ГЛАВА 10. ПЕГМАТИТОВЫЕ МЕСТОРОЖДЕНИЯ

Пегматиты и связанные с ними месторождения относятся к продуктам поздних стадий раскристаллизации силикатных расплавов, насыщенных флюидными компонентами. Для них характерно крупнокристаллическое строение, присутствие скоплений совершенных по форме и крупных по размерам кристаллов породообразующих, а также акцессорных минералов.

Известны два генетических типа пегматитов – магматогенные и метаморфогенные.

Магматогенные пегматиты. Представляют собой позднемагматические образования имеющие тождественный родоначальной интрузии состав. Они обычно генетически и пространственно связаны с интрузиями следующих групп изверженных пород: 1) гранитами и гранодиоритами; 2) сиенитами и нефелиновыми сиенитами; 3) габбро и норитами; 4) ультраосновными-щелочными комплексами.

Наиболее широко распространены в земной коре гранитные пегматиты, имеющие и наибольшую промышленную ценность. Значительно уступают им по распространению и значению пегматиты щелочных пород – сиенитов и нефелиновых сиенитов. Пегматиты основных и ультраосновных пород практического значения почти не имеют.

Пегматитовые тела залегают среди материнских интрузий и во вмещающих породах. В первом случае они располагаются ближе к периферии интрузивных тел (гранитов, гранодиоритов); во втором – находятся среди пород кровли (осадочных или метаморфи­ческих), чаще вблизи контакта с интрузией или на небольшом удалении от нее.

Соотношения пегматитовых тел с боковыми породами различны и зависят, по А. Е. Ферсману, от условий остывания и геологической обстановки. В зависимости от условий остывания контакты могут быть как постепенными (медленное остывание пегматитового тела во вмещающей породе), так и довольно резкими (быстрое остывание).

Если пегматитовое тело залегает среди гранитного массива материнской магмы, то переходы гранита в пегматит постепенные, и границу пегматитового тела трудно установить. Если же пегматитовое тело залегает среди пород кровли интрузива, то контакты пегматитовых жил резкие и минеральный состав их зависит от состава боковых пород: в кислых гранитоидных породах в зальбандах образуется аплит, в основных и ультраосновных – биотитовая оторочка.

Гранитные пегматиты. Они связаны с интрузиями гранитоидов и сложены, главным образом ортоклазом, микроклином, кварцем, альбитом, олигоклазом и биотитом. В их составе также присутствуют: мусковит, турмалин, гранаты, берилл, топаз, лепидолит, сподумен, флюорит, апатит, минералы редких, радиоактивных элементов и редких земель. Гранитным пегматитам А. Е. Ферсман (1932 г.) посвятил свой капитальный труд «Пегматиты», широко известный в бывшем СССР и за его пределами.

А. Е. Ферсман (1940 г.) подразделил гранитные пегматиты на два класса:

1. 
   пегматиты чистой линии;
   
2. 
   пегматиты линии скрещения.
   

Для пегматитов характерно образование крупных кристаллов (нередко гигантских размеров), особенно в центральной части пегматитовых тел. Например, масса кристаллов микроклина в пегматитовых жилах Норвегии достигает 100 т, а на Урале описана каменоломня, расположенная в одном кристалле амазонита. Размеры пластин мусковита достигают 3–5 м², а биотита – 7 м². Кристаллы берилла имеют иногда массу до 18 т и достигают в длину 5,5 м (штат Мэн в США).

Генезис пегматитов является очень сложным и в настоящее время дискуссионным вопросом. Даже место пегматитов в генетической классификации нельзя считать твердо установленным: одни исследователи выделяют их в самостоятельную категорию пегматитовых месторождений, другие – относят к магматическим, а третьи – к постмагматическим образованиям. Многочисленные гипотезы образования пегматитов можно свести к трем группам:

а) выделение пегматитов из остаточного расплава магмы;

б) образование их метасоматическим путем;

в) образование путем перекристаллизации пород и их последующего метасоматоза.

