежде считалось [Шафеев, 1970], что все серии комплекса залегают согласно и без перерывов между отдельными членами разреза. В рамках геосинклинальной парадигмы приведенные факты интерпретировались как следствие закономерной эволюции эвгеосинклинали от начальной, с инициальным магматизмом, до зрелой ("флишоидный период") стадии. Позже было установлено, что харагольская свита залегает на слюдянскои с угловым и стратиграфическим несогласием и маркирует резкую смену условий седиментогенеза [Васильев и др., 1981]. В последние стала допускаться и возможность тектонического контакта по дометаморфическому надвигу, возникшему при амальгамации субтеррейнов, с различными условиями осадконакопления - Слюдянского и Хангарульского. Для протолитов слюдянскои серии предполагался верхнеархейский возраст, для хангарульской — нижнепротерозойский, как и возраст гранулитового метаморфизма, охватившего обе серии [Васильев и др., 1981].
Харагольская свита непрерывно прослеживается от южного побережья оз. Байкал вдоль южного борта Тункинской долины до северной оконечности оз. Хубсугул, более чем на 200 км; ее аналоги с разной степенью достоверности выделяются в Центральном Хамар-Дабане, Восточном Прихубсугулье, левобережье р. Иркут (выше пос. Монды), возможно в Тункинских гольцах и ряде других областей региона [Шафеев, 1970; Эволюция..., 1988; Боос, 1991; Васильев и др., 1999; и др.]. Ее положение в общем разрезе осадочно-метаморфических толщ Хамар-Дабанского метаморфического композитного террейна занимает специфичную, индикаторную позицию, играя роль маркера и как бы "стратиграфической" связки.
Как было показано выше, основу протолита известково-силикатных пород харагольской свиты составлял пирокластический материал среднего-основного состава («андезитоиды») при значительно варьирующей доле терригенного и хемогенного (карбонаты) материала. Если придерживаться наиболее употребительного разделения орогенных вулканитов на "островодужные" и "континентальные", то близкие андезитам харагольские породы можно уверенно отнести к "континентальным", по повышенным концентрациям К, Rb, Ва, Sr, Ni, Сг, наличию Eu-минимума. Более точная диагностика возможна только путем поиска аналогов, поскольку тектонические дискриминантные диаграммы вулканитов разработаны только для базальтоидов. С этой целью из общей совокупности выбраны составы, которые в наибольшей мере могли отвечать "чистым" вулканитам (в дальнейшем "метавулканиты"). Использовались следующие критерии: отсутствие кальцита и минимальные содержания СаО, позволяющие предполагать минимальную известковистость протолитов, "андезитовый диапазон" содержаний Si02 = 59-60 вес %, расположение на петрохимических диаграммах в полях вулканитов, соответствие петрохимических модулей и коэффициентов средним андезитам.
Точки составов отобранных проб на диаграммах для магматических пород ложатся в поле андезитов и андезито-базальтов известково-щел очной серии (рис. 2.6). Как правило, породы известково-щелочных серий наибольшим распространением пользуются в пределах энсиалических островных дуг и активных континентальных окраин. Геохимические критерии распознавания оро генных андезитов разных тектонических обстановок наиболее детально систематизированы Дж. Бэйли [Bailey, 1981], принявшему не двух-, а трехчленное деление вулканитов: а - океанических островных дуг, б - континентальных островных дуг и активных континентальных окраин с тонкой и "нормальной" корой и в - активных окраин с мощной континентальной корой (андийский тип). Близкого к подобному делению придерживались А. Мияширо [Miyashiro, 1974] и А. Эварт [Ewart, 1976].
При близости составов средним андезитам харагольские метавулканиты четко выделяются повышенными концентрациями Сг, Ni и Ва, что типоморфно как раз для андезитов андийского типа (рис. 2.7). По большинству элементных отношений, выделенных Дж. Бэйли в качестве наиболее чувствительных индикаторов тектонической позиции, харагольские породы также соответствуют андийскому типу (табл. 2.4).
