Скарновые формации

Размещено на http://www.allbest.ru/

Содержание

1. Минеральный состав скарновых формаций

2. Минеральная зональность

3. Рудоносность скарновых формаций

Список используемой литературы

Введение

Термин “скарн” попал в литературу в конце прошлого века из лексикона шведских горняков. Так они называли рудосодержащие породы, сложенные известковомагнезиальными силикатами и алюмосиликатами, распространенные на месторождениях центральной Швеции. Самые разнообразные гипотезы высказывались об их генезисе:

1. гидрохимическая (И. Ламберт, И. Морозевич и другие);

2. метаморфическая (И. Розенбуш, С. Лид и другие);

3. магматическая (Е. Федоров, Х. Иогансен и другие);

4. несколько вариантов метасоматических и гидротермальных (А. Заварицкий, В. Линдгрен, В. Гольдшмидт, Д.С. Коржинский, П.П. Пилипенко и другие).

К настоящему времени общее признание получила “контактовореакционная” теория скарнообразования, выдвинутая Д.С. Коржинским [1945, 1948, 1953] и всесторонне разработанная его последователями [Жариков 1968,1985,1991; Зарайский и др. 1986; Зарайский, 1989]. Согласно развиваемым представлениям, скарны возникают в результате реакционного взаимодействия карбонатных с магматическими и другими алюмосиликатными породами при посредстве магматогенных растворов. Отсюда следуют определения и типизация скарнов.

Скарнами называют метасоматические породы, сложенные известково-магнезиально-железистыми силикатами и алюмосиликатами, возникшие в зоне высокотемпературного контактового ореола интрузий в результате реакционного взаимодействия карбонатных пород с магмой, интрузивными и другими алюмосиликатными породами при посредстве магматогенных растворов.

По минеральному составу и парагенезисам различают магнезиальные и известковые скарны, они различаются также по условиям образования и геологической позиции.

По механизму образования выделяют диффузионные - биметасоматические и инфильтрационные - контактово-инфильтрационные и автореакционные скарны.

Наконец, в зависимости от состава исходных пород различают эндоскарны и околоскарновые породы, которые образуются по алюмосиликатным породам и экзоскарны, образованные по карбонатным породам. Если карбонатные породы содержали исходный силикатный или алюмосиликатный материал, то возникшие по ним экзоскарновые образования называют скарноидами. Они отличаются многоминеральностью (за счет исходного алюмосиликатного материала), не обнаруживают зонального распределения пироксена и граната. Кроме этих скарновых пород, имеющих контактово-реакционное происхождение, выделяется еще одна группа - автореакционные скарны, возникающие при кальциевом метасоматозе пород без обязательного участия карбонатных пород. В таблице№1 оптимальное подразделение скарновых пород приведено в систематизированном виде.

Скарны широко распространены в земной коре. Однако для их возникновения обязательно сочетание по крайней мере трех непременных условий. Первое условие, наличие контакта двух химически неравновесных сред: карбонатных пород и алюмосиликатной среды, которая может быть представлена или магматическим расплавом или интрузивной породой или любой другой алюмосиликатной породой (гнейсы, сланцы, и так далее). Второе условие, скарны сложены высокотемпературными минералами, поэтому они всегда возникают или в непосредственном контакте с интрузивами, либо в зоне высокотемпературного контактового ореола интрузивных массивов. Третье условие, для протекания интенсивных процессов контактово-инфильтрационного или биметасоматического скарнообразования обязательно участие гидротермальных растворов, обычно магматогенного генезиса Под гидротермальными растворами мы понимаем существенно водные “горячие” флюиды, обладающими “жидкоподобными” свойствами, независимо от их агрегатного состояния. Флюиды (судя по изотопии) имеют преимущественно ювенильное, магматогенное происхождение, хотя в некоторых случаях обнаруживается присутствие вадозных вод.. Эти признаки обязательны для всех “настоящих” скарнов.

Редуцирование какого-либо фактора приводит к вырождению скарнов в скарноподобные породы или в другие реакционные метасоматиты “нескарнового” генезиса.

1. Минеральный состав скарновых формаций

По минеральному составу и парагенезисам различают магнезиальные и известковые скарны, они различаются также по условиям образования и геологической позиции.