Гипотеза остаточных расплавов. Эта гипотеза, предложенная В. Бреггером в 1890 г., наиболее детально была разработана А. Е. Ферсманом (1932 г.) По представлениям А. Е. Ферсмана, пегматит является определенным геологическим и геохимическим телом, образование которого связано с остаточным расплавом магмы, характеризующимся высоким содержанием летучих компонентов. Пегматиты образуются на больших глубинах (несколько километров) при очень высоком внешнем давлении (сотни или тысячи кгс/см²) и температуре от 700 до 400 °С.

Роль летучих компонентов в пегматитах сводится к следующему. Они понижают температуру кристаллизации расплава и обусловливают меньшую вязкость магмы, что способствует ее дифференциации и образова­нию более крупных и совершенных по форме кристаллов. Например, при содержании 1 % Н₂0 температура плавления расплава понижается на 30–50 °С, а при содержании 10–12 % Н₂0 – на 300–400 °С. Кроме того, летучие компоненты вызывают известное внутреннее напряжение магматического расплава, что способствует большой подвижности его среди окружающих пород. Когда расплав, отделившись от магматического очага, внедряется в открытую полость или тектонически нарушенную зону, начинается его кристаллизация. Так как расплав в этом случае не имеет связи с магматическим очагом, то система в физико-химическом отношении будет замкнутой, или закрытой.

Кристаллизацию расплава А. Е. Ферсман рассматривает в соответствии с эволюционной теоретической схемой Фогта-Ниггли, которая допускает неограниченную растворимость в магме летучих соединений.

В физико-химической диаграмме кристаллизации гранитных пегматитов, принятой А. Е. Ферсманом, выделяются пять условных этапов: магматический (900–800 ºС), эпимагматический (800–700 ºС), пневматолитовый (700–400 ºС), гидротермальный (400–500 ºС) и гипергенный (50 º). Этапы в свою очередь разделяются на одиннадцать фаз и стадий. Недостатки гипотезы: недоучет ограниченной растворимости в расплаве воды; проблема пространства (необходимы большие открытые пространства); не объяснена смена калиевых полевых шпатов натровыми за счет метасоматоза.

Недостатком этой гипотезы является противоречие физико-химическим законам кристаллизации расплавов, установленным на основе экспериментальных данных.

Близкие взгляды на образование пегматитов высказал Д. С. Коржинский (1937 г.), изучавший пегматиты Мамского слюдоносного района. По его представлениям, путем прямой кристаллизации из пегматитового расплава образовались гранитоподобные породы, письменные граниты и крупнокристаллический биотит в граните. Пегматоидные образования и гнезда сливного кварца возникли в результате перекристаллизации письменных гранитов, мусковит — вследствие гидролиза полевых шпатов. Апатит, турмалин и берилл сформировались в пегматитах путем метасоматического замещения полевых шпатов. Д. С. Коржинскии первым из исследователей указал на возможность перекристаллизации гранитоподобных пород и образование крупных блоков кварца и других минералов. Метасоматические процессы, определяющие заключительную стадию пегматитообразования, по данным Д. С. Коржинского, протекали по принципу открытой системы.

Гипотеза перекристаллизации магматических пород и их последующего метасоматоза А. Н. Заварицкий (1947 г.) рассматривал пегматиты как промежуточные образования между изверженными горными породами и рудными жилами и относил их к постмагматическим месторождениям.

Метаморфогенная гипотеза. Разработана В. Н. Мораховским. Она касается многочисленных пегматитовых провинций и полей, развитых в кристаллическом фундаменте древних платформ и для которых отсутствует пространственно-генетическая связь с интрузивными комплексами. Образование этих пегматитов тесно ассоциирует с возникновением и развитием очаговых структур и протекает на фоне падения температур и давлений. Этот процесс разделяется на шесть стадий.
10.3. Основные типы пегматитовых месторождений

В. И. Старостин и П. А. Игнатов (2004 г.), используя промышленно-генетический принцип выделили четыре класса месторождений: 1) керамический, 2) мусковитовый, 3) редкометальный и 4) цветных камней.

