Характеристика скарнов и процессы скарнообразования

Метасоматоз - это замещение одних минералов другими, при котором происходит вынос одних и одновременно привнос других компонентов. Этот процесс проходит в целом в твердой фазе, т.е. без предварительного полного растворения минералов, при воздействии растворов и направлен на достижение между горной породой и раствором физико-химического равновесия.

Метасоматоз проявляется каквнутрижильный (рудный метасоматоз) при замещении ранних рудных минералов более поздними; локальный околорудный (изменения вмещающих пород); контактовый (скарнообразование) и региональный, связанный с процессами метаморфизма.

Контактовый метасоматоз приводит к образованию скарнов (рис.1), которые обычно локализуются на контактах гранитоидов и вмещающих их карбонатных пород (известняк, доломит).

Рис.1 Схема геологического залегания скарнов (точки). Стрелками указано движение растворов.

Скарнами называют метасоматические породы, сложенные известково-магнезиально-железистыми силикатами и алюмосиликатами, образовавшиеся в зоне высокотемпературного контактового ореола интрузий в результате реакционного взаимодействия карбонатных пород с магмой, интрузивными и другими алюмосиликатными породами при посредстве магматогенных растворов.(Сазонов, М. А., 2007.)

Скарны могут образоваться на месте вмещающих пород (экзоскарны) или за счет интрузивных (эндоскарны). По составу выделяют скарны:

· известковые, главными минералами которых являются гранаты (гроссуляр-андрадит), диопсид-геденбергит, везувиан, скаполит, волластонит и др.

· магнезиальные скарны возникают в магматический этап под действием сквозьмагматических (газоводных) флюидов при взаимодействии их с доломитами. Флюиды, выделяющиеся непосредственно из магмы, насыщены щелочами, кремнеземом, глиноземом с минералами: форстерит, шпинель, салит, флогопит, перовскит и др. (Родыгина В.Г., 2006).

· силикатные скарны, образовавшиеся по алюмосиликатным породам, называют эндоскарнами.Эндоскарновые образования, сложенные в значительной мере полевыми шпатами, скаполитом и другими алюмосиликатами, возникшие при скарновойдесиликации исходных алюмосиликатных пород, называют околоскарновыми породами.

Метасоматиты, образовавшиеся за счет карбонатных пород с примесью силикатного или алюмосиликатного материала, принято называть скарноидами. Они характеризуются многоминеральностью (за счет исходных алюмосиликатов), не обнаруживают зонального распределения пироксена и граната.

В понятие автореакционных скарнов включают метасоматические образования, сформировавшиеся в результате кальциевого метасоматоза без участия карбонатных пород(Сазонов, М. А., 2007.).

Скарны образуются в результате диффузионно-метасоматического обмена компонентами между контактирующими силикатными и карбонатными породами. Двойной диффузионный обмен, биметасоматоз, в свою очередь осуществляется благодаря активному участию в процессе высокотемпературных растворов. Последние несут высокоподвижные компоненты: щелочи, углекислоту, железо, магний и др. Но они не способны переносить на большие расстояния CaO, Si0₂, А1₂0₃, ТЮ₂.Эти компоненты в основном заимствуются на месте, из бо­ковых пород: СаО берется из карбонатных пород, кремнезем и глинозем - из гранитоидов.

Коржинский в 1953 г. дополнил концепцию биметасоматизма и диффузионного метасоматизма представлениями об инфильтрационном метасоматизме.

Инфильтрационный метасоматизм предполагает привнос постмагматическими растворами инертных и малоподвижных компонентов(Барабанов В.Ф., 1985).

Контакт пород, например, известняка и кварцита, пересечен трещиной, по которой поднимается поток послемагматических растворов. Если обе породы достаточно прогреты под воздействием магматического тела, то прошедшие через пласт кварцита растворы при вступлении в известняк начнут его замещать скарновыми минералами. В этом замещении будут участвовать не только кремнезем и другие компоненты, заимствованные из нижележащего пласта кварцита, но и более подвижные компоненты, внесенные из магматического тела, например, магний, железо и прочие. Этот процесс назван «контактово-инфильтрационным» метасоматозом.»(Коржинский Д.С., 1955).

