Учебное пособие Москва 2012 Содержание 2 Предисловие 4 метасоматические процессы, их значение 6

Формация магнезиальных скарнов

Это подразделение, как указывает В.А. Жариков [8], по данным которого в основном проводится описание скарнов, является весьма существенным не только по их различному составу, но и по генетическим особенностям и рудоносности.

Магнезиальными скарнами называются высокотемпературные контактово-метасоматические породы, сложенные магнезиальными минералами и образующиеся в зоне контакта интрузий с магнезиальными карбонатными породами. Типоморфными минералами таких скарнов являются моноклинные пироксены (клинопироксены) – фассаитовая разновидность авгита (Ca(Mg, Fe, Al)(Si, Al)₂O₆) и диопсид (CaMgSi₂O₆), ромбические пироксены – энстатит (Mg₂Si₂O₆) и островной силикат – безжелезистая разновидность оливина - форстерит (Mg₂SiO₄), минералы группы гумита (Mg(OH, F)₂·Mg₂SiO₄), сложный оксид – шпинель (MgAl₂O₄) и весьма характерный флогопит.

Специфическими полезными ископаемыми магнезиальных скарнов, имеющими промышленное значение, являются флогопит, лазурит, магнезиально-железистые бораты людвигит (FeMg)­₂Fe(BO₃)O₂ и котоит. Эта минерализация, а также иногда сульфиды образуются на поздних стадиях скарнообразования и имеют наложенный характер.

Некоторая часть железорудных скарнов относится к магнезиальным.

Магнезиальные скарны четко отличаются от известковых скарнов, которые в основном сложены кальциевыми минералами: моноклинными пироксенами – салитом (промежуточный минерал ряда диопсид-геденбергит), геденбергитом (CaFeSi₂O₆), островными силикатами группы граната – грандитом (промежуточный минерал ряда андрадита (Ca₃Fe(SiO₄)₃) – гроссуляра (Ca₃Al₂(SiO₄)₃), везувианом, эпидотом, волластонитом (Ca₃Si₃O₉)/

В отличие от характерных для магнезиальных скарнов железо-магниевых боратов (людвигита) в известковых скарнах минералы бора представлены кальциевыми боросиликатами – датолитом (CaB(OH)SiO₄) и данбуритом (CaB₂Si₂O₈).

Магнезиальные скарны присутствуют в складчатых областях с широким развитием доломитовых пород и гранитоидного магматизма в некоторых высокометаморфизованных исходно обогащенных магнием породах древних щитов, а также в районах проявления тектоно-магматической активизации.

Магнезиальные скарны образуются в контактах магнезиальных карбонатных пород с алюмосиликатными интрузивными породами, формируя залежи, залегающие непосредственно вдоль контактов, а также жилообразные тела, уходящие во вмещающие породы вдоль секущих тектонических зон на расстояния десятки до сотен метров от контактов. Мощность таких залежей изменяется от долей до первых сотен метров, а секущих тел – до десятков метров.

Как говорилось выше, магнезиальные скарны могут быть образованы на ранней магматической прогрессивной стадии в контакте с еще не закристаллизованными внедряющимися магмами. На этой стадии образуются только экзоскарны, формируемые по вмещающим карбонатным породам. Особенность таких скарнов заключается в том, что они могут пересекаться апофизами и дайками поздних магматических пород, не подверженных такому скарнированию. Магнезиальные скарны образуются в высокотемпературных ореолах магматических алюмосиликатных пород, залегающих на контактах с магнезиальными карбонатными породами в результате наличия между этими породами состояния резкого химического неравновесия.

Метасоматические зоны, возникающие на контакте таких пород в результате их химического взаимодействия, имеют следующие типичные составы.

0. 
   Доломитовый мрамор
   
1. 
   Шпинель-форстерит-кальцит (кальцифир)
   
2. 
   Шпинель-форстерит
   
3. 
   Шпинель-клинопироксен (фассаит)
   
4. 
   Клинопироксен-битовнит (плагиоклаз)
   
5. 
   Гранит
   

При наступлении клинопироксен-битовнитовой зоны на шпинель-клинопироксеновую происходит замещение шпинели битовнитом (основным плагиоклазом) с привносом кремнезема, также образуются каемки плагиоклаза вокруг зерен шпинели.