Карбонатитами называются эндогенные скопления карбонатов, пространственно и генетически связанных с формациями ультраосновных и основных щелочных пород и нефелиновых сиенитов. Термин «карбонатиты» впервые был предложен норвежским геологом В Брёггером, изучавшим в 1921 г. месторождение Фён в Норвегии. Карбонатиты образуют самостоятельную группу месторождений, которая приобрела промышленное значение намного позже других групп. Это связано с тем, что они сравнительно редко встречаются. В настоящее время в мире известно боле 400 массивов интрузивных пород, с которыми ассоциируются карбонатитовые месторождения. Среди них крупнейшими являются Араша (Бразилия), Томор, Гулинское (Сибирь), Ковдор (Кольский полуостров), Сокли (Финляндия), Палабора (Южная Африка) и др. В последние годы появилась информация о наличии ассоциаций щелочных лампроитов и карбонатитов в Беларуси в пределах Жлобинского поля трубок взрыва (Н. В. Веретенников, А. Г. Лапцевич, Н. В. Владыкин, Н. Д. Михайлов, 2007).

Структурные условия нахождения месторождений карбонатитов весьма своеобразны. Они связаны исключительно: 1) с платформенным этапом геологического развития крупных участков земной коры; 2) ассоциированы только с комплексами ультраосновных – щелочных пород платформенных интрузивов центрального типа.

По данным Ю. М. Шеймана и А. И. Гинзбурга (1968) выделяются следующие структурные обстановки локализации карбонатитовых месторождений: 1) краевые части платформ, в которых развиты ультраосновные щелочные карбонатитовые комплексы (УЩКК); 2) зоны сочленения платформ со складчатыми областями. УЩКК приурочены к разломам и располагаются как в активизированной части платформы, так и в зонах консолидированной складчатости; 3) зоны сквозьструктурных разломов, рассекающих как платформы, так иногда и прилегающие складчатые области; 4) срединные массивы, в разломах которых формируются УЩКК. Таким образом, вне связи с глубинными разломами древних платформ и консолидированных участков складчатых областей карбонатиты не встречаются.
11.3. Строение и пространственно-генетические ассоциации карбонатитов

Наиболее распространенными формами карбонатитовых тел являются системы конических даек и жил, падающих как к центру массива, так и от него; радиальные дайки; линейные жильные зоны и крутопадающие линзовидные штокверки.

В длительном процессе образования ультраосновных – щелочных пород магматических комплексов обычно последующие сери пород смещаются к центру концентрически зональной структуры, в связи с чем карбонатиты выполняют ее ядро (центростремительный тип) (рис. 11.1). Однако известны и более редкие случаи и обратного развития – от центральной части к периферии структуры, и тогда карбонатиты находятся в краевых зонах концентрически-зонального комплекса (центробежный тип).

С описываемыми интрузивными комплексами связаны ореолы экзо- и энодоконтактного метасоматоза. В экзоконтактах развивается фенитизация, представленная вторичными выделениями ортоклаза, альбита и эгирина, а в эндоконтактах – образование разнообразных минеральных ассоциаций: нефелин-пироксеновых, пироксен-флогопитовых и пироксен-амфиболовых.

Выделяются два типа карбонатитовых массивов: «открытые» и «закрытые» (А. И. Гинзбург, Е. М. Эпштейн, 1968). К первым относятся массивы, достигшие земной поверхности. В этом случае возникали вулканы, жерлы которых выполнены эффузивами, интрузивными породами и карбонатитами. «Открытые» массивы широко распространены в Африке, особенно в области развития рифтовых зон на востоке этого континента (Е. Е. Милановский, 1976). Площадь их измеряется от одного до десятков квадратных километров. Для них характерна следующая вертикальная зональность: с глубиной уменьшается количество карбонатитов и щелочных пород и увеличивается количество гипербазитов, т. е. ультраосновных пород.

«Закрытые» массивы во время формирования не имели выхода на земную поверхность и представляли интрузивы. В массивах этого типа максимальное развитие карбонатитов наблюдается на более глубоких горизонтах, в отличие от «открытых» массивов.

