0. Гранит
((
0. Доломитовый мрамор
1. Кальцит-периклазовый мрамор: Ка + Пер
2. Шпинель-форстеритовый кальцифир: Шп + Фо + Ка + Пер
3. Шпинель-форстеритовый скарн или кальцифир: Шп + Фо + Ка
4. Шпинель-форстерит-пироксеновый скарн: Шп + Фо + Пи
5. Шпинель-пироксеновый скарн: Шп + Пи
6. Пироксен-плагиоклазовая околоскарновая порода: Пи + Пл
0. Гранитоид, гнейс
В малоглубинных условиях шпинель-форстеритовая и кальцит-
периклазовая зоны отсутствуют. Вместо форстерита в ассоциациях со
шпинелью появляется монтичеллит, а вместо кальцита – периклаз. При
повышении температуры шпинель и монтичеллит замещаются геленитом.
Зональность магнезиальных скарнов магматической стадии часто
затушевана более поздними процессами, связанными с просачиванием
послемагматических растворов. В преобразованных этими растворами
магнезиальных скарнах появляются минералы из группы гумита, флогопит,
паргасит, сине-зеленая роговая обманка и скаполит. При этом в шпинель-
форстеритовых скарнах развивается флогопит-клиногумитовая ассоциация;
шпинель-фассаитовые скарны замещаются флогопитовыми и паргасит-
флогопитовыми породами, а околоскарновые пироксен-плагиоклазовые породы
преобразуются в амфибол-скаполитовые метасоматиты с флогопитом.
В дальнейшем в измененных скарнах возникает комплекс
низкотемпературных минералов (тремолит, актинолит, амезит, серпентин,
тальк и брусит), представляющих специфическую пропилитовую ассоциацию,
которая интенсивно замещает минералы постмагматической стадии и
реликтовые минералы магнезиальных скарнов.
Еще более поздние наложенные минеральные парагенезисы в скарнах
связаны с воздействием кислотных растворов, приводящих к образованию
слюдитов и березитов.
Формирование скарновых месторождений связано с процессами
кальциевого и магниевого метасоматоза, протекающего на контактах кислых
и умеренно-кислых гранитоидов (граниты, гранодиориты, сиениты) с
вмещающими их карбонатными, реже силикатными породами. Оптимальных
диапазон глубин составляет 500-2000 м. Температуры их образования, по
мнению большинства исследователей, изменяются в широких пределах – от
900 до 250 (С. Процесс развивается в несколько стадий, в течение которых
агрегатное состояние растворов меняется – и из пневматолитовых они
становятся типичными гидротермальными.
Месторождения магнезиальных скарнов формируются при замещении
доломитов и доломитизированных известняков. Типоморфными минералами
магнезиальных скарнов являются диопсид, форстерит, шпинель, флогопит,
серпентин, магнетит, людвигит, доломит, кальцит. Рудные тела
представлены линзами, пластообразными и сложными залежами. Характерно их
зональное строение. Наибольшее промышленное значение имеют людвигит-
магнетитовые, флогопитовые и хритзотил-асбестовые месторождения.
4.1.2 Известковые скарны
Известковые скарны – это метасоматиты, сложенные в основном
пироксенами диопсид-геденбергитового ряда, гранатами гроссуляр-
андрадитового ряда и волластонитом.
Исходные породы. Известковые экзоскарны образуются по известнякам,
мерелям, известковитым туфам и туффитам, магензиальным скарнам.
Экзоскарны возникают по интрузивным породам различного состава, а также
по эффузивам, кристаллическим сланцам и гнейсам, примыкающим к зонам
высокотемпературного прогрева в контактовых ореолах интрузивов. Для
образования мощных скарновых тел особенно благоприятны участки
чередования карбонатных и алюмосиликатных пород.
Условия залегания метасоматитов. Известковые скарны приурочены к
контактам разнообразных по составу интрузивов, но главная их масса
тяготеет к грантиоидам повышенной основности. Форма скарновых залежей
разнообразна, преобладают пластовые, линзовидные, плащеобразные тела
мощностью от десятков сантиметров до первых десятков метров. Кроме того,
скарны встречаются среди интрузивных и карбонатных пород без видимой
связи с интрузивными контактами. В этом случае они образуют трубо-, жило-
или столбообразные тела, а также залежи, мощность которых достигает 15-
30м. По падению жилы и столбы прослежены на глубину до 100-300м.