Сопоставительный петрогеохимическии анализ скарнов и скарноидов
Близкие минеральные ассоциации волластонисодержащих скарноидов и известковых скарнов, как отмечалось, рядом исследователей рассматривались в качестве доказательства генетического родства и метасоматической природы этих образований. В последние годы появилось достаточно много публикаций (см. глава 1), в которых пластовые волластонитсодержащие породы используются для реконструкции и Р-Т трендов регионального метаморфизма. Однако изохимичность их образования во всех рассмотренных случаях никак не обосновывалась. Метасоматическое преобразование исходных пород всегда сопровождается изменением концентраций, индикаторных и корреляционных взаимоотношений элементов. Если образование волластонитсодержащих скарноидов связано с наложенными процессами и перераспределением вещества то, соответственно, и индикаторные отношения и корреляционные тренды должны обнаруживать черты, присущие метасоматическим породам.
Как было показано в главе 1, волластонит метасоматического генезиса может образовываться и на ультраметаморфическом, и на постультраметаморфического этапе. На ультраметаморфическом этапе волластонитсодержащие породы могут образовываться в карбонатных породах в ходе региональной гранитизации в связи с привносом в толщи Si02 существенно водными флюидами. Протекание процессов гранитизации при ультраметаморфизме связано с широким привносом К, Si, Na и ряда редких элементов, среди которых Rb, В a, Sr, Zr, Pb и другие, поэтому в рядах гранитизированных пород обычна прямая корреляция кремния с такими элементами как К, Na, Ва, Rb и другими. Отсутствие значительной корреляционной зависимости Si02 с К20, Rb и Ва (рис. 3.5) характерно для всех выделенных групп известково-силикатных пород харагольской свиты. Для всех групп безволластонитовых пород характерны достаточно низкие коэффициенты корреляции (г 0.34), причем в волластонитсодержащих породах они еще существенно ниже, в то же время отчетливое перекрытие составов на данных диаграммах не позволяет обособлять волластонитсодержащие разности от их безволластонитовых аналогов, а тем более говорить о признаках метасоматической проработки в первых.
Химический состав волластонитсодержащих скарнов и скарноидов довольно близок, первые, как правило, отличаются в среднем большей кальциевостью и несколько пониженным содержанием Fe+Mg. Важным отличительным признаком скарнов является незакономерный характер распределения и широкие пределы колебаний в них ряда петрогенных компонентов (табл. 3.4).
Непосредственные корреляционные взаимоотношения между петрогенными окислами в сравниваемых группах пород можно установить при проведении статистической обработки данных по программе кластер-анализа R-типа. Для сопоставления выбирались однотипные по минеральному составу породы: для скарноидов в подборку было включено 26, а для скарнов 12 проб. Компоненты скарноидных пород разбились кластерным анализом на две группы с нулевой корреляцией между собой
Примечание. 1 - диопсидовые гнейсы и кристаллосланцы безволластонитовой зоны; 2, 3 волластонитовая зона: 2 безволластонитовые диопсидовые гнейсы и кристаллосланцы, 3 -волластонитовые гнейсы и кристаллосланцы; 4 - волластонитовые скарны. В таблице указаны средние значения, в скобках - количество проб и пределы колебаний. (рис. 3.6). Первая группа - это существенно силикатная составляющая пород, с сильными корреляционными связями между Al2Oj и ТЮ2} как правило, характерными для осадочных образований. Вторая группа, с близкими корреляционными связями между СаО, MgO и МпО, вероятно отвечает существенно карбонатной составляющей протолита. Видимо корреляция СаО с MgO отражает присутствие в составе протолита наряду с кальцитом и доломита. При метаморфическом преобразовании весь MgO с эквивалентным количеством СаО вошел в состав клинопироксена.
Совершенно иная картина корреляционных связей между элементами выборки характерна для скарнов. Общая особенность - сильные корреляционные взаимоотношения как в пределах выделенных групп (блоков), так и между блоками в целом. Возможно, что выделенные блоки характеризуют этапность минералообразования в скарнах. В состав первой группы вошли элементы, преимущественно входящие в такие минералы, как волластонит и андрадит, второй - в сфен, пироксен и апатит, третьей -в полевые шпаты и скаполит. Интерпретация данных кластерного анализа показывает на существенные различия корреляционных связей между элементами в сопоставляемых группах. В скарноидах, связи между элементами выборки, указывают преимущественно на смешанную природу изучаемых пород, т.е. отображают ее существенно различные исходные составляющие протолита - силикатную и карбонатную. Корреляция между определенными петрогенными элементами в скарнах показывает их связь и сонахождение в конкретных минеральных типах. Так связь Si02 и СаО указывает на совместное вхождение в состав волластонита, ведущего минерала скарнов, связь кремния с Fe203 и СаО - андрадита.