Известковыескарны

Сложно определить глубины образования известковых скарнов. Верхний предел можно провести на глубине 1,0-1,5 км, основываясь на известных соображениях Коржинского [1964 г.], показавшего, что в условиях меньших глубин высокотемпературные гидротермальные процессы не проявляются. Нижняя граница распространения типичных известковых скарнов определяется устойчивостью характерных кальциевых силикатов и алюмосиликатов - волластонита, гроссуляра и др. Точную границу провести трудно, так как она зависит от двух неизвестных факторов: от мольной доли углекислоты в водных растворах и от того давления, которое развивает флюидная фаза и которое составляет часть общего давления нагрузки. Если принять температуры ниже солидуса гранитов, то, оценивая все экспериментальные данные и рассмотренную зависимость состава сосуществующих скаполита и плагиоклаза, нижнюю границу распространения типичных известковых скарнов можно оптимально провести на глубине 15-16 км. Она служит границей между мезоабиссальной и абиссальной фациями глубинности. Граница, конечно, условная, и в зависимости от геологической и физико-химической обстановки может смещаться. Но в то же время несомненно, что оптимальные условия глубинности известковых скарнов намечаются менее 12-15 км, а оптимальные условия абиссальной - 20 км и более. Это подтверждается всей совокупностью физико-химических и геологических данных.

Температурный диапазон процесса образования известковых скарнов оценивается от 1000 до 400 °С (может быть, даже до 350 °С). Если же исключить сравнительно редкие высокотемпературные контактовые образования безгроссуляровой ступени, то главный температурный диапазон скарнов от 800 до 400 °С (Барабанов В.Ф., 1985).

Пироксены присутствуют во всех разновидностях скарнов, составляя от 10-15% массы в пироксен-плагиоклазовых и пироксен-амфиболовых скарнах до 70-80 % в пироксеновых скарнах.

Более ранним по времени образования скарнам (А, Б) свойственны мелкозернистые диопсиды. В несколько более поздних пироксен-амфибол-плагиоклазовых скарнах (В) появляется салит, наконец, в крупнозернистых гранат-пироксеновых скарнах (Г, Д) развиты наиболее железистые ферросалиты. Интересно отметить, что здесь же вместе с богатыми железом ферросалитами появляется шеелит (квадраты) и пироксеновые скарны становятся рудоносными(Барабанов В.Ф., 1985).

Вмещающие породы, в которых образуется подавляющая масса скарнов, чаще представлены карбонатными породами (известняки, известково-сланцевые и известково-вулканогенные толщи). Исключительно редко скарны образуются за счет силикатных пород.

Нередки случаи распространения скарнов на удалении от интрузивных массивов (не более 1-2 км) или внутри интрузивов. Формы залегания скарновых тел характеризуются значительным разнообразием и сложностью. Это пластообразные тела, линзы, гнезда, жилы и тела неправильной формы.

В пределах скарновых тел выделяют две главные стадии породо- и минералообразования (скарновая и кварц-сульфидная).

Скарновая стадия характеризуется высокими температурами (900- 350 °С). На основании геологических наблюдений и экспериментального изучения равновесий в системе CaO-MgO-Al₂O₃-SiO₂-H₂O-CO₂ при различных РТ-условиях В.А. Жариковым (1998) выделены укрупненные фации известковых скарнов: ларнит-мервинитовая; монтичеллит-мелилитовая; волластонитовая; пироксен-гранатовая; пироксен-эпидотовая.

Ларнит-мервинитовая фация образуется в условиях высоких температур (<900 °С) и малых глубин, которые реализуются в контакте с основными интрузиями. Типичных скарнов в этих условиях не образуется. В роговиках отмечаются локальные оторочки скарновых минеральных парагенезисов.