Впервые обнаруженные скопления карбонатного материала среди ультраосновных щелочных пород были столь необычными, что их рассматривали как ксенолиты, т. е. чужеродные тела осадочных карбонатных пород, вынесенные из глубин интрузиями. При этом одни геологи (Р. Дэли, С. Шенд) полагали, что имеют дело с ксенолитами известняков подстилающих пород, другие (А. Мак Грегор) – с ксенолитами известняков, погрузившихся в магму из покрывающих пород. Однако по мере изучения карбонатитов от этих взглядов отказались, так как реальные факты противоречили этим представлениям.

1. В толщах вмещающих пород в большинстве районов распространения карбонатитов отсутствуют осадочные карбонатные породы.

2. Необычная, цилиндрическая или дайкообразная форма залегания карбонатитов.

3. Признаки метасоматического замещения карбонатитами вмещающих вулканогенных пород.

4. Наличие в карбонатитах специфических минералов (перовскит, пирохлор, гатчеттолит, эгирин и др.), отсутствующих в осадочных карбонатах.

5. Обогащенность карбонатитов редкими элементами, обусловившими в них аномальные содержания, например, Sr в 5 раз, La в 500 раз, Nb в 6000 раз выше, чем в осадочных известняках.

6. Повышенные значения отношения изотопов C¹³:C¹² и Mg²⁶:Mg²⁴ по сравнениюс осадочными карбонатными породами, что свидетельствует об их ювенильном источнике.

Формирование карбонатитов протекало главным образом на древних платформах в интервале времени от позднего докембрия до четвертичного периода включительно. В пределах сложных комплексных полифазных интрузий выделяют карбонатитовый комплекс, представляющий собой пространственно-генетическую совокупность карбонатитов ─ пород, в составе которых выделяются три группы: 1) карбонатсодержащие породы: силикатные (с оливином, мелилитом), алюмосиликатные (с нефелином, калишпатом, альбитом, биотитом, хлоритом), фосфатные (с апатитом), оксидные (с магнетитом, гематитом) и сульфидоносные (с пирротином, халькопиритом, пиритом и другими сульфидами), для них характерно среднее содержание СО₂ около 4 %; 2) карбонат-силикатные, карбонат-апатитовые и карбонат-магнетитовые, в них содержится в среднем 15 % СО₂; 3) карбонатиты – породы со средним содержанием СО₂ 35 %, что соответствует концентрациям карбонатов 50 % и более.

Рудоносные массивы обычно формируются в течение 10–100 млн лет в два этапа: раннемагматический и позднемагматический. Первый этап разделяется на четыре стадии: 1) гипербазитовую (дуниты, перидотиты), 2) щелочную гипербазитовую (щелочные пироксениты, биотитовые перидотиты); 3) ийолит-мельтейгитовую; 4) нефелиновых сиенитов. Позднемагматический, или собственно карбонатитовый, этап также разделяется на четыре стадии: 1)кальцитовую, 2)магнезиокальцитовую, 3)доломит-кальцитовую; 4) доломит-анкеритовую. Установлена четкая последовательность минералообразования – кальцит–доломит–анкерит.

В объяснении происхождения карбонатитовых месторождений в настоящее время конкурируют две гипотезы – магматическая и гидротермальная. Формирование данных образований связано с эволюцией щелочного ультраосновного магматизма: начиналось с магматических процессов, а завершалось метасоматическими гидротермальными преобразованиями.

В настоящее время (В. И. Старостин, П. А. Игнатов, 2004) разработана общая генетическая модель карбонатитового рудообразования, согласно которой перенос углерода из мантийных источников осуществляется восстановительными флюидами, состоящими из CH₄, СО, Н₂, и других газов.

По данным геологических и экспериментальных исследований, минералообразующая среда представляла собой сложную низковязкую высоконцентрированную водную систему (200 – 600 г/л). Это эндогенный рассол, близкий к расплаву, тяжелому флюиду. Его главными копмонентами являются: катионы – калий, натрий, кальций, анионы – хлориды, фосфаты, карбонаты. Кроме того, постоянно присутствуют углеводороды.