Типохимические особенности минералов скарнов и скарноидов
Минеральные ассоциации волластонитовых скарноидов включают минералы, типичные для известковых скарнов - волластонит (10-25 %), уграндитовые гранаты (10-20%), пироксены салитового состава (20-30%), скаполиты (20-30 %), среди полевых шпатов преобладает микроклин (до 10-15 %), а также кальцит и сфен, содержание которых невелико. Текстурные взаимоотношения предполагают ранние равновесные ассоциации Wo+Di+Sc, Wo+Di+Sc+Fsp, Sc+Wo+Gr+Di, Wo+Di+Sc+Pl, практически во всех ассоциациях встречается сфен, иногда кварц и кальцит. Широкое проявление поздних ассоциаций выражено в образовании гранатовых и эпидотовых кайм и различных псевдоморфоз.
Гранат присутствует практически во всех парагенезисах волластонитсодержащих пород скарноидного типа, хотя в некоторых разновидностях количество его невелико. Для скарноидов характерен гранат двух генераций (см. гл 1): состав граната первой генерации характеризуется примерным равенством андрадитового (38-55 %) и гроссулярового (33-54 %) миналов, гранат второй генерации по составу - почти чистый гроссуляр (73-90 %) (прил. 5а).
Пироксен по составу характеризуется приблизительным равенством диопсидового (44-62 %) и геденбергитового (28-49 %), с небольшой долей остальных миналов (4-17 %) (прил. 6). Зональность пироксенов, как и гранатов в шлифах не прослеживается, коронарные структуры также. Состав волластонита в скарноидах стабилен и зависит от состава протолита. В отдельных слоях встречаются разновидности вплоть до Мп-волластонита и бустамита [Некрасова и др., 1977]. Вторичные генерации волластонита обнаруживаются только в измененных разновидностях пород (см. гл. 1). Скаполит встречается во всех изученных нами образцах волластонитсодержащих скарноидов и содержит 65-83 % мейонита. Зональности, как правило, скаполит не обнаруживает. Плагиоклаз в парагенезисах с волластонитом и скаполитом встречается достаточно редко. Для скарноидов обычно присутствие в парагенезисах микроклина, относящегося, как правило, к ранним генерациям.
Акцессории в скарноидах представлены сфеном, апатитом, рудными минералами, содержание которых меняется в различных подклассах. Существенным отличием акцессорных фаз скарнов и скарноидов является практически постоянное присутствие в последних рудных минералов.
Компонентный состав пироксенов определяется во многом взаимосвязанными между собой факторами, такими как валовой состав пород, термодинамические параметры процессов и распределение элементов между парагенными минералами. Содержание одних компонентов (Fe, Mg, Мп, Ті) зависит преимущественно от состава пород, содержание других (А1, Na, Са) и степени окисленности железа (К0к), при сходном валовом составе может сильно меняться при изменении условий образования [Добрецов, 1971]. Сходство валового химического состава скарнов и скарноидов обусловило и близость состава пироксенов (пироксены и скарнов и скарноидов относятся к ряду диопсид-геденбергит). Решение вопроса об условиях образования возможно путем проведения сопоставительного анализа компонентных составов пироксенов из двух указанных групп пород. Пироксены скарноидов (прил. 6) отличаются невысокой щелочностью и глиноземистостью и узкими пределами их колебаний, для них характерны вариации в диопсид-геденбергитовом ряду (рис. 4.1).
В волластонитсодержащих метаморфического генезиса пироксенах А1 находится преимущественно в четверной координации (Alp/ 0.01-0.04) и связан, главным образом, с чермакитовой молекулой. Доля А1, находящегося в шестерной координации (A1VI=A1OEIH-A1IV) низка и связана, как правило, с эгириновым миналом.
Существующая прямая корреляционная зависимость между железистостью породы и минерала в волластонитозых скарноидах (рис. 4.2) объясняется тем, что в скарноидах пироксен является по сути единственным темноцветным минералом-концентратором железа (за исключением граната, содержание которого находится в резко подчиненном количестве по сравнению с пироксеном). Скарноиды, являясь метаморфическим породами, кристаллизовались в условиях закрытой системы, поэтому и состав, и корреляционные взаимоотношения в пироксенах отражают специфику