Монтичеллит-мелилитовая фация образуется при температурах 700-900 °С. Она характерна для малых и гипабиссальных глубин. Скарновые тела размещаются в контактах с основными, средними и щелочными интрузиями. Минеральный состав скарнов: монтичеллит, мелилит, гранат, волластонит, диопсид. Скарны этой фации имеют ограниченное распространение.

Наиболее широко распространены волластонитовые, пироксен-гранатовые, пироксен-эпидотовые скарны. Температурный диапазон их образования 700-400 °С.

Развитие в скарнах плагиоклаза, калишпата, скаполита связано с повышенным химическим потенциалом калия и натрия. Завершается скарновый процесс минералообразования отложением магнетита, эпидота, актинолита (Сазонов, М. А., 2007.).

Рис.2 Приуроченность диопсидов, салитов, ферросалитов к скарнам различных стадий, в числе атомов на формульную единицу.

Таблица 1. Состав скарновых пород (Булах А.Г., 2002).

Изменение химизма пироксенов в процессе скарнирования охватывает и элементы-примеси (рис. 2). Для Mn, Zn, Sc, Со, Ni, Ti, W обнаруживается тенденция к увеличению средних содержаний в конечных железистых членах. Таким образом, в процессе скарнообразования пироксены - основные породообразующие минералы скарнов, последовательно теряя Са, часть которого могла бы идти на образование шеелита, и тем самым увеличивая железистость, обогащались Mn, Zn, Sc, Со, Ni, Ti.

Аналогичные данные были получены при детальном исследовании амфиболов. Они присутствуют во вмещающих амфиболитах, сланцах, скарнированных породах, скарнах. По составу амфиболы относятся в основном к ряду роговых обманок(Барабанов В.Ф., 1985).

Магнезиальные скарны

Магнезиальные скарны являются продуктами высокотемпературного метасоматоза, сложены они магнезиальными минералами.

Типоморфные минералы этих пород - фассаитовыйклинопироксен, диопсид, форстерит, шпинель, магнетит, кальцит, периклаз. В наиболее глубинных условиях встречаются энстатит, гиперстен, плагиоклаз, КПШ.

Значительная часть магнезиальных скарнов образуется в магматическую стадию в тесной связи с процессами гранитизации, внедрением щелочных и основных пород. Продолжение процесса магнезиального скарнирования возможно в раннюю постмагматическую стадию.

Магнезиальные скарны приурочены к контактам магнезитов, доломитов либо ультрамафитов с гранитоидными или габброидными интрузиями. Растворы привносят во вмещающие породы кремний, алюминий, железо и выносят СО₂, частично магний и кальций.

Мощность зон магнезиальных скарнов бывает от нескольких сантиметров до сотен метров. При развитии скарнов по доломиту в результате замещения его гранитной магмой в них часто проявлена зональность. Внешние зоны, удаленные от контакта, сложены кальцифирами, состоящими из форстерита, периклаза, шпинели и карбонатов. С приближением к контакту кальцифиры переходят в форстерит-шпинелевые, которые сменяются шпинель-фассаитовыми скарнами. В непосредственном контакте распространены пироксен-плагиоклазовые контаминированные породы.

Образование мощных скарновых зон между гранитной магмой и магнезиальной карбонатной породой невозможно без участия потока флюидов, проходящих через магматический расплав и осуществляющих необходимый транспорт вещества для образования скарнов. В случае интрузии нефелиновых сиенитов в доломиты внутренняя (пироксен- плагиоклазовая) зона заменяется нефелин-пироксеновой. При развитии скарнов в-контакте с основной магмой в условиях малых глубин происходит изменение парагенезисов в метасоматических зонах. Часть шпинель-пироксеновой зоны и шпинель-форстеритовая зона уступают место шпинель-монтичеллитовой и мелилитовой зонам.

Образование магнезиальных скарнов в магматическую стадию подтверждается отсутствием эндоскарнов; пересечениями тел магнезиальных скарнов жилами или апофизами интрузивных пород. Приконтактовые фации магматических пород на контакте со скарнами магматической стадии заметно обогащены щелочами. В зависимости от состава магмы наблюдаемые колонки алюмосиликатные породы - скарны имеют следующий вид: гранит - граносиенит - скарн, гранитоид - сиенит - скарн, сиенит - нефелиновый сиенит - скарн.

