Лекция 10. Скарновые месторождения

Скарновые месторождения

Скарновые месторождения формируются в зонах контактов магматических пород с вмещающими их осадочными или эффузивно- осадочными породами. Именно поэтому их нередко отождествляют с контактово-метасоматическими. Однако после работ Д. С. Коржинского, указавшего на большую роль обмена компонентами различающихся по составу горных пород, термины «контактово-метасоматические» и «скарновые» не следует считать синонимами. Термин «контактово-метасоматические месторождения» более широкий: и он включает и скарновые месторождения, и месторождения, не связанные со скарнами, а возникающие в процессе метаморфизма па контактах различных пород, например гипербазитов и серицит-кварцевых сланцев (месторождения талька). Под скарнами понимают контактовые метасоматические породы, сложенные определенным комплексом минералов, ведущую роль в которых играют гранат, пироксепы, волластонит, везувиан, скаполит, шпинель, гумит, тремолит и некоторые другие. Контактовые породы, возникшие без метасоматоза, но с близким к скарнам составом называют скарноидами.

Метасоматические породы, сопровождающие скарны, но имеющие отличный от них минеральный состав, называют околоскарновыми. Примером могут служить диопсид-плагиоклазовые породы, сложенные в существенной степени плагиоклазом, нетипичным для скарнов. Скарны развиваются как по вмещающим породам, так и по прорывающим их интрузивам. Скарны, возникшие за счет вмещающих пород, называют экзоскарнами, а заместившие интрузивные породы — эндоскарнами (рис.).

Рис. Схема расположения зон эндо- и экзоскарнов на контакте магматических и вмещающих пород: 1 — известняки; 2 — граниты; 3 — экзоскарны; 4 — эндоскарны

Среди скарновых пород имеются известковые скарны, развившиеся в зоне контакта интрузивов и известняков, и магнезиальные скарны, типичные для зоны контакта интрузивов и доломитов. Выделяют также силикатные скарны, сформировавшиеся по алюмосиликатным породам (папример, туфопесчаникам, вулканическим туфам и др.). Магнезиальные и известковые скарны различаются по минеральному составу. Среди минералов известковых скарнов следует упомянуть гранат, волластонит, пироксены, эпидот, везувиан, кальцит. Для магнезиальных скарнов характерны форстерит, диопсид, гумит, серпентин, флогопит, гранат, хлоритоид, кальцит. В составе этих скарнов преооладают минералы, содержащие магний.

Большинство скарнов возникает на сравнительно неболыших глубинах (1—3,5 км). Однако, по данным Д. С. Коржинского и В. А. Жарикова, магнезиальные скарны формируются на значительном удалении от поверхности. По расчетам В. А. Жарикова, глубина их образования может достигать 30—40 км. Но, вероятно, в большинстве случаев она не превышает 15—20 км. Начальная температура возникновения скарнов обычно не более 900 °С, а завершается скарновый процесс при температурах 100 °С, возможно, 50 °С. Часть скарнов может образовываться на магматической стадии, т. е. в период, когда внедрившаяся во вмещающие породы магма еще не затвердела. Это относится, согласно взглядам Д. С. Коржинского, к магнезиальным скарнам. Основная же масса скарнов формируется в период, когда магма, по крайней мере в верхних приконтактовых зонах, раскристаллизуется. Об этом свидетельствует тот факт, что скарнированию подвергаются не только вмещающие, но и магматические эндоконтактовые области, кроме того, нередко скарнирование развивается неравномерно — использует тектонические зоны, которые возникают в твердых горных породах. В связи с этим интересно отметить, что скарны развиваются обычно не по всему контакту вмещающих горных пород и интрузивов, а вдоль участков контакта, испытавших тектонические подвижки. Эти подвижки могли осуществиться только после отвердевания магмы в приконтактной зоне.

Развитие эндо- и экзоскарнов осуществляется при встречном перемещении компонентов. Из интрузивных тел во вмещающие породы обычно поступают алюминий, кремний и другие петрогенные, а также ряд металлогенных элементов, а в магматические породы проникаю т кальций, иногда магний и другие элементы. Обмен компонентами может осуществляться путем диффузии через медленно просачиваю щиеся или практически застойные воды, и скарны при этом называют диффузионными. Мощность диффузионных скарнов, как правило, невелика и измеряется от сантиметров до первых метров, реже десятков метров. Во многих случаях компоненты переносятся не путем диффузии, а непосредственно перемещающимся потоком водных растворов, т. е. инфильтрацией. Такие скарны названы инфильтрационными. Мощность инфильтрационных скарнов, как правило, значительно больше диффузионных и может достигать нескольких сот метров. В ряде случаев осуществляются в заметных масштабах одновременно и диффузия, и инфильтрация.

Для скарнов характерно зональное строение. Эта зональность обусловлена различными факторами, в том числе разной подвижностью компонентов и сменой физико-химических условий скарнообразования во времени. Например, по первой причине зональность может возникнуть благодаря тому, что более подвижные компоненты проникают на большую глубину в контактирующие породы и там образовываются минералы с их участием. В менее удаленной зоне формируются минералы с участием более инертных компонентов. К компонентам с повышенной подвижностью или «вполне подвижным» (по Д. С. Коржинскому) относятся в большинстве случаев вода, углекислота и щелочные металлы. Инертны обычно титан, алюминий и некоторые другие. Компоненты изменяют степень подвижности в зависимости от физико-химической обстановки, и инертные в одних случаях они могут стать вполне подвижными в других. Анализ смены минеральных зон и характер взаимоотношения между зернами минералов позволяют выявлять ряды относительной подвижности компонентов. Например, для диффузионных образований в архее Прибайкалья Д. С. Коржинский приводит следующий ряд: Н2О, СО2, S, SO3, CI, К2O, Na2O, F, CaO, O2, Fe, P2O5, BaO, MgO, SiO2, Al2O3, TiO2. Подвижность возрастает в этом ряду справа налево, причем к инертным компонентам относятся MgO, SiO2, Аl2O3 и ТiO2. Для Турьинских медных рудников этот исследователь установил следующую смену зон, возникших в результате диффузионного процесса:

• 0— нулевая зона исходной породы, т. е. неизменного кварцевого диорита;
• околоскарновая порода, сложенная кислым плагиоклазом, кварцем, диопсидом, сфеном;
• околоскарновая диопсид-плагиоклазовая порода;
• пироксен-гранатовый скарн;
• гранатовый скарн;
• салитовый скарн (салит — разновидность пироксена);
• мраморизованный известняк.

Зональность присуща и диффузионным, и инфильтрационным скарнам. Но если в зонах диффузионных скарнов минералы переменного состава (пироксены, гранат и др.) могут изменять свой состав вкрест простирания зон, то в инфильтрационных скарнах состав минералов в пределах каждой из зон постоянен.

Происхождение зональности Д. С. Коржинский и его последователи объясняют в основном изменением состава растворов по пути миграции компонентов. Известную роль в формировании зональности, вероятно, сыграла и смена растворов во времени. Роль смепы растворов в изменении состава скарновых минералов отметил П. П. Пилипенко. По его мнению, на первых стадиях скарнового процесса возникали сухие скарны, т. е. скарны с минералами, лишенными группы (ОН), например гранат, волластонит и др. На стадиях водных скарнов формировались водосодержащие минералы — амфиболы, эпидот и др.

В образовании скарновых месторождений определенную роль в экстракции полезных компонентов из магматических очагов (в том числе и магматических расплавов) могла сыграть термодиффузпя, приводящая к миграции в приконтактные зоны интрузий элементов с большей массой, чем кремний, кислород, алюминий, магний и другие, петрогенные элементы. К таким элементам относятся железо, молибден, свинец, цинк и др. Механизмом термодиффузии можно объяснить и перемещение к периферии захваченных при ассимиляции элементов. Иными словами термодиффузпя может быть дополнительным рудогенерирующим фактором, наряду с такими, как заимствование некоторых компонентов в процессе ассимиляции и контаминации из вмещающих пород (например, обогащение кислых магм железом при захвате расплавом основных эффузивных пород).