Шпинель-клинопироксеновая зона при этом наступает на шпинель-форстеритовую, что выражается в основном замещением форстерита клинопироксеном и т.д. Эти замещения происходят на контактах этих зон.

При образовании магнезиальных скарнов магматической стадии первая – клинопироксен-битовнитовая зона экзоскарна залегает непосредственно за гранитом (бывшим гранитным расплавом).

Формирование значительных скарновых зон, указывает В.А. Жариков, не возможно без участия трансмагматических флюидов, то есть потока флюидов, проходящих через магматический расплав и осуществляющих необходимый перенос вещества при образовании скарнов.

При формировании эндоскарновых зон послемагматической стадии по алюмосиликатной интрузивной породе направленность развития зон изменяется. Так шпинель-клинопироксеновая зона может наступать на клинопироксен-битовнитовую, при этом битовнит замещается шпинелью.

Разнообразие последовательности зон и их минерального состава зависит от химического состава контактирующих, особенно карбонатных пород, а также от внешних условий – температуры и глубины образования (давления). В условиях меньших глубин, а, следовательно, малой активности углекислоты (поскольку углекислота и глубинность связаны прямой зависимостью) и повышенных температур в начальных околодоломитовых зонах появляется оксид магния – периклаз (MgO).

Иногда присутствующий в магнезиальных скарнах, но являющийся характерным для известковых скарнов, гранат-гроссуляр находится в богатых глиноземом окологранитных зонах.

На послемагматических регрессивных стадиях метасоматоз, то есть обмен компонентами между растворами и твердыми фазами, и изменение состава зон продолжается. Появляются весьма характерные для магнезиальных скарнов флогопит, роговые обманки, минералы группы гумита. Клинопироксен фассаит, богатый глиноземом, замещается диопсидом – безалюминиевым клинопироксеном, а высвобождающийся алюминий переходит в амфибол и флогопит. При этом в экзоскарны привносятся SiO₂ и Fe и частично выносятся Mg и Са, а в эндоскарны наоборот привносятся Mg и Са и выносится SiO₂. При дальнейшем снижении температуры образуются тремолит, актинолит, серпентин, тальк, брусит.

Поэтому зональность магнезиальных скарнов обычно сильно затушована в связи с наложением на них более поздних послемагматических процессов.

Состав магм, с которыми связано образование магнезиальных скарнов, может быть весьма разным от гранитов до габбро, а также сиенитов.

В зависимости от состава форстеритовые и пироксеновые магнезиальные скарны окрашены в темно-зеленые, зелено-серые, а кальцифиры – почти белые цвета. Структуры их от мелкозернистой до крупнозернистой, текстуры массивные, пятнистые, иногда полосчатые.

Наиболее обычными в магнезиальных скарнах являются магнетитовое и боратовое оруденение, хотя иногда встречаются и другие руды (W, Mo, Cu, Zn, Pb, Au, Ag). Важнейшее неметаллическое сырье представлено флогопитом. В.А. Жариков отмечает, что магнетит, первичные бораты и флогопит равновесны с минералами вмещающих их скарновых зон, и, следовательно, образуются при достаточно высокой температуре еще до стадии кислотного гидротермального изменения скарнов. Остальные типы металлических руд, напротив, как и в известковых скарнах, связаны с кислотными гидротермальными стадиями процесса.

Железные магнетитовые богатые руды чаще всего образуются в форстеритовой зоне, иногда почти полностью замещая ее минералы. Есть также магнетит, замещающий ранние скарновые минералы, а также последующие флогопит, паргасит, гумиты, то есть являющийся эпигенетическим.

Богатые руды представлены магнезиальными боратами – котоитом, суанитом, людвигитом и др., а также продуктом их низкотемпературного разложения – ашаритом.

Боратовое оруденение занимает характерную позицию в головной шпинель-форстеритовой зоне или доломитовых кальцифирах. При этом богатое котоитовое оруденение образуется только путем замещения магнезиальных карбонатов, оксидов магния и магнезита.

Флогопитовая минерализация характерна для всех магнезиальных скарнов, но крупнолистовой промышленный флогопит присутствует только в глубинных месторождениях. При этом установлено, что промышленный флогопит образуется при перекристаллизации мелкого флогопита, также как и сопровождающих его других минералов, представленных крупными кристаллами. Этот процесс происходил при достаточно больших и выдержанных температурах в участках растяжения, что возможно только на значительных глубинах.