Магнезиальные скарны

Магнезиальными скарнами называются высокотемпературные контактово-метасоматические породы, сложенные магнезиальными минералами (главным образом силикатами), и образовавшиеся в зоне контакта силикатных и магнезиальных карбонатных пород. Типоморфными минералами магнезиальных скарнов являются фассаитовый клинопироксен, диопсид, энстатит, форстерит, минералы группы гумита, монтичеллит, мервинит, акерманит, шпинель, серендибит, флогопит, паргасит, клинтонит и магнезиальные бораты (людвигит, варвикит, суанит, котоит, сингалит, флюоборит). Специфическими полезными ископаемыми магнезиалных скарнов являются флогопит, магнезиальные и магнезиально-железистые бораты. Железные руды, руды цветных металлов широко развиты как в магнезиалных, так и в известковых скарнах.

Минералы, слагающие магнезиальные скарны, имеют специфические особенности. При этом наблюдаются существенные отличия в одноименных фемических минералах как в различных зонах метасоматической колонки, так и в метасоматических колонках магматической и постмагматической стадий.

Плагиоклазы в пироксен-плагиоклазовой зоне магматического этапа представлены обычно основными разностями (от битовнита до анортита). В такой же зоне постмагматического этапа плагиоклазы - уже андезины.

Клинопироксены в скарнах прогрессивного этапа богаты глиноземом, иногда содержат повышенное количество титана. Концентрация А1203 в пироксенах пироксен-плагиоклазовой зоны несколько ниже, чем в пироксенах шпинель-пироксеновой зоны, а железистость, напротив, несколько ниже в последних. Клинопироксены, ассоциирующие со шпинелью, являются фассаитами или близкими к фассаитам по содержанию молекулы Чермака. Клинопироксены постмагматических скарнов отличаются малым содержанием глинозема и титана и близки к серии диопсид-геденбергит, В отличие от известковых скарнов, они не бывают высокожелезистыми.

Ортопироксены отличаются по железистости, которая наиболее высока в ассоциации с плагиоклазом и низка в ассоциации с форстеритом (в контакте с форстеритовой зоной).

Шпинели магнезиальных скарнов имеют сравнительно невысокую железистость (до 30%). В постмагматических скарнах шпинели часто содержат заметные количества цинка, до нескольких процентов масс.

Оливины магнезиальных скарнов прогрессивного этапа обычно представлены форстеритами. Железистость их не превосходит 12-15% фаялита. В постмагматических форстеритах она может быть и довольно высокой, до 25% фаялита (в ассоциации с диопсидом).

Кальциты встречаются в разных зонах магнезиальных скарнов. Среди них различаются вторичные и ранние, парагенные со скарновыми минералами. В ассоциации с клинопироксеном они мало магнезиальны и не содержат экссолюционных вростков, тогда как в кальцифирах, в ассоциации с первичным доломитом, они имеют заметную примесь магния как изоморфную, так и в виде экссолюционных вростков доломита.

Амфиболы образуются только на послемагматическом этапе. Сине-зеленые скарновые роговые обманки содержат А1203=8,6-15,2; (Na20+K,0)=2,3-4,3%; Fe203=l,2-7,5% (мае.) и Fe/(Fe+Mg) от 10 до 55% (мол.). Их часто ошибочно описывают как щелочные роговые обманки. Однако, они обладают характерными оптические свойствами с заметным или сильным плеохроизмом от сине-зеленого по Ng, зеленые по Nm светлые серо-зеленые по Np; 2V= -70 + -80°, с Ng= 19-22° Паргасит характерен для магнезиальных скарнов. Он обладает сравнительно низкой железистостью (Fe/Fe+Mg) от 1 до 35% (мол.).

Флогопит весьма типичен для постмагматических магнезиальных скарнов. Содержание ТЮ2 в скарновых флогопитах как правило невысокое, меньше 1 мае. %. При развитии по ранним магнезиальным скарнам флогопит образуется на контакте шпинели и клино* пироксена.

Клинтонит (ксантофиллит) встречается в постмагматических скарнах малых глубин и знаменует собой начало перехода от магнезиальных скарнов к известковым. Он обычно развит в зонах с фас- саитом и шпинелью, (или в постмагматических зонах, соответствуй ющих шпинель-фассаитовой зоне по позиции в колонке) и стабилен в ассоциациях как с магнезиальным клинопироксеном или шпинелью, так и с известковоскарновыми минералами - гроссуляровым гранатом и везувианом, которые могут развиваться с замещением кпинтонита.