Минеральный состав. Главные минералы представлены гранатами,
клинопироксенами, волластонитом, реже скаполитом, эпидотом и везувианом.
Последний особенно характерен для метасоматитов, которые развиваются по
ранее образованным магнезиальным скарнам.
К второстепенным и акцессорным минералам относятся магнетит,
апатит и сфен. В приповерхностных условиях среди главных или
второстепенных минералов появляются ларнит, мервинит, сперрит, тиллеит,
геленит.
Для околоскарновых пород типичны полевые шпаты, скаполит и эпидот.
Пироксены известковых скарнов представлены изоморфным рядом диопсид-
геденбергит с небольшой примесью чермакита и эгирина. Чистый диопсид
встречается редко, как правило, в безрудных скарнах. Наиболее
распространены салиты с переменным содержанием геденбергитовой молекулы.
На заключительных стадиях скарнообразования появляется иогансенит
CaMnSi2O6.
Волластонит слагает спутанноволокнистые или радиальнолучистые
агрегаты, реже образует отдельные мелкотаблитчатые кристаллы. Эпидот
типичен для эндоскарновых зон, где иногда формируются зоны
мономинеральных эпидозитов.
Следует отметить, что однотипные минералы эндо- и экзоскарнов
заметно отличаются по химическому составу. Гранаты эндоскарнов всегда
содержат больше гроссулярового минала по сравнению с гранатами
экзоскарнов. Железистость пироксенов из экзоскарнов, как правило, выше,
чем у пироксенов из эндоскарнов. Кроме того, в эндоскарнах всегда
присутствуют апатит и титанит.
Химический состав. Формирование известковых эндоскарнов
сопровождается накоплением Ca и уменьшением содержания Si по сравнению с
исходными алюмосиликатными породами. В экзоскарнах, наоборот,
присутствует большее количество Si и меньшее Ca, чем в карбонатных
породах. Содержание Fe (иногда и Mg) возрастает во всех разновидностях
скарнов, а глинозем испытывает незначительное перераспределение.
Внешний облик. В зависимости от минерального состава окраска
скарнов может варьировать от черной (гранатовые скарны) и темно-зеленой
(породы, обогащенные геденбергитом) до пятнистой (пироксен-гранатовые
скарны) и серовато-белой с красноватым оттенком (волластонитовые
скарны). Размеры минеральных зерен колеблются от долей миллиметра до 1-2
см, иногда отдельные кристаллы пироксена и граната достигают 10-15 и
даже 30-50см. Очень характерно неравномернозернистое строение пород.
Среди текстур типичны массивная, пятнистая, полосчатая, друзовая.
Микроструктуры. Преобладающими микроструктурами являются
гранобластовая, гетеробластовая, порфиробластовая и тогранобластовая.
Стадийность и зональность метасоматитов. Для известковых скарнов
характерны разнообразные типы метасоматической зональности, что
обусловлено вариациями температуры и состава растворов, а также глубиной
становления метасоматитов.
В обобщенном виде метасоматическая колонка выглядит следующим
образом:
0. Карбонатная порода
1. Волластонитовый экзоскарн
2. Пипоксеновый экзоскарн
3. Гранатовый экзо- или эндоскарн
4. Пироксен-гранатовый эндоскарн
5. Пироксен-плагиоклазовая околоскарновая порода
0. Алюмосиликатная порода
При понижении температуры из колонки выпадает зона
волластонитового, а иногда и гроссулярового скарна; в эндоскарнах
появляется эпидот. В ходе дальнейшего охлаждения формируются ассоциации
кварц-плагиоклазовых метасоматитов: Mn-содержащие пироксены, андрадит,
амфибол, плагиоклаз, кварц и низкотемпературная пропилитовая ассоциация:
эпидот, тремолит, хлорит, кальцит.
При понижении температуры и повышении кислотности растворов на
скарны накладывается грейзеновая ассоциация: флюорит, слюды, хрупкие
слюды, топаз.
Скарны широко распространены в земной коре и формировались от архея
до кайнозоя.
Магнезиальные и известковые скарны служат благоприятной средой для
рудоотложения. В них сосредоточена значительная доля мировых запасов Fe,
W, флогопита, вермикулита, лазурита. К скарнам приурочены месторождения
Cu, Co, Au, U, B и других полезных ископаемых. Рудная минерализация
носит как сопряженный, так и наложенный характер. С магнезиальными
скарнами сопряжены магнетитовые руды, а также скопления людвигита,
флогопита, лазурита. Месторождения других металлов обычно наложены на
скарны и связаны с воздействием более низкотемпературных гидротермальных
растворов.