В условиях, больших глубин тела магнезиальных скарнов отличаются большими размерами. Они развиваются не только в контакте с интрузивами, но и на значительном удалении от них. Температура образования магнезиальных скарнов магматической стадии находится в интервале 650-850 °С.

Постмагматические магнезиальные скарны обычно образуются на больших глубинах и встречаются исключительно в пределах древних щитов. Послемагматический возраст скарнов обосновывается скарнированием интрузивных пород и пегматитов. Механизм их образования определяется реакционным взаимодействием контактирующих доломитов и алюмосиликатных магматических пород. При просачивании растворов по зоне контакта происходит миграция кремния в доломиты, а магния и кальция в алюмосиликатные породы. Скарны, образующиеся в послемагматическую стадию, характеризуются пироксен-плагиоклаз-скаполитовой, пироксен-скаполитовой, пироксен-шпинелевой, клинопироксен-паргаситовой, пироксен-флогопитовой ассоциациями. В экзоскарнах наиболее типична ассоциация форстерит - кальцит.

На магнезиальные скарны накладываются более поздние метасоматические образования (известковые скарны, флогопитовые, бруситовые, хлоритовые, серпентинитовые и гумитовыеметасоматиты).

Со скарнированием сопряжено образование магнетитовых, людвигит-ашаритовых и флогопитовых руд. В процессе взаимодействия кислотных растворов со скарнами происходит их нейтрализация и образование шеелит-молибденитовых, бериллиевых, полиметаллических и золото-халькопиритовых руд. Железные руды образуются чаще всего в форстеритовой зоне.

Кварц-сульфидная стадия относительно низкотемпературная (300- 200 °С), накладывается на скарновую. Отложение минералов происходит в трещинах. Нерудные минералы представлены кварцем, кальцитом, актинолитом, эпидотом, хлоритом. Наиболее распространенные рудные минералы - пирит, халькопирит, пирротин, арсенопирит, молибденит, шеелит, сфалерит, галенит, золото.

Процесс минералообразования на скарновых месторождениях требует индивидуального изучения, многие минералы образуют разновозрастные генерации, последовательность минералообразования выделяется на основании исследований пересечения минеральных агрегатов, взаиморасположения минеральных зерен, характера замещений и псевдоморфоз.

Структурно-текстурные особенности весьма разнообразны. Текстуры обычно пятнистые, полосчатые, реже массивные, часто унаследованные (реликтовые). Структуры гетеробластовые, метазернистые, гранобластовые, пойкилобластовые, диабластовые.

Большое практическое значение имеет рудоносность скарнов. С ними связаны месторождения магнетитовых, шеелитовых, полиметаллических и золотоносных руд. Скарны иногда являются сырьем керамической промышленности (волластонитовые и диопсидовые разновидности), а гранатовые скарны могут использоваться для получения абразивного материала(Сазонов, М. А., 2007.).

Список литературы

1. Булах А.Г. (2002). Общая минералогия: Учебник. - 3-е изд. СПб.: Изд-во С-Петерб. ун-та.

2. Афанасьева М.А,, Бардина Н.Ю, Богатиков О.А и др. (2001.). Петрография и петрология магматических, метаморфических и метасоматических горных пород. Москва: Логос.

3. Барабанов В.Ф. (1985). Геохимия: Учебник для вузов. Л.: Недра.

4. Коржинский Д.С. (1955). Очерк метасомэтических процессов.- В кн.: Основные проблемы в учении о магматогенных рудных месторождениях. М: АН СССР.

5. Родыгина В.Г. (2006). Курс геохимии: Учебник для вузов. Томск.: НТЛ.

6. Сазонов, М. А. (2007.). Петрография и петрология метаморфических и метасоматических пород. Красноярск: Сибирский федеральный ун-т; Ин-т цв. металлов и золота.