Минералы группы гумита образуются в магнезиальных скарнах в постмагматических условиях при повышенной фтористости флюидов. Чаще других встречается менее фтористый член группы - клиногумит, затем в порядке уменьшения частоты встречаемости - хондродит, гумит и норбергит. Одновременно могут присутствовать два ортосиликата магния: форстерит+клиногумит; форстерит+хондродит; клиногумит+хондродит; гумит+хондродит. Железистость в сосуществующих ортосиликатах разная, при переходе от одного минерала к другому резко уменьшается в ряду форстерит - клиногумит - гумит- - хондродит - норбергит. Клиногумит может содержать повышенное количество ТЮ2 (до 5,4 мае. %), отличаясь яркой желтой окраской и плеохроизмом. Такой Ti-клиногумит может находиться в равновесии с малотитанистым неокрашенным клиногумитом. При постмаг- матическом образовании новых магнезиальных скарнов нередко отмечается 2 ортосиликатных самостоятельных зоны: кальцит-фор- стеритовая и кальцит-клиногумитовая или кальцит-хондродитовая (см. рис. 16.5). При постмагматических преобразованиях ранних магнезиальных скарнов форстерит магматического этапа нередко частично или полностью замещается минералами группы гумита.

Известковые скарны

Минеральная ассоциация известковых скарнов характеризуется обязательным присутствием кальциевых пироксенов ряда диопсид - геденбергит (или серии диопсид-геденбергит-иогансенит) и кальциевых гранатов ряда гроссуляр-андрадит. Кроме того, к скарновым минералам относятся волластонит, эпидоты, реже встречающиеся везувиан, пироксеноиды типа родонит, бустамит, монтичеллит, геленит. Для околоскарновых пород обычны плагиоклазы и (или) калиевые полевые шпаты, скаполиты. Вторичные минералы тремолит-антинолиты, хлорит, эпидоты, иногда аксинит, обычен кальцит

Своеобразный комплекс минералов образуется в условиях малых глубин при наложении известковых скарнов на магнезиальные. Кроме обычных скарновых миенралов - граната, пироксена и везувиана, в этих условиях встречаются: монтичеллит, мелилит (геленит), спуррит, куспидин и другие более редкие кальцивые и кальциево-магниевые минералы.

При наложении на известковые скарны рудных процессов комплекс рудных и околоскарновых минералов весьма разнообразен.

2. Минеральная зональность

Строение залежей магнезиальных скарнов.

Причиной образования магнезиальных скарнов в высокотемпературных ореолах магматических тел является резкое химическое неравновесие между магнезиальными карбонатами и силикатными породами или магмами в широких интервалах давлений вплоть до условий гранулитовой фации метаморфизма. Это неравновесие вызывает появление промежуточных по химическому составу метасоматических зон. Рассмотреть это можно на примере развития скарнов по доломиту при его замещении гранитной магмой. Метасоматическая колонка, возникающая в контакте, имеет следующий вид: гранит -> клинопироксен-битовнитовая зона шпинель-фассаитовая зона -> шпинель-форстеритовая зона шпинель-форстерит-кальцитовая зона (кальцифир) доломитовый мрамор. Все зоны возникают одновременно и разрастаются в направлении, показанном стрелками, причем клинопироксен-плагиоклазовая зона замещается непосредственно гранитным расплавом.

Образование сколько-нибудь мощных скарновых зон между гранитной магмой и магнезиальной карбонатной породой невозможно без участия трансмагматических флюидов, то есть, потока флюидов, проходящих через магматический расплав и осуществляющих необходимое преемещение вещества при образовании скарнов. Возникновение скарнов в результате магматического замещения доказывается 1) наличием ксенолитов скарнов в приконтактовой области магматической породы и магматических прожилков в скарнах; и 2) разрастанием всех скарновых зон в сторону от гранита, что можно наблюдать как по геологическим отношениям, так и под микроскопом, благодаря неполно прошедшим реакциям замещения. Наступление клинопироксен-плагиоклазовой зоны на шпинель-клинопроксеновую происходит замещением шпинели основным плагиоклазом, образованием каймы плагиоклаза вокруг зерен шпинели. Шпинель-клинопироксеновая (фассаитовая) зона при этом наступает на шпинель-форстеритовую, что выражается, в основном, замещением форстерита фассаитом на контакте этих зон. Обратных соотношений: наступления скарновых зон на магматическую породу - в этих случаях не наблюдается.