Известковые скарны вмещают промышленные месторождения всех
металлов, кроме хрома, сурьмы и ртути, а также многих неметаллических
полезных ископаемых.
Ведущую роль играют следующие типы месторождений:
1) магнетитовые и кобальт-магнетитовые – связаны с умеренными
гранитоидами небольших глубин и сиенитами. Форма тел пластовая,
штокообразная и неправильная ветвистая. Залежи могут
прослеживаться на несколько километров при мощности в несколько
метров. Главными рудными минералами являются магнетит, гематит,
пирит, кобальтин, пирротин, нерудными – пироксен и гранат.
Подобные месторождения находятся на Урале (Гороблагодатское), в
Казахстане (Соколовское), Закавказье (Дашкесан), а также крупные
месторождения имеются в Болгарии, Италии, КНР, Японии и США.
2) месторождения молибденит-шеелитового типа приурочены к зонам
брекчирования и структурам контактов гранитов, плагиогранитов,
мраморами и сланцами. Форма рудных тел сложная, обычно
штокверковая, реже жилообразная. Главные минералы – молибденит,
шеелит, сульфиды железа и меди, пироксены и гранаты. К этому
типу принадлежат месторождения на Северном Кавказе, в Средней
Азии, в США и КНР.
3) халькопиритовые месторождения локализуются в приконтактовой зоне
гранотоидов и эффузивов среди известняков. Руды слагают гнездо-,
трубо- и жилообразные тела. Текстуры их вкрапленные и массивные.
Главные минералы – халькопирит, пирит, пирротин, сфалерит.
Месторождения этого типа находятся на Урале, в Казахстане, США.
4) Галенит-сфалеритовые скарновые месторождения приурочены к
контактам гранодиорит-порфиров, гранит-порфиров и кварцевых
порфиров с известняками. Рудные тела имеют сложную форму и
крупные размеры. Руды сложены галенитом, сфалеритом, пиритом,
халькопиритом, пирротином, гранатами и пироксеном. Крупные
месторождения расположены в Приморье, Средней Азии, США,
Мексике, Турции, Афганистане.
5. Метасоматиты, равновесные с щелочными растворами
5.1 Фация полевошпатовых метасоматитов
К фации полевошпатовых метасоматитов относятся
высокосреднетемпературные, гидротермально-измененные породы, равновесные
с умеренно щелочными (pH=7.0-8.5) калий-натриевыми галоидными
растворами. Среди пород данной фации преобладают микроклититы и
альбититы, развитые по алюмосиликатному субстрату. Значительно реже
образуются эгирин-магнетитовые метасоматиты по железистым кварцитам и
эгирин-флюоритовые метасоматиты по карбонатным породам.
Главными особенностями минерального состава полевошпатовых
метасоматитов являются:
1) резкое преобладание минералов, содержащих Na и K (микроклин,
альбит, щелочные пироксены и амфиболы, слюды, приолит);
2) постоянное присутствие минералов с летучими компонентами (слюды,
флюорит, криолит, апатит, гагаринит);
3) большое разнообразие (около 70 видов и разновидностей) минералов
редких металлов;
4) частое сохранение реликтового (перекристаллизованного) кварца.
К полевошпатовым метасоматитам приурочено бериллиевое, урановое,
тантало-ниобиевое, редкоземельное и реже – оловянное оруденение.
5.1.1 Альбититы
Альбититы – метасоматиты, состоящие из альбита (не менее 70( объема
пород) и щелочных цветных минералов.
Исходные породы. Альбититы образуются при метасоматическом
преобразовании полевошпатовых и кварц-полевошпатовых пород: сиенитов,
гранитов, гнейсов, вулканитов среднего и кислого составов, песчаников.
Условия залегания метасоматитов. Альбититы встречаются главным
образом в трех геологических обстановках: 1) в зонах глубинных разломов,
пересекающих фундамент древних кратонов; 2) вблизи контактов щелочных
интрузивов; 3) в апикальных частях интрузивных массивов, сложенных
щелочными гранитами. Форма залегания метасоматитов – крутопадающие
линзы, пластовые и жилоподобные тела, реже штокверковые и неправильной
формы залежи. В щелочных гранитоидах альбититы локализуются в апикальных
участках куполов или их гребневидных выступах, апофизах и дайках.