Со скарнами связано формирование ряда видов минерального сырья, в том числе месторождения железа, вольфрама и молибдена, меди, олова, свинца и цинка, бора, волластонита, флогопита, берилла, мышьяка и др. Форма тел полезных ископаемых скарновых месторождений линзо- и гнездовидная, штоко- и пластообразная.
Категории Условия образований месторождений полезных ископаемых

Лекция 9 Скарновые месторождения

Эта группа месторождений относится к наиболее сложной и противоречивой. Как будет показано ниже определенной генетической связи руд и скарнов либо, не существует, либо она отдаленная парагенетическая. Однако в мировой рудногеологическои практике уже более 50 лет не предложено иного названия для этой обширной разнообразной и наверняка гетерогенной группы рудных образований. Рассмотрим подробнее особенности строения, состава и возможные модели образования для наиболее типичных месторождении, которые большинство геологов относят к скарновым. Скарнами обычно называют породы известково-силикатного состава, образовавшиеся метасоматичес-ким путем чаще всего, но не всегда, в приконтактовой области интрузивов среди карбонатных, реже силикатных пород. Выделяют экзоскарны, располагающиеся за пределами интрузий, и эндоскарны, находящиеся внутри последних. Отмечается большое разнообразие скарновых тел. Это пласты, линзы, штоки, трубы, жилы, гнезда и сложные комбинированные залежи. По составу исходных пород скарны разделяются на три типа: известковый, магнезиальный и силикатный. Известковые скарны наиболее распространены в природе и образуются по известнякам. Их состав: гранаты ряда гроссуляр-андрадит и пироксены ряда диопсид-геденбергит. Иногда широко развиты везувиан, волластонит, скаполит, амфиболы и эпидот. Магнезиальные скарны более редки. Они возникают при замещении доломитов и состоят из диопсида, форстерита, шпинели, флогопита, монтичеллита, гу-мита, серпентинита, паргасита, людвигита и реже других минералов. Силикатные скарны относятся к редким образованиям. Они формируются по гранитои- .. дам, порфирам и их туфам, траппам.

Эти образования известны с раннего докембрия и характерны для платформ, мобильных поясов и областей тектоно-матической активизации, где они ассоциируют с плагиогранитами, плагиосиенитами и траппами, производными базальтовой магмы; с гранодиоритами батолитов и гранитоидами малых интрузий, производными гранитной магмы. Скарны могут быть связаны с любыми фазами интрузивного процесса, иногда со всеми. В областях их развития выделяют дайки: 1) доскарновые (гранодиорит-порфиры, гранит-порфиры, аплиты …) 2) интраскарновые (сначала кислого, а затем основного состава); 3) постскарновые (диабазы, лампрофиры). Геологические структуры скарновых образований определяются: поверхностью контакта интрузий; напластованием вмещающих интрузии пород складчатыми и разрывными нарушениями.

Физико-химические условия образования.

Скарны образуются в результате комбинированного воздействия тепла интрузий и горячих минерализованных газово-жндких водных растворов.

При становлении любого интрузивного тела вмещающие породы испытывают термальный изохимический метаморфизм. По сланцам образуются контактовые роговики, по песчаникам ─ кварциты, по известнякам ─ мраморы. Зоны таких преобразований получают развитие вокруг интрузий при любых глубинах и давлении. Под влиянием флюидов, выделявшихся в процессе отвердевания интрузии в её эндо- и экзо-контактах происходили аллохимические и метасоматические процессы, образовывавшие скарны. Данные явления происходили на незначительных гипабиссальных глубинах, где внутреннее флюидное давление было в состоянии преодолеть внешнюю литостатическую нагрузку. Глубины скарнообразования оптимальны на интервале 0,2 ─ 0,5 км.

Судить о возможном температурном режиме образования скарнов позволяют следующие данные: 1) синтез минералов в обстановке высокого потенциала кальция и присутствия легкорастворимых солей: андрадит и грос-суляр — 950 — 225°С; диопсид тремолит и волластонит— 750-350°С, геденбергит — 320°С; 2) по сводным диаграммам (В. А. Жариков), построенным по экспериментальным материалам (расчет плавления силикатных пород реакции образования силикатов, температуры дегидратации водных силикатов и диссоциации карбонатов и т. д.), можно выделить четыре температурные фазы скарнов: волластонит-плагиоклазовую — 900—750°С; пироксен-гранатовую — 800—500°С; гранат-эпидото-вую — 500—450°С; пироксен-эпидотовую — 400°С; 3) по данным гомогенизации включений в скарновых минералах температурный интервал составляет 860—380°С. Из приведенных выше сведений можно сделать вывод что скарны начали образовываться при температуре около 900°С, а завершился этот процесс при среднетемпера-турном гидротермальном режиме (около 300°С).

Фациальная смена минеральных ассоциаций во времени и пространстве в связи со снижением температуры обусловлена возрастанием кислотности процесса, регулирующего химические потенциалы кальция, магния и железа (по В. А. Жарикову). Эти ассоци­ации характеризуются вытеснением кальция магнием, а затем магния железом. В результате возникает последовательный ряд: волластонит-диопсид-салит-ге-денбергит-андрадит.

Происхождение скарнов и скарновых месторождений наиболее детально рассматривается в двух гипотезах — инфильтрационно-диффузионной, разработанной Д. С. Коржинским, и стадийной, предложенной П. П. Пилипенко.

Инфильтрационно-диффузионная

гипотеза базируется на концепции биметасоматоза, объясняющей природу многих процессов, протекающих на разогретом контакте интрузивных силикатных пород и известняков.Здесь возникает неравновесная химическая система и чинается встречно-диффузионный отток элементов областей их повышенных концентраций. На фронтах лобных миграций происходят реакции между соединениями растворов и между ними и породообразующими минералами. При разной подвижности элементов в на правлении к контакту разных сред (фронту диффузии) будет происходить понижение их концентрации в растворе с различной скоростью, обусловливая зональность минеральных парагенезисов. Относительная подвижность компонентов зависит от температуры процесса Классическим примером исследования биметасо-матических преобразований может служить анализ трехкомпонентной диаграммы СаО: SiO2 :А12O3 про­веденный Д. Скоржинским. Исходная порода — кварцевый диорит. В процессе метасоматоза щелочи, кислород, магний и железо вполне подвижны. При этом магнетит растворяется, роговая обманка и биотит замещаются диопсидом, ортоклаз олигокла-зом. По мере поступления в результате диффузии кальция кварц исчезает и образуется диопсид-плаги-оклазовая околоскарновая порода. Дальнейший привнос кальция приводит к образованию диопсид-гранатовой и затем мономинеральной гранатовой породы. Массированное поступление магния, железа и кремнезема уже в известняках способствует появлению диопсид-геденбергитовой зоны.

Зональная структура создается разрастанием зон в направлении диффузионного потока при наступлении тыловых на фронтальные. В соответствии с законами кинетики метасоматоза между зонами образуютя резкие границы. При переходе от авангардных к тыловым зонам уменьшается число минералов вплоть до мономинеральной последней.

Состав зон отвечает определенной ступени равновесия, характеризуется соответствующей минеральной ассоциацией, устойчивой в фиксированном диапазоне температур. Д. С. Коржинский выделил 10 ступеней равновесия: высокотемпературные: 1) пироксен-гранатовая, 2) пироксен-эпидотовая; среднетемпературные: 3) актинолит-эпидотовая, 4) хлорит-эпидотовая и низко­температурные: 5) пренитовая, 6) пумпеллиитовая, 7) кальцит-альбитовая, кальцит-кварц-серицит-хлоритовая, 9) кальцит-кварц-серицит-доломитовая и 10) цео-литовая.

Из рудных элементов только железо может формировать месторождения согласно рассмотренной выше модели биметасоматоза. Итак, сначала железо выно-сится, вместо салита возникает волластонит. В направлении внешних границ интрузивного контакта в скарнах возрастает концентрация железа. Здесь появляются вместо гроссуляра андрадит и в массовых количествах накапливается магнетит. На поздних низкотемпературных стадиях железо представляет собой инертный элемент, а среди подвижных появляются сера и медь. В результате взаимодействия этих элементов с ранее выделившимся магнетитом образуются халькопирит. Поэтому на многих железорудных скарновых месторождениях постоянно отмечаются участки, обогащенные сульфидами.