Диапазон состава магм, с которыми происходит образование магнезиальных скарнов, простирается от гранитоидов до габбро и долеритов, а также захватывает и щелочную ветвь, включая нефелиновые сиениты. Практически во всех интрузивных контактах этих пород с магнезиальными карбонатными породами встречаются той или иной мощности магнезиальные скарновые тела магматического этапа, доказывая широкое участие потоков трансмагматических флюидов в скарнообразовании и магматическом замещении вмещающих пород.

Магнезиальные скарны на прогрессивном этапе могут образоваться не только непосредственно в контакте с магмой, но и в любых других контактах твердых силикатных пород с магнезиальными карбонатными в высокотемпературном ореоле магматических тел (или зон мигматизации) при воздействии трансмагматических флюидов.

При образовании скарнов по силикатной породе направленность развития зон будет иной. Например, шпинель-фассаитовая зона может наступать на плагиоклаз-клинопироксеновую, что выразится в замещении плагиоклаза шпинелью и образованием шпинели вокруг зерен плагиоклаза. Процесс скарнообразования при малом количестве одной из реагирующих сред может проходить с редуцированием зональности. Так, тонкий пласт доломита при полном израсходовании доломита и продолжающемся процессе скарнообразования, может последовательно утратить зону шпинель-форстеритового состава, затем шпинель-клинопироксеновую. Может остаться одна только зона пироксен-плагиоклазового состава: при интенсивной гранитизации и эта зона замещается магмой, т.е., происходит полная гранитизация доломита.

Разнообразие последовательности зон и их минерального состава в магнезиальных скарнах магматического этапа зависит как от химического состава двух реагирующих сред, так и от внешних условий, главным образом, от температуры и глубины образования. В качестве различных карбонатных сред наиболее обычны богатые доломитом мраморы, магнезит-доломитовые мраморы, магнезиты. Влияние состава силикатной породы на общий тип колонок не столь уж и велико. При переходе от кварцсодержащих пород к безкварцевым полевошпатовым (например, сиениты, габбро) из колонки исчезает первая эндозона (полевошпат-пироксеновая), правда, в случае нефелиновых сиенитов вместо нее появляется зона нефелин-пироксенового состава [Конев и Самойлов, 1974].

В случае развития скарнов в контактах с основными магмами, т.е., при повышенных температурах в условиях таких же малых глубин, происходит дальнейшее изменение парагенезисов. Часть шпинель-пироксеновой зоны и шпинель-форстеритовая зона уступают место шпинель-монтичеллитовой и мелилитовой зонам. Дальнейшее повышение температуры и снижение СО, может привести к образованию редких типов магнезиальных скарнов с мервинитом, монтичеллит-периклазовой ассоциацией и др.

Для магнезиальных скарнов весьма характерны разнообразные постмагматические изменения, связанные с постериорными и другими процессами, наложенными на первичные скарны. При этом можно выделить три группы минералов.

Первая - минералы, связанные с регрессивным изменением и наложением послемагматического магнезиально-скарнового процесса. Для этой группы характерны флогопит, минералы группы гумита, паргасит, серпентин, минералы группы хлорита, роговые обманки, скаполит.

Вторая группа минералов связана с наложением известково-скарнового процесса. Это известковые гранаты и пироксены, везувиан, клиноцоизит, скаполит. В условиях гипабиссальной фации при изменении магнезиальных скарнов и наложении известково-скарнового процесса развивается комплекс очень разнообразных известково-магнезиальных силикатов: ксантофиллит, монтичеллит, геленит, сперрит и другие редкие минералы.

Третья группа, минеральные ассоциации, связанные с послемагматическим оруденением магнезиальных скарнов: магнетитовым, флогопитовым и боратным, причем, с последним связан своеобразный комплекс минералов, включающий такие минералы как людвигит. суанит, котоит, флюобарит, ссайбе- лиит и другие [Перцев, 1971].

Парагенезисы минералов и зональность магнезиальных скарнов магматической стадии определяются двумя главными факторами. Прежде всего, активностью С02, которая в свою очередь прямо зависит от глубинности, значительно возрастая при увеличении давления, а так же на парагенезисах магнезиальных скарнов сказывается относительная активность кальция и железа.