Протяженность зон интенсивной альбитизации измеряется десятками-сотнями
метров, иногда первыми километрами. Мощность варьирует от нескольких
метров до десятков, реже – сотен метров.
Минеральный состав. Главные новообразованные минералы: альбит
(An1-5), щелочные пироксены и амфиболы, реже биотит, магнетит и гематит.
Второстепенные и акцессорные минералы: циртолит и малакон, колумбит,
торит, браннерит, уранинит, касситерит и флюорит.
Альбит представлен двумя генерациями. К первой из них относят
относительно крупные кристаллы, замещающие плагиоклаз, полевой шпат и
кварц исходных пород. По плагиоклазу развиваются относительно
идиоморфные таблитчатые кристаллы альбита с полисинтетическими
двойниками; K-Na полевой шпат замещается широкотаблитчатыми кристаллами
и неправильными зернами шахматного альбита, кварц – сахаровидным
зернистым агрегатом альбита со слабо проявленным двойниковым строением.
Альбит второй генерации, слагающий мелкие пластинчатые кристаллы и
лейсты, характерен для зон максимального метасоматического замещения
исходных пород. Кристаллы альбита (( располагаются либо беспорядочно,
либо образуют сноповидные и веерообразные агрегаты.
Новообразованные пироксены альбитизированных пород относятся к
рядам эгирин-авгит и эгирин-диопсид. Во внутренних зонах
метасоматических колонок содержание эгиринового компонента в пироксенах
превышает 80 мол.(. В пироксенах с небольшой долей эгирина обычно
проявлена зональность, а предельно натриевые эгирины отличаются
отсутствием зональности. Они образуют длиннопризматические кристаллы со
слабо развитыми концевыми гранями, окрашенные в желтоватые или
зеленоватые тона. Характерны агрегаты с волокнистым строение.
Амфиболы, возникшие на начальной стадии метасоматического
изменения, состав, промежуточный между гастингситом и арфведсонитом. При
более интенсивном метасоматизме появляются рибекит, родусит, кроссит, в
богатых алюминием породах – глаукофан. Все эти минералы, которые можно
различить только по оптическим свойствам, слагают тонкоигольчатые
кристаллы. Широко развиты спутанноволокнистые агрегаты, пучки, скопления
кристаллов, облекающие зерна альбита. Описаны метасоматиты с
крокидолитом – голубым асбестом, который является своеобразной
морфологической разновидностью Na-амфиболов. Эти породы имеют брекчиевую
текстуру: обломки, замещенные альбитом и эгирином, цементируются
крогидолитом, который отвечает по составу рибекиту или родуситу.
Химический состав. По сравнению с исходными породами альбититы
обогащены Na, Al, F, Fe3+, обеднены Ca, Mg, Fe2+, в меньшей степени K.
Вне зависимости от исходного субстрата альбитизация сопровождается
привносом Si за исключением единственного случая, когда протолитом
являются ультракислые аляскиты и лейкограниты; характерно накопление Nb,
Ta, Zr, U, Th и редкоземельных элементов.
Внешний облик. Альбититы, образованные по гнейсам, отличаются
полосчатой или гнейсовидной текстурой, мелкозернистой структурой и
высоким содержанием цветных металлов. Породы имеют серую или бурую
окраску, которая при наличии большого количества рибекита приобретает
синеватый оттенок. По сиенитам и гранитам развиваются средне- и
крупнозернистые альбититы более светлого серого и розоватого цветов.
Мелкозернистые альбититы имеют сахаровидный облик.
Микроструктура гранобластовая, нематогранобластовая,
лепидогранобластовая.
Стадийность и зональность метасоматитов. Щелочной метасоматизм
начинается с образования пертитов замещения в K-Na полевом шпате,
которые, разрастаясь, превращаются в конечном итоге в полные
псевдоморфозы альбита. Также псевдоморфно замещается альбитом
плагиоклаз. При этом внутри зерен альбита сохраняется много замутненных
участков и чешуек серицита, приуроченных к реликтам первичного
плагиоклаза. Кварц подвергается грануляции и перекристаллизации. По
цветным минералам развиваются щелочные амфиболы и щелочные пироксены.
Во многих случаях устанавливаются два этапа минералообразования,
разделенные катаклазом и брекчированием пород. На втором этапе альбит,
развитый по плагиоклазу, очищается от включений, появляется лейстовый
альбит ((, кварц частично или полностью замещается сахаровидным
альбитом, в центре брекчии образуется крокидолит.
Зональность метасоматитов выражена в том, что альбититы, залегающие
