Лекция 8 Карбонатитовые месторождения

Карбонатитами называются эндогенные скопления карбонатов, пространственно и генетически связанных с формациями ультраосновных и основных щелочных пород и нифелиновых сиенитов. В настоящее время в мире известно более 400 массивов интрузивных пород, с которыми ассоциируют карбонатитовые месторождения. Среди них крупнейшими являются Араша (Бразилия), Томор, Гулинское (Сибирь), Ковдор (Кольский полуостров), Сокли (Финляндия), Палабора (Южная Африка). Формирование массивов 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, канкринитом, хлоритом), фосфатные (с апатитом), оксидные (с магнетитом, гематитом) и сульфидоносные (с пирротином, халькопиритом, пиритом и другими сульфидами), для них характерно среднее содержание СО₂ 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: гипербазитовую (дуниты, перидотиты), щелочную гипербазитовую (щелочные пироксениты, биотитовые перидотиты); ийолит-мельтейгитовую и нифелиновых сиенитов. Позднемагматический, или собственно карбонатитовый, этап также разделяетсяна четыре стадии: кальцитовую, магнезиокальцитовую, доломит-кальцитовую и доломит-анкеритовую. Установлена четкая последовательность минералообразования ─ кальцит-доломит-анкерит. Ассоциации карбонатитов с ультраосновными и щелочными интрузивными породами послужила основанием А. А. Фролову и другим авторам выделить ультраосновные щелочные карбонатитовые комплексы (УЩКК).

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

Латеральная зональность строения карбонатитовых массивов представлена двумя типами ─ центростремительным, когда в центре массива располагаются наиболее молодые фации пород, и центробежным, характеризующимся обратными соотношениями. С описываемыми интрузивными комплексами связаны ореолы экзо и энодоконтактного метосоматоза. 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.

По данным А. С. Бородина, выделяются 4 петрологические группы карбонатитовых систем: 1) магматическая (мантийная щелочная ультраолсновная и базальтовая). С ней связаны силикатные породы ─ дифференциаты мантийных магм: дуниты, пироксениты, ийолиты, мельтейгиты и др.; 2) флюидно-магматическая (комплексная мантийно-коровая); 3) флюидно-карбонатитовая (мантийно-коровая, нефелиново-сиенитово-карбонатитовая).

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

С глубины 2 км развиты редкометальные, урановые и медные месторождения: гатчеттолитовые и пирохлоровые руды в карбонатитоидах и карбонатитах (Араша, Бразилия; Сокли, Финляндия); кальциртитовые и бадделеитовые в карбонатнтах; халькопиритовые (Палабора, Южная Африка). Абиссальная (плутоническая) фация (6,0- 12,0 км). Широко развиты пироксениты и карбонатиты, с которыми ассоциирует редко метальное оруденение, представленное гатчетотолитовыми, пирохлоровыми, колумбитовыми и монацитовыми рудами.

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. В заключительную 4-ю стадию образовывались месторождения колумбит-бастнезитовой фации преимуществено в карбонатитах. Во времени состав рудных фаций по мере перехода от ранниих высокотемпературных к поздним низкотемпературным менялся; происходило уменьшение объёма карбонатоидов и возрастание карбонатитов. При этом по мере перехода от первой к четвёртой фации флюид обогащался магнием и железом, а в посткарбонатитовый этап ─ вновь кальцием.

Генетическая модель. В объяснении происхождения карбонатитовых месторождений в настоящее время существует 2 гипотезы ─ магматическая и гидротермальная. Формирование данных образований связано с эволюцией щелочного ультраосновного магматизма, протекало в закрытых системах и начиналось с магматических процессов, а завершалось гидротермальными метосамотическими преобразованиями.

В настоящее время раработана общая генетическая модель карбонатитового рудообразования, согласно которой перенос углерода из мантийных источнико осуществляется восстановительными флюидами, состоящими из метана, СО, Н₂, и др. газов. Образование карбонатов происходило в обстановке падения флюидного давления.

Температурный режим, реконструированный по анализу минеральных равновесий ии 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 от ранних к поздним формировались при температурах: 1 ─ 650 ^оС; 2 ─ 470 ^оС; 3 ─ 370 ^оС и 4 ─ 260 ^оС
   

В расплавных включениях в минералах мелилитовых пород обнаружены явления ликвации ─ разделения силикатных и карбонатных компонентов. При формировании карбонатоидов протекали процессы инфильтрационного метосоматоза. Во внеутренних зонах метосоматичееских колонок в обстановках формирования фаций 1, 2, 3 ─ подвижным компонентом был кальций, а для 4 ─ магний и железо.

Обособление карбонатитовых магматических жидкостей происходило не в мантийных, а в коровых абиссальных, гипабиссальных и субвулканических очагах. Здесь концентрировался кальций, поступавший из дифференциатов мантийных магм, так и из продуктов метосоматоза ─ карбонатизации и ощелачивания, протекавших при участии смешанных мантийно-коровых источников углекислоты. Установлены все стадии карбонатизации исходных щелочных перидотитовых магм вплоть до образования переходных к карбонатитам слюдисто-карбонатных пород.

С карбонатнтами связаны крупные ресурсы тантала, ниобия н 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 млн т Nb₂O₅ со средними концентрациями этого окисла 0,1 - 1,0% которое повышается в коре выветривания до 4,5%. Запасы тантала составляют обычно несколько тыс. т при содержании Та₂0₅ — 0,01-0,3%. Особенно велика роль бастнезит-паризит-монацитовых карбонатитов, аккумулирующих львиную долю мировых запасов редкоземельных элементов. Крупнейшим месторождением этих элементов является Маунтин Пасс (США), где концентрация TR₂O₅ составляет от десятых до единиц процента, достигай в коре выветривания 20%. Важную роль играют апатит-магнетитовые с форстеритом и флогопитом месторождения, известные на всех древних платформах. В России этоттип представлен Ковдорским месторождением, где имеется несколько сотен млн т железной руды при содержании железа 20-70%, значительные запасы апатита с концентрацией Р₂О₅ — 10 —15%, а в коре выветривания до 25%, и промышленные запасы флогопит. Крупнейшим месторождением редких металлов с исключительно богатыми рудами является карбонатитовый массив Томтор, недавно разведанный в Якутии

1. 
   малая распространенность в земной коре, из порядка 400 карбонатитовых массивов в мире около 40 включают месторождения.
   
2. 
   расположение в фундаменте древних платформ и всрединных массивах и приуроченность к осевым
   
3. 
   карбонатнты вместе с интрузивными ультраосновными и щелочными массивами слагают сложные комплексы (УЩКК);УЩКК образуют структуры центрального типа, в которых карбонатиты залегают концентрически, диконцентрнчески, центробежно или центростремительно;
   
4. 
   для карбонатитов характерны повышенные содер жания летучих соединений (фтора, хлора, СО₂, ОН) и сидеро- и литофильных элементов (Fe, Cu, Nb, Та, TR, Zr, Sr,Th, Mo);
   
5. 
   вертикальная зональность рудоносности карбонатитов представляет собой снизу вверх: Fe>P>Nb => Nb>P>Fe => Sr+Ba+Zr => TR + U+Th + Cu + Mo.
   
6. 
   имеют место фации карбонатитов: лавовая, некковая, интрузивные и дайковая-жильная;
   
7. 
   изотопный состав углерода карбонатов и серы сульфидов указывает на мантийное происхождение карбонатитов.
   

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.

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, 8) 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.
   

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; Х_СО2 = 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 месторояД^ая 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.

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);

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).