Кроме зависимости от глубинности, парагенезисы магнезиальных скарнов и типы зональности в них различаются также в зависимости от химических потенциалов кальция и железа в безмагнетитовых ассоциациях. Главное отличие здесь состоит в появлении ортопироксенов в условиях низких ССа0.

Следующие главные типы метасоматических колонок наиболее распространены в магнезиальных скарнах магматической стадии:

магма - Cpx+Spl - Ol (Fo)+Spl+Per - Dol;

магма - Cpx+Spl - Cpx+Ol+Spl - Ol+Spl+Cc - Ol+Spl+Dol (Per)+Cc -Dol;

магма - Cpx+Pl (Sep) - Cpx+Spl - Fo+Spl - Fo+Spl+Dol -Dol.

Во внешних зонах - фронтах магматического замещения, в результате реакционного взаимодействия доломитов с гнейсами и кристаллическими сланцами, в абиссальных условиях возникают биметасоматические скарны с характерной зональностью:

Гнейс (кристаллический сланец) - Срх+Р1 - Срх - кальцифир - Dol.

Для контактово-инфильтрационных эндоскарнов, возникающих при воздействии на гнейсы или сланцы магматогенных растворов, которые проникают в них через доломиты, наблюдается следующая зональность:

гнейс - Cpx+Pl(Scp) - Cpx+Spl(Phl) - Dol.

Послемагматические магнезиальные скарны достоверно известны лишь в гнейсовых комплексах докембрия. Они образуются в результате контактово-реакционного взаимодействия доломитов и алюмосиликатных пород путем диффузионного либо инфильтрационного механизма. Режим магния и кальция и реакции скарнирования определяются условиями глубинности.

Минеральный состав послемагматических магнезиальных скарнов разнообразен. Можно различить две главные минеральными ассоциации: а) собственно послемагматических скарнов и б) послемагматических изменений ранее образованных (преимущественно в магматическую стадию) магнезиальных скарнов.

К главным минералам собственно послемагматических скарнов относятся оливин (форстерит), клинопироксены, шпинель, флогопит, роговая обманка (обычно паргасит), плагиоклаз, скаполит, ортоклаз, кальцит, апатит. В определенных условиях возникают лазурит, гаюин, нефелин. Характерна большая железистость минералов в эндоскарновых и околоскарновых породах.

Минеральная ассоциация измененных магнезиальных скарнов очень разнообразна. Наиболее характерные минералы: хондродит, гумит, клиногумит, флогопит, амфиболы, хлориты, серпентин, тальк, кальцит, бораты, магнетит, апатит. В условиях гипабиссальной фации в измененных магнезиальных скарнах встречаются также монти- челлит, клинтонит, брусит и другие абиссофобные магнезиальные и кальциево-магнезиальные минералы.

Парагенезисы и зональность послемагматических магнезиальных скарнов также весьма разнообразны.

Выделяются следующие главные фации щелочности и железистости:

а) пироксен-шпинелевая, возникающая в условиях низкой щелочности и железистости;

б) шпинель-паргаситовая, проявляющаяся в условиях повышенной железистости и невысокой щелочности;

в) флогопитовая, отличающаяся умеренной щелочностью и низкой железистостью;

г) флогопит-паргаситовая в условиях повышенной железистости и нормальной щелочности.

Метасоматическая зональность возникает вследствие реакционного взаимодействия инертных компонентов (Si, Al, Mg), вызываемого воздействием высокотемпературных послемагматических растворов. Особенность зональности при этом определяется активностью взаимодействующих инертных компонентов, механизмом их перемещения, общим режимом послемагматических растворов, их щелочностью и железистостью.

Контактово-инфильтрационные скарны характеризуются теми же типами зональности.

Главные черты химизма следующие. Образование экзоскарновых зон вызывается привносом кремнезема и выносом магния и кальция, а при образовании эндоскарнов происходит привнос магния и кальция и вынос кремнезема. При этом миграция глинозема ограничивается местными перемещениями в пределах только эндоскарновых тел. Выноса глинозема в экзозону не происходит. Этим постмагматические магнезиальные скарны существенно отличаются от скарнов магматической стадии. Активности щелочей и железа определяются, главным образом, воздействующими растворами и, задаются, вероятно, особенностью магматогенных источников.

Довольно часто магнезиальные скарны подвергаются замещению известковыми скарнами. Эти скарны пространственно совмещены с телами магнезиальных скарнов и развиваются с замещением последних, захватывая одновременно прилежащие к ним части активных интрузивов и роговиковых прослоев.