Обогащение этого флюида силикатными минералами происходило при его взаимодействии с ранними ультраосновными и щелочными породами. Процесс протекал постадийно и эволюционировал по мере падения температуры. Сначала в карбонатоидах формировались рудные фации: перовскит-флогопитовая, затем гатчеттолит-пирохлор-флогопитовая и пирохлоровая. На заключительной стадии образовывались месторождения колумбит-бастнезитовой фации преимущественно в карбонатитах. Во времени состав рудных фаций по мере перехода от ранних высокотемпературных к поздним низкотемпературным менялся; происходило уменьшение объема карбонатоидов и обогащение их магнием, железом, а в посткарбонатитовый этап – вновь кальцием.

Образование карбонатов происходило в обстановке падения флюидного давления.

Температурный режим, реконструированный по анализу минеральных равновесий или данных по изучению флюидных включений, составлял для:

1) раннемагматического этапа – 1300 – 1060 ^оС, образование ультрабазитов – 1300 ^оС, мелилититовых пород – 1270 ^оС, ийолитов – 1060 ^оС;

2) карбонатитового этапа – 650 – 260 ^оС рудные фации формировались при температурах 650 – 260 ^оС.

С карбонатитовыми массивами связано шесть типоморфных рудных формаций: 1) перовскит-титаномагнетитовая (Гулинское месторождение), 2) апатит-форстерит-магнетитовая (Ковдор), 3) редкометальных пирохлоритовых карбонатитов, 4) редкоземельных карбонатитов, 5) флюоритовых карбонатитов и 6) апатит-нефелиновых руд. В вертикальном разрезе этих массивов выделяют 3 фации глубинности: 1) поверхностная, 2) гипабиссальная и 3) абиссальная. Поверхностная или вулканическая (0,0–0,5 км) представлена древними и современными (Олданио и Наманго в Африке) вулканическими конусами. Изливались щелочно-углекислые и кальциево-углекислые лавы. Эта фация безрудная. Гипабиссальная фация (0,5–6,0 км) выделяется в вулкано-плутонических коплексах. Широким развитием пользуются силикатные карбонатоиды (оливиниты и мелилитовые породы). Собственно карбонатиты слагают не более 10 % объема тел, имеющих сечение 3–4 км (массивы Сокли, Гулинский). Оруденение приурочено к карбонатитоидам и имеет большой вертикальный размах (4–6 км). Здесь установлены следующие типы месторождений: апатит-магнетитовые (Ессейское, Ковдор), редкоземельные (Маунтин-Пасс, США). С глубины 2 км развиты редкометальные, урановые и медные месторождения: гатчеттолитовые и пирохлоровые руды в карбонатоидах и карбонатитах (Араша, Бразилия; Сокли, Финляндия); кальцититовые и бадделеитовые в карбонатитах; халькопиритовые (Палабора, Южная Африка). Абиссальная (плутоническая) фация (6–12 км). Широко развиты пироксениты и карбонатиты, с которыми ассоциирует редкометальное оруденение. С описываемыми интрузивными комплексами связаны ореолы экзо- и эндоконтактового метасоматоза. В экзоконтактах развивается фенитизация, представленная вторичными выделениями ортоклаза, альбита и эгирина а в эндоконтактах – образование разнообразных минеральных ассоциаций: нефелин-пироксеновых, пироксен-флогопитовых и пироксен-амфиболовых.

В карбонатитах сосредоточены крупные ресурсы тантала, ниобия и редких земель, значительные запасы железных руд титана, флюорита, флогопита, апатита, вермикулита, стронция, меди и в меньшей степени свинца и цинка. Месторождения ниобия содержат иногда до нескольких миллионов тонн Nb₂O₅ со средними концентрациями этого оксида 0,1–1,0 %. Запасы тантала составляют обычно несколько тысяч тонн при содержании Та₂0₅ – 0,01–0,3 %. Особенно велика роль бастнезит-паризит-монацитовых карбонатитов, с которыми связана значительная часть мировых запасов редкоземельных элементов. Крупнейшим месторождением этих элементов является Маунтин Пасс (США).