Концепция биметасоматоза обладает следующими недостатками: 1) баланс кремнезема и СаО для скарнов, формировавшихся соответственно в известняках и в гранитондах, не может быть обеспечен диффузным переносом вещества, необходим дополнительный при-внос этих компонентов; 2) нельзя объяснить образование скарнов, залегающих исключительно среди силикатных или карбонатных пород, и тем более удален­ных от интрузий; 3) в предложенной схеме нет места для рудных месторождений за исключением железорудных.

Концепция биметасоматоза в дальнейшем Д. С. Коржинским была преобразована в инфильтрационно-диффузионную гипотезу. В новой модели скарнового процесса предполагалось, что месторождения формируются в зоне границы силикатных и карбонатных пород в связи с циркуляцией горячих растворов, обогащенных химическими соединениями, выносимыми как из глубинных магматических очагов, так и заимство­ванных из пород на путях движения этих растворов. В точке входа в систему преобладали привносимые со­единения. Далее их роль сокращается и процесс осуществляется за счет встречной диффузии элементов из силикатных и карбонатных пород. В результате основная масса скарнов образовалась биметасоматическим способом, а рудные месторождения связаны с мощным воздействием постмагматических растворов, циркулировавших в трещинных зонах. Тем не менее и этот усовершенствованный вариант гипотезы не объяснял причины разнообразия рудных минералов в скарнах и не увязывал стадийность скарнового процесса и рудообразования.

П. П. Пилипенко, разработавший стадийную гипотезу, считал, что главная масса вещества скарнов и руд привносится извне специфическими растворами. По мере снижения температуры состав привноси­мых веществ менялся, обусловливая минеральную зо­нальность. Предполагается, что доминировали метасоматические процессы, протекавшие в шесть стадий. Кремневая характеризовалась высокой температурой, привносом кремния и приводила к образованию диопсидовых пород (светлые роговики). 2. Алюмосиликатная осуществлялась в обстановке привноса кремния и алюминия и завершалась формированием железистых гранатов и пироксенов. 3. Галоидная протекала в условиях поступления хлора и появления скаполита. 4. Железная отличалась привносом железа и выделения его в форме закисных и окисных соединений. Накапливались магнетит, гематит и железистые алюмосиликаты — геденбергит, лиеврит, гранаты и др.

В течение первых стадий формировались безводные скарны. Далее флюидный режим резко менялся. В пятую флюидно-водную стадию в систему поступали Н20 и С02 и возникали породы, состоящие из роговой обманки, эпидота, иногда с примесью шеелита и кальцита. Процесс завершала сульфидная стадия, в течение которой при низких температурах и постоянном привносе Н20, Н2S и металлов образовывались сульфиды и сульфосоли. Хотя основная идея гипотезы подтверждена практикой, но и она не объясняет причину разнообразия продуктов рудогенеза для различных тектоно-магматических обстановок.

На основании геологических данных и экспериме-тальных разработок в настоящее время модель скарнового процесса можно представить в следующем трехстадийном виде.

Контактовый изохимический метаморфизм протекает при температуре 900 — 650°С и сопровождает внедрение магмы. На глубине образуется мощный ореол светлых бедных железом безрудных диопсидовых роговиков и мраморов.

1. Ранняя скарновая стадия проявляется спорадически, примерно занимая одну десятую периметра интрузии. При температурах 650-400°С возникали «сухие» безводные темные эндо- и экзоскарны, состоящие из пироксенов, гранатов, скаполита, геден-бергита, магнетита, гематита.

2. Поздняя флюидно-водная стадия протекает с учас-тием Н20, С02, Н2 и Н2S, хлоритов и комплексных соединений металлов при температурах 450—300°С. Образуются роговая обманка, эпидот, кальцит, сульфиды и сульфосоли.

Типы скарновых месторождений.

Существуют пять вариантов их систематики 1. По составу замещаемых пород: известковые, магне зиальные и силикатные. 2. По стадиям скарнового процесса: 1) простые ранних стадий (железо, вольфрам 2) сложные поздних (полиметаллы). 3. По формациям магматических пород: 1) плагиограниты, сиениты (железо, медь), 2) гранитные батолиты (вольфрам), 3) малые интрузии диоритового состава (полиметаллы). 4. По положению относительно интрузивного контакта: эндоскарны и экзоскарны. 5. Главная общеприня­тая систематика по составу полезных ископаемых: 1) железо, 2) вольфрам, 3) медь, 4) свинец-цинк, 5) молибден, 6) олово, 7) бор и другие.

Месторождения железа. По геологическим условиям образования выделяется два типа месторождений — островодужный и орогенный. Островодужные чаще всего располагаются внутри диоритовых штоков в вул-каногенно-осадочном разрезе (туфы и лавы андезитов и базальтов, песчаники, глинистые сланцы, мергели). Представлены извесгково-скарновыми и скаполит-аль-бит-скарновыми магнетитовыми плитообразиыми залежами. Отмечается большой объем магнетитсодержа-щих эпидот-пироксен-гранатовых эндоскарнов и широкое проявление натрового метасоматоза (альбит и скаполит). В рудах постоянно имеются высокие концентрации кобальта и никеля. Формирование месторождений протекало в две стадии. В раннюю возникла зональность: 1) эпидот-пироксен-гранатовые эндоскарны с главным оруденением, 2) экзоскарны: гранат-пи-роксеновые с магнетитом и диопсид-геденбергитовые с сульфидами. В позднюю стадию образовалась ассоциация минералов: ильваит, актинолит, хлорит, кальцит, кварц, К этому типу относятся месторождения: Песчан-ское, Гороблагодатское (Урал), Сарбайское (Казахстан), Дашкесан (Азербайджан), Эмпайр (Канада). Месторождения кордильерского типа локализованы в магматических дугах и ассоциируют с гипабис-сальными штоками и дайками в обедненных железом кварцевых монцонитах, гранодиоритах и гранитах. Они приурочены только к толщам доломитов. Резко преобладают магнезиальные экзоскарны с форстеритом, тальком, серпентинитом и сульфидами. В раннюю стадию вблизи интрузий формировались диопсид-шпинелевые скарны, а на удалении — форстерит-кальцитовые. Поздняя стадия представлена флогопи­том, серпентином, людвигитом, магнетитом. Примеры месторождений: Тейское (Красноярский край), Шере-гешское (Горная Шория), Игл-Маунтин (Калифорния).

Месторождения вольфрама и молибдена связаны со штоками и батолитами порфировых гранодиоритовых комплексов и малыми интрузиями кварцевых монцони-тов, развитых в орогенных поясах и областях тектоно-маг-матической активизации. Месторождения локализованы в известковых скарнах и представлены пластовыми телами. В целом для ранней стадии их формирования характерны: температуры — 500—600°С; давления — 100-150 МПа; ХСО2 = 0,2-0,03; для поздней: 450-300°С, состав флюидов: 10—15 экв% NaС1. Выделяют два типа месторождений — восстановленный и окисленный.

С восстановленными связана основная масса рудных объектов, которые формировались на контактах интрузивов нижних частей пшабиссальных уровней с известняками. Становление интрузий происходило в обстановке растяжения. В раннюю стадию возникали геденбергит-альмандиновые скарны (в них пирок-сенов в 2 — 10 раз больше гранатов), а в позднюю — две ассоциации, биотнт-плагиоклаз-кальцитовая и рог обманка — кварц-кальцитовая. Примеры месторояДая ний: Майхура (Средняя Азия), Салу (Франция), Мак! Миллан-Пасс (Канада), Сангдонг (Южная Корея).

Окисленные месторождения образуются в нёкар-бонатных. часто обогащенных гематитом породах на меньших глубинах, чем восстановленные. В раннюю стадию здесь формировались андрадит-эпидото-вые скарны, на которые в позднюю накладывались минеральные ассоциации: эпидот-хлорит-кальцит-кварцевая и актинолит-кварц-кальцитовая. Месторождения этого типа встречаются редко и не образуют крупных объектов: Кинд-Ай-Ленд (Австралия), Эль-Жаралито (Мексика) и др.

Месторождения молибдена относятся к редким образованиям. Они связаны с лейкократовыми гранитами н гранит-порфирами орогенных областей (зон столкновения континентальных плит). С ранними высокотемпературными фациями скарнов волластонит-геденбергит-гроссулярового состава связано вкрапленное и прожилково-вкрапленное молибденитовое и мо-либдошеелитовое оруденение. С поздними стадиями ассоциируют метасоматиты, сложенные роговой обманкой, актинолитом, эпидотом, хлоритом, кварцем, серицитом и флюоритом, и широкий спектр рудной минерализации: халькопирит, висмутин, теллуриды золоте и серебра, самородное золото, полиметаллы. При­мером может служить уникальный рудномагматичес-кий центр Тырныауэ на Северном Кавказе и несколько мелких месторождений (Азгур в Марокко и др.).