Околоскарновые породы сложены пироксеном и одним из полевых шпатов - основным плагиоклазом или ортоклазом, иногда вместо них образуется скаполит, т.е., минеральный состав пород этой зоны эндоконтакта близок к составу околоскарновых пород нормальных известковых скарнов. В них распространены волластонит, гроссуля- ровый гранат и пироксены диопсид-геденбергитового ряда.

В противоположность этому, скарны экзоконтакта имеют ряд отличий от скарнов, образованных по известнякам. Для этих зон апомагнезиальных известковых скарнов характерны клинопироксены типа салитавгита, существенно магнезиальный везувиан, гроссуляровый гранат, ксантофиллит и редко геленит. Эти высокоглиноземистые минералы развиваются с замещением шпинели и основного плагиоклаза магнезиальных скарнов, т.е., они резко отличают апомагнезиальные известковые скарны от обычно безглиноземистых скарнов, образованных по известнякам.

Таким образом, в породах магнезиально-скарновой формации пространственно сосуществует несколько групп высокотемпературных минеральных ассоциаций:

1) магнезиальные скарны магматической стадии (фассаит, форстерит, шпинель, основной плагиоклаз, периклаз);

2) послемагматические преобразованные магнезиальные скарны (флогопит, паргасит, антофиллит, тремолит);

3) апомагнезиальные известковые скарны (салитавгит или ферросалит до геденбер гита, монтичеллит, ксантофиллит, везувиан, гроссуляр, волластонит).

При этом, в последней группе преобладают минералы существенно магнезиальные и глиноземистые, несвойственные скарнам, образованным по чистым известнякам.

Парагенезисы известковых скарнов различаются, главным образом, по температуре их образования и щелочности, точнее, значениями химических потенциалов калия и натрия в скарнообразующих растворах. Кроме того, на составы сосуществующих минералов оказывает влияние режим кислотности скарнирующих растворов (что было подробно рассмотрено выше), окислительновосстановительные условия и изменения химических потенциалов железа и марганца. Изменение глубинности не оказывает заметного влияния на парагенезисы известковых скарнов (за исключением рассмотренных особенностей состава плагиоклаза и скаполита), кроме крайних условий.

Первое - отсутствие типичных биметасоматических известковых скарнов в абиссальной фации глубинности.

Второе - появление в условиях особенно малых глубин высокотемпературных богатых кальцием силикатов типа ларнита, тиллеита, спуррита.

Рассмотрим сначала фации известковых скарнов в зависимости от температуры и давления.

Можно выделять следующие укрупненные фации известковых скарнов:

1)Ларнит-мервинитовую;

2) Монтичеллит-мелилитовую;

3) Волластонитовую;

4) Пироксен-гранатовую;

5) Пироксен-эпидотовую.

Ларнит-мервинитовая фация (которую естественно можно подразделить на ларнитовую и мервинитовую субфации) возникает в условиях высоких температур (>900°С) и малых глубин, которые реализуются в контакте с основными интрузиями. Типичные скарны в этих условиях не возникают (гранат неустойчив), и минеральные парагенезисы характеризуют скарновые, контактовые роговики с локальными диффузионными оторочками.

Монтичеллит-мелилитовая фация которую тоже легко подразделить на монтичеллитовую и геленитовую субфации, представляет высокотемпературную фацию собственно известковых скарнов. Температурный диапазон фации 700-900°С. Она характерна для малых и гипабиссальных глубин. Скарновые тела размещаются в контактах с основными, средними и щелочными интрузиями. Наряду с типоморфными минералами (монтичеллит, акерманит- геленит), широко распространены обычные скарновые гранаты, пироксены, волластонит. Однако, в целом, скарны этой фации имеют ограниченное распространение.

Напротив, следующие три фации - волластонитовая, пироксен-гранатовая и пироксен-эпидотовая - обычные и широко распространенные фации скарнов. Температурные диапазоны их: волластонитовой 600-700°С, пироксен-гранатовой 600- 500(450)°С, пироксен-эпидотовой 450(500)-400°С. Поскольку гранат и эпидот - минералы переменного состава, переход от пироксен-гранатовой к пироксен-эпидотовой фации постепенный и растянут по температуре (градусов на 50-80°С), то распространены промежуточные пироксен-гранат-эпидотовоые скарны, и эпидот развивается по алюмосиликатным породам. Температурные границы между фациями в большей или меньшей степени зависят от глубинности, приведенные выше цифры отвечают давлению 1,0 кб или глубине 4-6 км. Определение температур скарновых минералов по газово-жидким включениям хорошо совпадает с этими температурными границами [Жариков, 1968; Индукаев, 1980].