ГЛАВА 12. СКАРНОВЫЕ (КОНТАКТОВО-МЕТАСОМАТИЧЕСКИЕ) МЕСТОРОЖДЕНИЯ
12.1. Общие сведения

При внедрении магмы в земную кору вмещающие породы испытывают преобразования двоякого рода: 1) породы подвергаются перекристаллизации (известняки превращаются в мраморы, песчаники в кварциты, алевролиты – в роговики и др.). Такой процесс называется контактовым метаморфизмом; 2) проявляются процессы метасоматоза, приводящие к глубокому минеральному и химическому преобразованию вмещающих относительно холодных пород.

Различают месторождения эндоскарновые и экзоскарновые. Эндоскарновыми называются месторождения, образовавшиеся вследствие метасоматического замещения пород периферической части интрузива. Экзоскарновые месторождения – это те, которые располагаются в породах, непосредственно примыкающих к интрузиву.

Отмечается большое разнообразие скарновых тел. По степени усложнения морфологии среди них выделяют: 1) пластообразные и пластовые; 2) линзовидные; 3) штоки; 4) трубы; 5) жильные и жилообразные; 6) гнезда; 7) сложные ветвящиеся тела. Наиболее мощные скарновые зоны образуются там, где известняки около интрузивного массива пересечены сетью даек и апофиз.
12.2. Типы скарнов

По составу исходных пород скарны разделяются на три типа: известковый, магнезиальный и силикатный. Известковые скарны наиболее распространены в природе и образуются по известнякам. В число главных скарнообразующих минералов известковых скарнов входят: гранат (ряда гроссуляр–андрадит) и пироксен (ряда диопсид–геденбергит). Существенное развитие нередко имеют везувиан, волластонит, скаполит, амфиболы, эпидот, магнетит, карбонаты (Табл. 12.1).

Для превалирующего большинства скарновых залежей характерно зональное строение. Особенно отчетливая зональность наблюдается по направлению от контакта с интрузовом. Ф. Хесси и Э. Ларсен выделили в сложении известковых скарновых месторождений четыре зоны; 1) измененные граниты; 2) темноокрашенные скарны (тактиты); 3) светлоокрашенные скарны в основном диопсидового состава; 4) мраморы. Ценная информация о строении скарновых месторождений была накоплена в результате изучения их в различных регионах бывшего Советского Союза. С. Д. Коржинским выявлена и изучена их зональность на примере Турьинских рудников Урала. Установлена закономерная сиена зон по направлению от изверженных пород к известнякам: 1) кварцевые диориты, 2) осветленные кварцевые диориты, 3) околоскарновая пироксенплагиоклазовая порода, 4) пироксен-гранатовый скарн, 5) мономинеральный гранатовый скарн, 6) мономинеральный салитовый (пироксеновый) скарн, 7) мраморизированные известняки. При этом отмечается, что состав плагиоклаза околоскарновых пород меняется от олигоклаза до лабрадора и битовнита по мере приближения к контакту, а состав граната меняется от гроссуляра да андрадита по мере удаления от контакта. В этом зональном разрезе метасоматических пород, формирующих скарновое месторождение медных руд, первые три зоны относятся к изверженным породам, а последние четыре к известнякам (Рис. 12.1).

Скарновые месторождения образуются в результате комбинированного воздействия тепла интрузий и горячих минерализованных газово-водных растворов. Почти все исследователи отмечают приуроченность скарнов к гипабиссальным интрузивам и отсутствие их связи с абиссальными изверженными породами. По данным В. Линдгрена, интрузии и скарновые месторождения Нью-Мексико формировались на глубине 650–1000 м и лишь весьма редко до 2500 м. По мнению российских геологов (С. Д. Коржинский, П. П. Пилипенко и др.) глубины скарнообразования оптимальны в интервале 200–500 м.

Судить о возможном температурном режиме образования скарнов позволяют следующие данные: 1) синтез минералов в обстановке высокого потенциала кальция и присутствия легкорастворимых солей, наличие минералов-термометров: андрадит и гроссуляр – 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.).