Месторождения меди ассоциируют со штоками из-вестково-щелочных гранодиоритов и кварцевых мон-цонитов, располагаются в орогенических поясах окра­ин континентов и формировались от мезозойского до третичного времени включительно. Небольшое число мелких месторождений связано с океаническими островными дугами. Наиболее значительные медоносные скарны связаны с ларамийскими меднопорфировыми нлутоиами, внедрившимися в карбонатные породы. Для них характерно доминирующее развитие граната при подчиненных количествах пироксенов и типо-морфная ассоциация: андрадит-диопсид-магнетит-гематит с высоким содержанием сульфидов.

В раннюю стадию процесс протекал при температуре 500 — 300°С. По известнякам образовывались анд-радит, диопсид, пирит, халькопирит и магнетит, а по доломитам — форстерит, серпентин, магнетит, халькопирит. В известковых скарнах установлена минеральная зональность: экзоскарны —- волластонит, гранат, геденбергит, борнит, эндоскарны — андрадит, геденбергит, халькопирит. Рудные минералы отлагались в течение всего процесса скарнообразования. В гранатовых зонах развиты пирит-халькопирит-магнетитовые руды, в которых отношение пирита к халькопириту колеблется в пределах 1:2 — 5:1. В волластонитовых зонах формировались борнит-халькопирит-сфалерит-теннантитовые руды Поздняя стадия характеризовалась образованием тремолита, актинолита, карбонатов, талька, эпидота и хлорита. Меденосные скарны не имеют самостоятельного промышленного значения. Обычно они слагают отдельные залежи на месторождениях гидротермального меднопорфирового типа. Кристмас, Мишен (Аризона, США), Бингхем (Юта, США), Саяк 1 (Казахстан), Тоншанькоу (Китай).

Месторождения цинка и свинца встречаются в самых разнообразных геологических ситуациях и ассоциируют с интрузиями от гранодиоритов до лейкограни-тов; часто приурочены к гипабиссальным штокам и дайкам. В геотектоническом отношении они формируются в областях тектоно-магматической активизации, а также на завершающих стадиях развития внутриконтинен-тальных орогенных поясов и в зонах субдукции на активных континентальных окраинах. Общими чертами месторождений этой обширной группы являются: галенитсфалеритовый состав, развитие оруденения в экзо-скарнах; четкий контроль минерализации разрывными структурами; преобладание в скарновой ассоциации пироксенов. Наиболее приемлемым критерием для систематики данных месторождений служит их связь с интрузивными породами. С этих позиций можно выделить четыре типа рудных объектов: батолитовый, малых интрузий, лайковый и удаленный от интрузий.

1. Батолитовый тип

представлен минерализованными прожилки и вкрапленность) известковыми геден-бергитовыми экзоскарнами в ореоле крупных плутонов лейкократовых гранитов. Известны мелкие месторождения, например, Минерал-Кинг (Кали-форния, США).

2. Месторождения малых интрузий

характеризуются ассоциацией марганцевого клинопироксена и граната со сфалеритом и галенитом. По мере удаления от интрузии происходит смена граната пироксеном, бустамитом и мрамором. С глубиной в скарнах возрастает количество граната и сфалерита и сокращается — пироксена и галенита. В эндоконтактной зоне интрузий широко развиваются родонито-вые и гранат-везувиановые жилы. В позднюю скар-новую стадию образовывались эпидот, амфибол, хлорит. Рудообразование протекало при давлениях 50-200 МПа и температурах 550 – 350°С из флюидов с соленостью 23,3 экв% NаС1. Сера заимствовалась из магматических пород и из подстилающих эвапоритов. Примеры месторождений: Карамазар (Средняя Азия), Симапан (Мексика).

3. Дайковый тип

связан с интрузиями гранодиоритово-го и риолитового состава. Дайки служили каналами фильтрации флюидов. В их контактных зонах образовывались ранние эпидот-гранат-бустамит-пирок-сеновые скарны. Поздняя стадия выразилась в появлении обогащенных марганцем родонита и ильваита, амфибола и хлорита. Широко распространены околорудные серицит-аргиллитовые и серицит-топазовые метасоматиты. Примеры месторождений: Трепча (Югославия), Алтьш-Топкан (Узбекистан).

4. Удаленные от интрузий месторождения локализуются в разломных, часто надвиговых структурах. Скарновые тела в виде линз, гнезд и жил сложены гранатом, бустамитом, волластонитом’ ильваитом и хлоритом. Их зональность. В центре залежей доминируют гранаты, далее – пироксены а потом ─ мрамор. Рудные тела обогащены свинцом, с глубиной ─ сменяются цинком, а в корневых частях месторождений ─ медью.Месторождения ─ Бен-Бен (Австралия), Камиока (Япония), Верхнее (Россия)

Скарны в рудах.

Из анализа материалов по месторождениям скарновой группы можно выделить три типа взаимоотношений руд и скарнов.

1. Они образуются одновременно в течение единого генетического процесса. Руды входят естественным компонентом в скарновые ассоциации. В качестве примеров условно можно назвать только железорудные и борные месторождения. В этом случае рудные тела должны полностью совпадать с контурами развития скарнов. В последние годы появляется все больше данных о том, что магнетитовые тела, ассоциирующие со скарнами, представляют собой эпигенетическое внедрение рудного расплава и связаны с последними сложными парагинетическими связями. И руды, и скарны — продукты деятельности одной гранодиоритового состава

Наложенное оруденение. Оно связано с процессами поздней флюидно-водной стадии скарнообразования Таким способом формируется подавляющая масса месторождений этой группы. В данном случае рудные тела локализуются в скарнах только при условии, если последние по структурным и петрофизическим характеристикам благоприятствуют этому процессу. Отмечаются самые разнообразные варианты подобных взаимоотношений — от полного совпадения рудных и скарновых тел до их раздельного залегания.

Таким образом, скарнообразованне не связано генетически с рудообразованием. Это два независимых параллельных процесса, пересекающихся в некоторых геологических ситуациях. На тип и масштабы рудной минерализации определяющее влияние оказывают: металлогеняческая специализация магматических комплексов (медь в монцонитах, олово в гра-нитоидах и т. д.); эволюция рудно-магматических центров (молибден, вольфрам, полиметаллы в центрах гранитоидного магматизма); рудная и металлогениче-ская специализация провинций, районов и полей; региональные геодинамические обстановки. Образование скарнов как правило предшествует формированию руд и в ряде случаев создает благоприятную литолого-фациальную, петрофизическую, структурную и мииералого-геохимическую обстановку. Иногда магматические расплавы по пути движения в коровой среде ассимилируют ранее возникшие рудные накопления и аномальные концентрации полезных элементов в породе, обогащая ими скарнообразую-щие флюиды.

Типичными чертами скарновых месторождений являются

:

геологическая позиция скарнов в зоне контактов интрузий и вмещающих карбонатных пород;

признаки метасоматического происхождения скарнов

минеральные зоны, тыловые и передовые зоны, ме- тазернистые структуры, ксенолиты неизмененных пород и др);

зональность скарновых оборазований

относительно:

контакта интрузивный массив — вмещающая поро­да устанавливается по минеральным парагенези-сам, минеральным видам и геохимическим данным;

существование эндо- и экзоскарнов;

присутствие минералов, указывающих на резкие

перепады давления, температур;

создание в скарнах контрастной физико-химической обстановки за счет резких градиентов температур, давления, концентраций различных компонентов и высо­кой активности С02 и Н20.. присутствие В, Р, а, S, соответственно падению температуры и участию воды выделяют два этапа «сухих» и «водных» скарнов;

зависимость типов скарновых месторождений от индивидуального состава интрузивов и вмещающих их пород;

плито- и жилообразные формы рудных тел;

друзовые и вкрапленные текстуры и метазернис-

тые структуры руд

Типичные рудные формации скарновых месторождений: железорудная (Магнитогорское и др. в Южном Зауралье, Леспромхозовское, Тейское и др. в Горной Шории, Кузнецкий Алатау, Коршуновское в южной Сибири); свинцово-цинковая в известковистых и магнезиальных скарнах (Дальнегорское на Дальнем Востоке, Алтын-Топ-кан в Таджикистане и др.); борная в магнезиальных скарнах (Верхнее в Приморье); молибден-вольфрамовая (Тырны-Ауз в Осетии, Санг-Донг во Вьетнаме, Лянгар в Узбекистане); золоторудная (Тарданское в Кузнецком Алатау, Синюхннское на Алтае); медная в известковистых скарнах (Турьинское на Северном Урале, Саяк 1 в Казахстане); флогопитовая в магнезиальных скарнах (Слюдянка в Южной Сибири); лазуритовая в магнезиальных скарнах (месторождения на Памире в Афганистане).