В отличие от малоглубинных фаций, волластонитовая, пироксен-гранатовая и пироксен-эпидотовая фации охватывают большой диапазон глубин - всю область существования известково-скарновых парагенезисов - гипабиссальную и мезоабиссальную фации.

Верхняя граница скарнообразования проходит на глубинах 1,0-1,5км, поскольку при меньших давлениях высокотемпературные растворы находятся в газовом состоянии, и интенсивные высокотемператруные метасоматические процессы типа скарнообразования не осуществляются. Нижнюю границу типичного известкового скарнообразования целесообразно проводить по кривой устойчивости волластонита 3,5-4,0 kb (пересечение с линией солидуса гранитов), что отвечает глубинам 15-16 км. Средние по составу и железистые кальциевые гранаты и пироксены устойчивы в пределах всей земной коры, встречаются они и в условиях абиссальной фации глубинности.

Разнообразие парагенезисов известковых скарнов в значительной степени определяется режимом щелочнометальности скарнообразующих растворов, т.е., зависит от величин химических потенциалов калия и натрия в скарнообразующих растворах.

Можно выделить следующие фации щелочности (точнее щелочнометальности) известковых скарнов:

Пироксен-плагиоклазовую (или просто плагиоклазовую) фацию нормальной щелочности. Скаполиты в этой фации отсутствуют. Обычен парагенезис клинопироксена с плагиоклазом в околоскарновых породах.

Пироксен-скаполитовую (или просто скаполитовую) фацию повышенной щелочности (повышенного), охватывающую поля II и III диаграммы. Поле II носит как бы “промежуточный” характер: появляется скаполит, но еще устойчив парагенезис Срх+Р1. Поле III отражает типичные парагенезисы скаполитовой фации.

Ортоклаз-гранатовую или ортоклазовую повышенной щелочности (поле IV - повышенного цк и поле V повышенных fiK и jiNa). Характерным для фации является парагенезис ортоклаза с гранатом в околоскарновых породах, а в поле V в парагенезисе с ним находится скаполит.

Парагенезисы плагиоклазовой, скаполитовой и ортоклазовой фаций обычные широко распространенные парагенезисы известковых скарнов.

Фации щелочности могут быть выделены аналогичным образом и для других температурных фаций или температурных ступеней скарнового процесса: пироксен-гранатовой и пироксен-эпидотовой. Для пироксен-гранатовой, естественно, будут отсутствовать парагенезисы высокой щелочности (с волластонитом). Для пироксен-эпи- дотовой (и для промежуточной пироксен-гранат-эпидотовой) характерны парагенезисы плагиоклаз-эпидотовых и ортоклаз-эпидотовых околорудных пород. Фации щелочности обычно однотипны для отдельных месторождений, скарновых полей и даже районов. Условия щелочности обычно сохраняются однообразными для всех этапов скарнового процесса.

В парагенезисе известковых скарнов следует отметить заметную зависимость их от режима вполне подвижных магния, марганца и железа. Общей закономерностью является увеличение железистости всех скарновых минералов по мере течения процесса - от более ранних этапов к более поздним, вплоть до андра- дитизации экзоскарнов и отложению магнетита, которые уже не являются скарновыми минералами, а связаны с последующими сопутствующими процессами.

Другая особенность некоторых, преимущественно скарновополиметаллических месторождений, состоит в широком распространении марганцевых силикатов: смешанных пироксенов серии диопсид-геденбергит-иогансенит (манган-салиты, манган-геденбергиты), бустамита, родонита. Особенно характерны они для “жильных” контактово-инфильтрационных скарново-полиметаллических месторождений (скарновые “трубы”).

3. Рудоносность скарновых формаций

Основные рудные формации скарновых месторождений

1. Формация скарново-железорудная.

Месторождения связаны как с известковыми, так и с магнезиальными скарнами. Главный рудный минерал магнетит, второстепенные - гематит, пирит, реже халькопирит и другие сульфиды. Нерудные - эпидот, хлорит, андрадит, кальцит и др. Руды массивные и вкрапленные. Месторождения: горы Магнитная, Благодать и Высокая на Урале; Соколовское и Сарбайское в Казахстане.