Физико-химические условия образования железных руд.

Одним из наиболее распространенных рудных минералов скарнов является магнетит. Образование этого минерала может происходить за счет выделяющихся из магмы газообразных хлоридных соединений железа:

FeCl₂ + 2H₂O = Fe(OH)₂ + 2HCl.

2Fe(OH)₂ + FeCl₂ = Fe₃O₄ + 2HCl + H₂.

Таким образом, в результате реакции хлорида железа с водой в газообразном состоянии образуется магнетит и соляная кислота. Реакция в таком виде может быть обратимой. На выделившийся магнетит может действовать образующаяся соляная кислота, вследствие чего магнетит будет растворяться. Для того, чтобы реакция шла только в сторону образования магнетита, необходима нейтрализация выделяющейся соляной кислоты. Она нейтрализуется основными (карбонатными) породами по схеме:

2HCl + CaCO₃ = CaCl₂ + H₂O + CO₂.

Следовательно, известняки вмещающих пород нейтрализуют соляную кислоту и тем самым способствуют образованию магнетита.

А. Г. Бетехтин допускает, что при разложении CaCO₃ могла выделиться чистая CO₂ , обладающая в момент образования сильными окислительными свойствами:

3CaCO₃ + 2FeCl₂ = 3 CO₂ + 2Fe₂O₃ + 3 CaCl₂.

Таким образом, в условиях сильно окислительной обстановки первоначально мог выкристаллизоваться гематит. Но как только в силу диффузии в газовой смеси появилась примесь CO, окислительная способность газовой фазы, а следовательно и раствора, должна была снижаться до такой степени, что гематит оказывался неустойчивым и восстанавливался до магнетита:

3Fe₂O₃ + CO = 2Fe₃O₄ + CO₂.

Нахождение в некоторых скарновых месторождениях первичного гематита позволяет считать эти реакции реальными в процессе образования скарновых железорудных месторождений.

Формирование 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. Начинается встречно-диффузионный отток элементов из областей их повышенных концентраций. Происходят реакции между соединениями растворов и между растворами и породообразующими минералами. При разной подвижности элементов в направлении к контакту разных сред (фронту диффузии) будет происходить понижение их концентрации в растворе с различной скоростью, обусловливая зональность минеральных парагенезисов.

Состав зон отвечает определенной ступени равновесия и 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, 8) кальцит-кварц-серицит-хлоритовая, 9) кальцит-кварц-серицит-доломитовая и 10) цеолитовая.

Из рудных элементов только железо может формировать крупные месторождения согласно рассмотренной выше модели биметасоматоза. Сначала железо выносится, 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.

Концепция биметасоматоза обладает следующими недостатками: 1) баланс кремнезема и СаО для скарнов, формировавшихся соответственно в известняках и в гранитоидах, не может быть обеспечен диффузным переносом вещества. Необходим дополнительный привнос 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 месторождений металлических полезных ископаемых, за исключением железорудных.

С восстановленными месторождениями связана основная масса рудных объектов, которые формировались на контактах интрузивов нижних частей гипабиссальных уровней с известняками. Внедрение интрузий происходило в обстановке растяжения. Примеры месторождений: Майхура (Средняя Азия), Салу (Франция), Мак! Миллан-Пасс (Канада), Сангдонг (Республика Корея).

1. Батолитовый тип представлен минерализованными (прожилки и вкрапленность) известковыми геденбергитовыми экзоскарнами в ореоле крупных плутонов лейкократовых гранитов. Известны мелкие месторождения, например, Минерал-Кинг (Калифорния, 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 родонитовые и гранат-везувиановые жилы.

3. Дайковый тип связан с интрузиями гранодиоритового и риолитового состава. Дайки служили каналами проникновения флюидов. Типичные месторождения этого типа – Алтьн-Топкан (Узбекистан).

4. Удаленные от интрузий месторождения локализуются в разломных, надвиговых структурах. Скарновые тела в виде линз, гнезд и жил сложены гранатом, бустамитом, волластонитом и хлоритом. Рудные тела обогащены свинцом, с глубиной – сменяются цинком.