ТИПЫ СКАРНОВЫХ МЕСТОРОЖДЕНИЙ

Существуют пять вариантов их систематики. I. По составу замещаемых пород: известковые, магнезиальные и силикатные, 2. По стадиям скарнового процесса: а) простые ранних стадий (железо, вольфрам), б) сложные поздних (полимсталлы), 3. По формациям магматических пород: а) плагио граниты, сиениты (железо, медь), б) гранитные батолиты (вольфрам), в) малые ин­трузии диоритового состава (пол и металлы). 4, По положению относительно интрузивного контакта: эндоскарны и экзоскарны. 5. Главная общепринятая систематика по составу полезных иско­паемых: а) железо, б) вольфрам, в) медь, г) свинец-цинк, д) мо­либден ? е) олово, ж) бор и другие.

Месторождения железа.

По геологическим условиям образо­вания выделяется два типа месторождений — островодужный и орогенный. Островодужные чаще всего располагаются внутри диоритовых штоков в вулканогенно-осадочном разрезе (туфы и лавы андезитов и базальтов, песчаники, глинистые сланцы, мер­гели). Представлены известково-скарновыми и скаполит-альбит-скарновыми магнетитовьши пластовыми залежами. Отмечается большой объем магнетитсодержащих эпидот-пироксен-гранато­вых эндоскарнов и широкое проявление натрового метасоматоза (альбит и скаполит). В рудах постоянно имеются высокие кон­центрации кобальта и никеля. Формирование месторождений протекало в две стадии. В раннюю возникла зональность: 1) эпи-дот-пироксен-гранатовые эндоскарны с главным оруденением> 2) экзоскарны: гранат-пироксеновые с магнетитом и диопсид-геденбергитовые с сульфидами. В позднюю стадию образовалась ассоциация минералов: ильваит, актинолит, хлорит, кальцит, кварц, К этому типу относятся месторождения: Песчанское, Го-роблагодатское (Урал), Сарбайское (Западная Сибирь), Дашке-сан (Азербайджан), Эмпайр (Канада) (рис. 21),

Орогенные месторождения кордильерского типа локализо­ваны в магматических дугах и ассоциируют с гипабиссальными штоками и дайками в обедненных железом кварцевых монцони-тах, гранодиоритах и гранитах. Они приурочены только к толщам доломитов. Резко преобладают магнезиальные экзоскарны с фор­стеритом, тальком, серпентинитом и сульфидами. В раннюю ста­дию вблизи интрузий формировались диопсид-шпинелевые скар­ны, а на удалении — форстерит-калъцитовые. Поздняя стадия представлена флогопитом, серпентином, людвигитом, магнети-

Рис. 21. Схематический геологический разрез горы Магнитной (по В.И.Смирнову).

t — диорит, 2 —

гранодиорит, 3 — гранит, 4 — атачит {метаморфизованный туф), 5 — нижкекаменноугольный известняк, 6 — скарн, 7 — магнетитовая руда, S — диабазовые дайки

том. Примеры месторождений: Тейское (Красноярский край), Шерегешское (Горная Шория), Игл-Маунтин (Калифорния).

Месторождения вольфрама и молибдена

связаны со штоками и батолитами порфировых гранодиоритовых комплексов и малы­ми интрузиями кварцевых монцонитов, развитых в орогенных поясах и областях текгонсьмагматической активизации. Место­рождения локализованы в известковых скарнах и представлены пластовыми телами. В целом для ранней стадии их формирова­ния характерны: температуры 500—600°С; давления 1—1,5 МПа; Хсо = 0,2—0,03, а для поздней 450—300°С, состав флювдов: 10— 15 экв% NaCI. Выделяют два типа месторождений; восстанов­ленный и окисленный.

С восстановленными связана основная масса рудных объек­тов, которые формировались на контактах интрузивов нижних частей гипабиссальных уровней с известняками. Становление интрузий происходило в обстановке растяжения. В раннюю ста­дию возникали геденбергит-альмандиновые скарны (в них пи-роксенов в 2—10 раз больше гранатов), а в позднюю — две ассо­циации: биотит-плагиоклаз-кальцитовая и роговая обманка — кварц-калыштовая. Примеры месторождений: Майхура (Средняя Азия), Сало (Франция), Мак-Миллан-Пасс (Канада), Сангдонг (Южная Корея),

Окисленные месторождения образуются в некарбонатных, часто обогащенных гематитом породах, на меньших глубинах, чем восстановленные. В раннюю стадию здесь формировались андрадит-зпвдотовые скарны^ на которые в позднюю накладыва­лись минеральные ассоциации: эпидот-хлорит-кальцит-кварце­вая и акгинолиг-кварц-калыдотовая. Месторождения этого типа встречаются редко и не образуют крупных объектов: Клнд-Ай-Ленд (Австралия), Эль-Жаралито (Мексика) и др.

Месторождения молибдена

относятся к редким образовани­ям. Они связаны с лейкоКратовыми гранитами и фанит-порфи­рами орогенных областей (зон столкновения континентальных плит). С ранними высокотемпературными фациями скарнов вол-ластонит-геденбсргит-троссулярового состава связано вкраплен­ное и прожилково-вкрапленное молибденитовос и молибдошее-литовое оруденение, С поздними стадиями ассоциируют мстасо-матиты, сложенные роговой обманкой, акгинолитом, эпидотом, хлоритом, кварцем, серицитом и флюоритом, и широкий елсктр рудной минерализации: халькопирит, висмутин, теллуриды золо­та и серебра, самородное золото, полиметаллы. Примером может служить уникальный рудномагматический центр Тырныауз на Северном Кавказе и несколько мелких месторождений (Азгур, Марокко и др.).

Месторождения меди

ассоциируют со штоками известково-щелочных гранодиоритов и кварцевых монцонитов, располага­ются в орогенических поясах окраин континентов и формирова­лись от мезозойского до третичного времени включительно. Не­большое число мелких месторождений связано с океаническими островными дугами. Наиболее значительные медсносные скарны связаны с ларамийскими меднопорфировыми плутонами, вне­дрившимися в карбонатные породы. Для них характерно доми­нирующее развитие граната при подчиненных количествах пи-роксенов и типоморфная ассоциация: андрадит-диопсид-магне­тит-гематит с высоким содержанием сульфидов,

В раннюю стадию процесс протекал при температуре 500— 300°С. По известнякам образовывались андрадит, диопсид, пи­рит, халькопирит и магнетит, а по доломитам — форстерит, сер­пентин, магнетит, халькопирит. В известковых скарнах установ­лена минеральная зональность: экзоскарны — волластонит, гра­нат, геденбергит, борнит, эндоскарны — андрадит, геденбергит, халькопирит. Рудные минералы отлагались в течение всего про­цесса скарнообразования. В гранатовых зонах развиты пирит-халькопирит-магнетитовыс руды, в которых отношение пирита к халькопириту колеблется в пределах 1:2—5:1. В волластонитовых зонах формировались борнит-халькопирит-сфалерит-теннанти-товые руды. Поздняя стадия характеризовалась образованием тремолита* актинолита, карбонатов, талька, эпидота и хлорита. Медоносные скарны не имеют самостоятельного промышленно­го значения. Обычно они слагают отдельные залежи на месторо­ждениях гидротермального меднопорфирового типа. Кристмас, Мишен (Аризона, США), Бинлсем (Юта, США), Саяк 1 (Казах­стан), Тоншанъкоу (Китай).