2. Формация скарново-молибден-вольфрамовая.

Месторождения связаны преимущественно с известковыми, реже с магнезиальными скарнами. Основными ценными минералами являются шеелит и молибденит, сопутствующий - арсенопирит. Однако последний не всегда образует промышленные концентрации. Руды преимущественно вкрапленные. Месторождения: Тырныауз на Северном Кавказе; Восток-2, Лермонтовское в Приморье; Сангдонг в Южной Корее и др.

3. Формация скарново-полиметаллическая.

Галенит-сфалеритовая минерализация приурочена преимущественно к известковым, редко к магнезиальным скарнам. Руды массивные и вкрапленные. Помимо галенита и сфалерита обычны пирит, пирротин, халькопирит. Месторождения: Дальнегорское в Приморье; Савинское № 5 в Читинской области; Алтын-Топкан в Средней Азии и др.

4. Формация скарново-борная.

Месторождения связаны как с магнезиальными, так и с известковыми скарнами. В магнезиальных скарнах ведущими минералами являются бораты (суанит, котоит, людвигит, ашарит) и магнетит (месторождение Леглиер на Алдане). В известковых - боросиликаты (датолит, данбурит). Месторождения известны в Южной Корее (Холь-Гол), в Казахстане, Средней Азии, на Дальнем Востоке (Дальнегорское).

5. Формация скарново-флогопитовая.

Типична для магнезиальных скарнов. К ним относятся месторождения Центрального Алдана (Эмельджак) и Слюдянка на Байкале в Иркутской области. Крупные месторождения связаны с автореакционными скарнами, которые развиваются в карбонатитсодержащих массивах ультраосновных-щелочных пород. Это месторождения Кольского полуострова (Ковдор), Таймыра и другие.

6. Формация скарново-медная

Халькопиритовое или магнетит-халькопиритовое оруденение связано с известковыми скарнами. Руды сложены пиритом, халькопиритом, сфалеритом, магнетитом. Промышленное значение этих месторождений небольшое. Их представителями являются Турьинское и Гумешевское на Урале и Саяк-1 в Казахстане.

7. Формация скарново-золоторудная.

Связана с известковыми скарнами. Месторождения встречаются редко, значение их второстепенное. Известны в Кузнецком Алатау (Натальевское, Ольховское) и в Якутии.

8. Лазуритовая формация

Минералы - лазурит, содалит, реже пирит, диопсид, скаполит и кальцит. Эти весьма ценные месторождения поделочного камня лазурита образуются за счет замещения кальцит-доломитовых мраморов.

Месторождения: Малобыстринское, Талов-ское, Слюдянкинское (Ю. Прибайкалье), Сары-Санг и Бадахшанское на Памире (Таджикистан и Афганистан).

Список используемой литературы

1. Забродина В.Ю. Геологические формации (терминологический справочник) / Под ред. В.Ю. Забродина, Ю.А. Косыгина, В.А. Соловьева. М.: Недра, 1982. Т. 1,354 с.; т. 2, 398 с.

2. Кортусов М.П. /Введение в учение о магматических формациях./ Кортусов М.П. Томск: Изд-во Томского ун-та, 1974. 164 с.

3. Марин Ю.Б. Метасоматические формации и их рудоносность / Марин Ю.Б. Ленинградский горный ин-т. Л., 1989. 96 с.

4. Марин Ю.Б. Магматические формации и их рудоносность / Ю.Б.Марин, В.Г. Лазаренков. Санкт-Петербургский горный ин-т. СПб, 1992.168 с.

5. Жданов В.В. Метаморфические формации. Принципы и методы оценки рудоносности геологических формаций / В.В. Жданов, Б.В. Петров, Б.А. Блюман и др. Л.: Недра, 1986. 228 с.

6. Жариков В.А. Метасоматизм и метасоматические породы / В.А. Жариков, В.Л. Русинов, А.А. Маракушев и др. М.: Научный мир, 1998. 490 с.

7. Петрографический кодекс. Магматические и метаморфические образования / Под ред. Н.П. Михайлова. ВСЕГЕИ, СПб, 1995.128 с.

8. Цейслер В.М. Формационный анализ./ Цейслер В.М. М.: Изд-во РУДН, 2002. 186 с.

Размещено на Allbest.ru