Месторождения цинка и свинца

встречаются в самых разно­образных геологических ситуациях и ассоциируют с интрузиями от гранодиоритов до лейкогранкгов; часто приурочены к гипа-биссальным штокам и дайкам. В геотектоническом отношении они формируются в областях тектономашатической активиЗа^ ции, а также на завершающих стадиях развития внутриконтинен-тальных орогенных поясов и в зонах субдукдии на активных кон­тинентальных окраинах. Общими чертами месторождений этой обширной группы являются: галенит-сфалеритовый состав, раз­витие орудснения в экзоскарнах; четкий контроль минерализа* ции разрывными структурами; преобладание в скарновой ассо­циации пироксенов. Наиболее приемлемым критерием для сис­тематики данных месторождений служит связь их с интрузивны­ми породами. С этих позиций можно выделить четыре типа руд-

I i —

I i

i

ных объектов: батолитовый, малых интрузий, лайковый и уда­ленный (от интрузий).

1. Батолитовый тип представлен минерализованными (про­ жилки и вкрапленность) известковыми гсденбср гитовы ми экзо- скарнами в ореоле крупных плутонов лейкократовых гранитов. Известны мелкие месторождения, например, Минерал-Кинг (Калифорния, США).

2.

Месторождения малых интрузлй характеризуются ассо­ циацией марганцевого клинопироксена и граната со сфалеритом и галенитом. По мере удаления от интрузии происходит смена граната пироксеном, бустамитом и мрамором. С глубиной в скар­ нах возрастает количество граната и сфалерита и сокращается — пироксена и галенита. В эндоконтактной зоне интрузий широко развиваются родонитовые и гранат-везувиановые жилы. В позд­ нюю скарновую стадию образовывались эпидот, амфибол, хло­ рит, Рудообразование протекало при давлениях 0,5—2,0 МПа и температурах 550—350°С из флюидов с соленостью 23,3 экв% NaCI. Сера заимствовалась из магматических пород и из подсти­ лающих эвапоритов. Примеры месторождений: Карамазар (Сред­ няя Азия)> Симапан (Мексика).

3. Дайковый тип связан с интрузиями гранодиоритового и риолитового состава. Дайки служили каналами фильтрации флюидов. В их контактных зонах образовывались ранние эпндот- гранат-бустамит-пироксеновые скарны. Поздняя стадия вырази­ лась в появлении обогащенных марганцем родонита и илъваита, амфибола и хлорита. Широко распространены околорудные се- рицит-аргиллизитовые и серицит™топазовые метасоматиты. При­ меры месторождений: Трепча (Югославия), Алтын-Топкан (Уз­ бекистан),

4. Удаленные от интрузий месторождения локализуются в разломных, часто надвиговых структурах. Скарновыс тела в фор­ ме линз, гнезд и жил сложены йохансенитом, гранатом, бустами­ том, волластонитом, кумминттонитом, ильваитом и хлоритом. Их зональность. В центре залежей преобладают гранаты, затем пи­ роксен ы и далее мрамор. Рудные тела — жилы, гнезда, линзы, в верхних горизонтах обогащены свинцом, с глубиной сменяются цинком и в корневых частях месторождений —

медью. Примеры месторождений: Бен-Бен (Австралия), Камиока (Япония), Верх­ нее (Россия? Приморье).

Месторождения олова.

Более 80% оловоносных скарнов сосредоточено в фанерозойских складчатых поясах и связаны с посторогенньгми гранитоидами. Формирование месторождений происходило в конечные стадии развития орогенических циклов энсиалических дуг или в активизированных кратонах. Крупные

месторождения образуются в магматических дугах зон субдукции в связи со становлением гранодиорит-гранитных вулкано-плутонических ассоциаций. Рудная минерализация генетически связана со специализированными на олово син» и посттекго-ничсскими щелочными гранитами ильменитового рада.

Выделяют два типа оловорудных скарновых месторожде­ний — магнезиальный и известковый. Магнезиальный тип обра­зуется в три стадии. В течение ранней, протекавшей при участии нейтральных или слабощелочных флюидов, образуются шпинель, пироксен (фассаит), форстерит. Во вторую олово-боратную ста­дию возникают флогопит и оловосодержащие магнетит и магне­зиальные бораты. Поздняя касситеритовая стадия, характеризую­щаяся процессами кислотного выщелачивания, сопровождается разложением боратов и образованием касситерита, флюобарита и слюд.

При формировании магнезиальных месторождений иногда в конце первой стадии в процессе скарнообразования происхо­дит смена магнезиального метасоматоза на кальциевый. Воздей­ствие богатых кальцием, железом и кремнеземом флюидов на магнезиальные скарны приводит к появлению оловосодержаще­го андрадита, понижению температуры и возрастанию кислотно­сти. В г!озднюю образуются железо-магнезиальные алюмоборо-силикаты (аксинит, турмалин) и амфиболы. Гранаты замещаются ассоциацией минералов из флюорита, касситерита, кварца. За­вершает процесс отложение сульфидов. Примеры месторожде­ний: Кличкинское (Забайкалье), Кливленд (Австралия). Извест­ковый тип формируется в две стадии. В раннюю возникают оло­восодержащие андрадит-волластонитовые или везувиан-магне-тит-флюоритовые породы. В позднюю стадию образуются мине* ралы бора: данбурит, калъцеборит, датолит, аксинит, турмалин и главное малайитч В низкотемпературной обстановке последний распадается на касситерит, кальцит и кварц. Примеры месторож­дений: Ушкошкон (Киргизия), Мойна (Австралия), Куга (Япо­ния).

Месторождения бора

ассоциируют исключительно с магне­зиальными скарнами и связаны с интрузиями гранодиоритов и гранитов, реже монцонитов, диоритов, сиенитов. Минералы бора образуются в заключительную стадию скарнового процесса и представлены главным образом датолитом, котоитом, людвиги-том, суанитом, ашаритом и флюобаритом. Месторождения бора в скарнах известны в России (Верхнее, Приморье), Болгарии, Чехословакии, США, Франции, Перу, Малайзии и других стра­нах.

15-3177

Мы отметили только наиболее значительные промышлен­ные типы месторождений полезных ископаемых, залегающих в скарнах. Этим списком далеко не исчерпывается минеральный потенциал данной группы рудных образований, В скарных встре­чаются, помимо отмеченных, руды платины (в Бушвелъдском комплексе)>

золота (Минас Жераис, Бразилия; Суйон, Северная Корея), бериллия (Маунт Уайлер, США), ниобия (Кайзерштуле, Германия), урана и тория (Мэри Кетлин, Австралия; Азегур, Марокко и др.)? п?афита (Ботогол, Восточный Саян; Мэдок, Ка­нада), хризотил-асбеста и талька (Онот, Восточный Саян; Мэ­док, Канада; Диллон, США) и многих других видов минерально­го сырья.

СКАРНЫ И РУДЫ

Из анализа материалов по месторождениям скарновой груп­пы можно выделить три типа взаимоотношений руд и скарнов.

1. Они образуются одновременно в течение единого генети­ ческого процесса. Руды входят естественным компонентом в скарновые ассоциации. В качестве примеров условно можно на­ звать только железорудные и борные месторождения. В этом слу­ чае рудные тела должны полностью совпадать с контурами раз­ вития скарнов. В последние годы появляется все больше данных о том, что магнетитовые тела, ассоциирующие со скарнами, представляют собой эпигенетическое внедрение рудного распла­ ва и связаны с последними сложными парагенетическими связя­ ми, И руды и скарны — продукты деятельности одной и той же магмы гранодиоритового или сиенитового состава (месторожде­ ние Лако, Чили) (рис, 22).

2. Оруденение непосредственно сменяет скарнообразование. Руды занимают часть объема скарнов. Примерами могут служить некоторые залежи магнетита, боратов и касситерита,

3. Наложенное оруденение связано с процессами поздней флюидно-водной стадии скарнообразования. Таким способом формируется большинство месторождений этой группы- В дан­ ном случае рудные тела локализуются в скарнах только при усло­ вии, если последние по структурным и петрофизическим харак­ теристикам благоприятствуют этому процессу, Отмечаются самые разнообразные варианты подобных взаимоотношений — от пол­ ного совпадения рудных и скарновых тел до их раздельного зале­ гания.

Таким образом, скарнообразованис не связано генетически с рудообразованием. Это два независимых параллельных процес­са, пересекающихся в некоторых геологических ситуациях. На

Рис. 22. Схема геологического строения месторождения Лако {по Г\Р,Фуллеру

и др.)*

1 — аллювиальные и делювиальные современные отложения, 2-4 — плейстоценовые образования; 2 —ледниковые отложения* 3 — оитожения термальных источников, 4 — участки гидротермальноизмененньгх пород, 5 — четвертичные эффузивные образования основного состава* 6 — рудные тела (I —Лако Сюр, П — Лако Норте, Ш — Родадос Негрос, IV — Сан-Висенте Бахо, V — Сан-Висенпе Альта), 7 — серия Лако, S — формация Альтос-де-Пико верхнетретичного возраста, игнимбрипл, 9 — вулканический кратер, 10 — границы лавовых потоков, 11 — границы распространения рудного обломочного материала, 12 — литологическио контакты» 13 — элементы залегания, 14 — разлом

15*

тип и масштабы рудной минерализации определяющее влияние оказывают: металлогеническая специализация магматических комплексов (медь в монцонитах, олово в гранитоидах и др.); эво­люция рудно-магматических центров (молибден, вольфрам, по-лимсталлы в центрах гранитоидного магматизма); рудная и ме­таллогеническая специализация провинций, районов и полей; региональные геодинамические обстановки. Образование скар­нов как правило предшествует формированию руд и в раде слу­чаев создает благоприятную литолого-фациальную, петрофизи-ческую, структурную и минералого-геохимическую обстановку. Иногда магматические расплавы по пути движения в коровой среде ассимилируют ранее возникшие рудные накопления и ано­мальные концентрации полезных элементов в породе, обогащая ими с кар но образующие флюиды.

Глава 9. Альбититовые и грейзеновые

месторождения

Альбититы и грейзены представляют собой щелочные мета-соматиты, образованные постмагматическими или метаморфиче­скими пневматолит©-гидротермальными флюидами. Их объеди­няет общность происхождения, локализации и источника веще-ства. Обычно зоны альбитизации и грейзенизации развиваются в апикальных частях массивов кислых и щелочных гипабиссальных изверженных пород. Формирование этих мстасоматитов началось с появлением на нашей планете больших масс гранитоидов (2,5 млрд лет) и возрастало вплоть до киммерийского времени. Затем установился равномерный прирост их о&ьемов. Интрузивные комплексы, с которыми связаны альбититы и грейзены являются типоморфными образованиями, маркирующими определенные геодинамические обстановки: зоны столкновения континенталь­ных литосферных плит; заключительные стадии развития оро-генных поясов; магматические дуги активных окраин континен­тальных плит; зоны глубинных разломов и сопутствующих им рифтовых систем; области активизации древних платформ.

Флюидные потоки, фильтруясь через граниты нормальной и повышенной щелочности и просто щелочные породы, альбити-зируют апикальные части интрузий, особенно интенсивно вы-ступы и апофизы, а избыток калия выносят и связывают в грей-зенах, которые накапливаются на границах ал ьбитизированных гранитондов с вмещающими породами и среди последних. Зги потоки особенно активно выщелачивают из пород многие метал­лы, которые затем в метасоматитах образуют аномальные вплоть

до рудных концентрации. Такими типоморфными элементами для альбититов являются цирконий, ниобий, торий, а для грейзе-нов: бериллий, литий, олово и вольфрам. О масштабах процессов выщелачивания и выноса элементов можно судить, например, по поведению олова {по В Л. Барсукову). В неизмененных 1ранитахего содержание составляет 26 г/т, при этом в биотите — 200—300 г/т; в зоне выноса 4—5 г/т, а в образовавшемся здесь мусковите — 20— 30 г/т. Установлено, что по мерс усиления общей щелочности процесса объем алъбитизированных пород возрастает, а в грейзе-низированных ладаст. В связи с этим в породе обычно встреча­ются грейзены без альбититов и наоборот алъбититы без грейзе-нов.

Физика -химические условия образования.

Воздействие горячих

постмагматических растворов на интрузивные породы приводи­ло к развитию процессов калиевого метасоматоза (ранняя микро-клинизация) в ядерных частях массивов в обстановке повышен­ного давления. В этих же интрузиях вдоль верхней перифериче­ской чисти массивов в условиях падения давления протекала ран­няя альбитизация.

На фоне падения температуры с 620 до 45О°С и возрастаю­щей кислотности раствора происходила смена раннего калиевого метасоматоза натриевым. В условиях максимальной кислотности, наступавшей в момент перехода флюида из надкритического (пневматолитового) в гидротермальное состояние, протекала ста­дия грейзениящии. Высокая кислотность была обусловлена по­явлением свободных кислых анионных компонентов в результате диссоциации неустойчивых ацидо-комплексов при появлении жидкой водной фазы. В условиях высокой активности фтора и бора из пород выносились щелочи, алюминий и многие элемен­ты-примеси. По мере накопления щелочей и дальнейшего паде­ния температуры кислотность раствора понижалась и под его воз­действием происходили мелкомасштабные выделения поздних альбита и затем микроклина.

Мы уже отметили при рассмотрении наиболее ранних позд-не- и постмагматических образований (пегматитовых, с кар новых и др.), что для них характерны только метасоматические рудные тела. Первые жилы заполнения появляются лишь в связи с грей-зенамии с последующими гидротермальными формациями. Это связано с тем, что именно в данный момент эволюции флюид­ной системы давление растворов достигает критической величи­ны, достаточной для раскрытия жильных трещин, т.е. превышаю­щее давление гидроразрыва. Хронологически граница между чис­то мстасоматическим и комбинированным метасомагически-сск-реционным отложением минералов точно совпадает с моментом

смены щелочного метасоматоза кислотным выщелачиванием. Таким образом, для формирования грейзенов необходимо нали­чие открытых или открывающихся трещин и присутствие гетеро-фазного субкритического состояния флюида. Образование по­следнего происходило в условиях повышенного давления в за­крытой системе. Снятие давления приводило к гравитационной сепарации и частичной конденсации флюида. В результате обра­зовывалась газовая фаза, обогащенная кислотными компонента­ми (СО2, HCI, HF, SOr H2S), и щелочная остаточная жидкость, содержащая SiO2, NaCf, К<�Х NaOH, КОН и соединения трудно­растворимых металлов.

Согласно данным изучения газово-жидких включений в ми­нералах грейзенов установлено, что в их образовании участвова­ли натр ий-калий-хлор-углекислотные флюиды. При этом кон­центрация натр ил была в несколько раз большая, чем калия, а содержание всех других элементов помимо отмеченных выше примерно на два порядка меньше суммы главных компонентов. Типичен флюид «NaCI-CO^-H^O», для которого возможно суще­ствование гетерофазного равновесия «газ-жидкость» во всем диа­пазоне РТ условий гидротермального минералообразования. В каждую стадию этого процесса в связи с падением температуры и давления происходило понижение концентраций углекислоты и хлоридов. Одной из возможных причин подобного явления — смешивание магматических и метеорных вод. Кислотность флюидов, достаточная для образования грейзенов и гидротерма-литов, образуется растворами, возникающими при конденсации газовой фазы на стенках раскрытых трещин.

В экспериментальных условиях Г.П.Зарайским получены метасоматические колонки грейзенов, близкие к наблюдаемым на природных объектах. 1. Кварц-топазовая получена при воз­действии на лейкогранит раствора 1,0 М HF + 2

+ +мr,К■ ж■•//л .1 I i Дт*-■^fa/■j1 Eк p JГ /jw//г J 4 ■ J ‘ J J1/5*+ + ■л л]]/кОЛ.aЛ i <fi+■/f * у~ • 1%» ■ ■/+/*■+4 4|ffr* 4A$f 14* J|v mi
г и / V /8/+4-+■ ж^ JJl/ ч■/ ♦+VM +т / /i+ +У+\+ 4-4v4-++ +кTff+■+4[y+ 4++ЛL V+ jГ 41/4-■+//\

Рис, 23. Геологический разрез месторождения ураноносных альбититов (по Я.Н.Белевцову и др+)-

1 — отложения осадочного чехла, 2 — альбититы, 3 — сие пито подобные нородьк 4 — граниты и мигматиты, 5 —

гнейсы, 6 — Глаииый разлом, 7 —оперяющие разрывные нарушения, & — ураноносные альбититы, 9 — степень катаклаиа пород в баллах, 10 — контуры зоны повышенных значений пористости и проницаемости пород, U — направление движения гидротермальных растворов

вая) с урановой минерализацией. По глубинности формирования рудоносные мстасоматиты распределяются следующим образом: калиевые — 8—10 км, калинатровые —

6—8 км и натровые — 4— 6 км. В линейных алъбититах сконцентрированы существенные запасы урана, тория и бериллия, в меньшей степени тантала, ниобия и редких земель.

Грейзеновые месторождения

формируются в апикальных вы­ступах гранитных масс и во к и в алкшосиликатных породах, реже в основных и карбонатных породах их кровли» (рис, 24). Грсйзен представляет собой агрегат слюды (мусковит, биотит, циннваль-дит) и кварца с примесью турмалина, топаза, флюорита и сопро­вождающих их рудных минералов (касситерита, вольфрамита, молибденита, берилла, литиевых слюд). Выделяют эндо- и экзог-рейзены. На долю эндогрейзенов приходится более 80% объема этих мстаеоматитов. Они слагают штоки и жилы и развиваются на 300—500 м вглубь от кровли массива. Экзогрейзсны образуют штокверки, распространяющиеся по вертикали до 1500 м от кон­такта интрузии.

При иное рудных элементов и формирование месторожде­ний происходили в конце длительного и прерывистого процесса грейзенообразования, синхронно с развитием рудоконтролирую-щих структур.

Различными авторами выделяют от 8 до 13 стадий рудообра-зования. По Д.Рундквисту их можно объединить в три группы: 1) раннюю — отлагаются минералы молибдена, вольфрама и олова; 2) среднюю — выделяются минералы тантала, ниобия, бериллия и лития и 3) позднюю — образование сульфидов, флюорита и карбонатов. На месторождениях установлены интрарудные дай­ки гранит-аплитов. С грейзенами связаны месторождения олова (касситерит), вольфрама (вольфрамит), лития (литиевые слюды), бериллия (в грейзенах; силикатных — берилл; карбонатных — фенакит, бертрандит и гсльвин; по основным породам — хризо­берилл и изумруд). Обычно месторождения комплексные: олово-вольфрамовые, вольфрам-молибденовые, молибден-бериллие-высп литисю-бериллиевые и вольфрам-молибден-бериллисвые. Как правило, месторождения богатые, но запасы редко бывают значительными.

Глава 10* Гидротермальные месторождения

Гидротермальные месторождения представляют собой про­мышленные минеральные скопления, созданные циркулирую­щими под поверхностью земли горячими, обогащенными полез-

16-3177 |21

В

Рис. 24, Схематический продольный гсоло!>1ческий разрез Лкчатауского гранитного гшутока по обобщенным геологическим, геолого-раз под очным и геофизическим данкам (по В.Л.Жарикову и Г.II.Зарайскому).

1 —

крупнозернистое граниты I фазы, 2 — средне- и мелкозерниеггые граниты фаз II и Ш,
3
— терригенкыс и вул капо пек ные иметаюжис породы,
4
— кристаллические породы докембрийского фундамента,
5 —
руднме п?ла,
6
-* контактовые роговики

ными компонентами газово-жидкими растворами. Они возника­ли на протяжении всей истории развитш* земной коры от ранне­го архея до наших дней включительно, К современным аналогам

палеогндротермалъных систем относятся: эксгал5щи

Лекция 10. Скарновые месторождения

Скарновые месторождения образуются в процессе метасоматоза на контакте интрузий с вмещающими их карбонатными, реже силикатными породами, формирование этих месторождений связано с процессами метасоматоза в приконтактовых зонах интрузивов, поэтому скарновые месторождения нередко называются контактово-метасоматическими.

Скарновые месторождения обычно располагаются непосредственно в контакте интрузива, реже они находятся на расстоянии 200-400 м и иногда даже в 1-2 км от интрузива.

Скарнообразование интенсивно протекает на контакте с умеренно кислыми интрузиями (гранодиориты, кварцевые диориты). Благоприятными факторами для формирования скарновых месторождений являются пологие контакты интрузий, тектоническая нарушенность контактовых зон, карбонатный состав вмещающих пород.

Скарновые месторождения связаны со скарнами. Скарны — это породы известково-силикатного состава, образовавшиеся метасоматическим путем в приконтактовой зоне интрузивов среди карбонатных, реже силикатных пород. Среди скарнов различают эндоскарны, располагающиеся в приконтактовой зоне интрузивов, и экзоскарны, размещающиеся среди вмещающих пород. Большая часть скарнов и скарновых месторождений относятся к экзоскарновым образованиям.

В зависимости от состава горных пород, подверженных скарнированию, скарны подразделяют на известковые и магнезиальные, иногда выделяют также силикатные скарны.

Известковые скарны образуются при метасоматическом замещении известняков. Главные минералы известковых скарнов гранаты (ряда гроссуляр-андрадит) и пироксены (ряда диопсид-геденбергит), а также встречаются везувиан, волластонит, амфиболы, эпидот, хлорит, карбонат, кварц. В известковых скарнах образуются железорудные, молибденовые, вольфрамовые, медные, свинцово-цинковые, бороносные (датолитовые) месторождения. Второстепенное значение имеют месторождения золота, олова, кобальта, бериллия, ниобия, редких земель и урана.

Магнезиальные скарны формируются при замещении доломитов и доломитизированных известняков. Магнезиальные скарны состоят из диопсида, форстерита, шпинели, флогопита, серпентина, доломита. В магнезиальных скарнах находятся и наибольшее промышленное значение имеют людвигит-магнетитовые (железо-борные), флогопитовые и хризотилл-асбестовые месторождения.

Силикатные скарны представляют автометасоматические образования и в их формировании большую роль играли процессы альбитизации и скаполитизации. Силикатные скарны отличаются большим разнообразием силикатных минералов и широким развитием скаполита.

Рудные тела залегают среди скарнов, апоскарновых и околоскарновых пород. Морфология скарново-рудных залежей характеризуется сложностью строения. Рудные тела могут быть пластообразной, линзовидной, штокообразной, жильной, трубообразной, гнездовой и сложной неправильной формы.

Для скарновых месторождений характерны следующие признаки:

1) метасоматический характер минералообразования; 2) стадийность в образовании скарнов; 3) зональность строения скарновых зон.

Скарновые месторождения образуются при температуре от 800 до I0000 C и на глубине 1-4 км. Существуют две основные гипотезы образования скарновых месторождений:

1) стадийная, 2) инфильтрационно-диффузионная. Согласно стадийной гипотезы П.П.Пилипенко образование скарновых месторождений связывается с особыми скарнирующими растворами и весь процесс формирования скарновых месторождений делится не шесть фаз или стадий. Инфильтрационно-диффузионная гипотеза предложена Д.С.Коржинским и согласно этой гипотезы скарны возникают при биметасоматических и контактово-инфильтрационных процессах в приконтактовой зоне гранитоидных массивов.

Скарновые месторождения находятся в складчатых областях, на древних щитах и в зонах тектоно-магматической активизации. Геологический возраст скарновых месторождений от докембрийских до мезо-кайнозойских.

Скарновые месторождения имеют большое практическое значение для получения железа, вольфрама, молибдена, свинца, цинка, бора и других полезных ископаемых.

Скарновые месторождения известны в Казахстане, Западной и Восточной Сибири, Средней Азии, Швеции, США, Китае, на Урале, Кавказе и др.

Скарновые месторождения представлены магнетитовой, молибденит-шеелитовой, пирротин-халькопиритовой, галенит-сфалеритовой, касситеритовой, золоторудной формациями, а также формацией бороносных магнезиальных скарнов, бериллия и ниобия.

Основная литература:

1 [105-130], 2 [82-90]

Контрольные вопросы

1. Какая порода называется скарном?

2. Какие минералы характерны для известковых, магнезиальных и силикатных скарнов?

3. Какие существуют гипотезы образования скарнов и скарновых месторождений?

4. Какие выделяют стадии в образовании скарновых месторождений?

5. Какая форма рудных тел скарновых месторождений?

6. Какие полезные ископаемые характерны для известковых и магнезиальных скарнов?

7. Какое промышленное значение имеют скарновые месторождения?