07.02.2018

Эволюционные стадии и процессы скарновых месторождений


Основной темой настоящего обзора до сих пор являлся вопрос о группировке скарновых месторождений по классам на основе их прототектонических, минералогических и геохимических особенностей. Однако, несмотря на это разделение, все рассматриваемые месторождения имеют главную связующую их черту, которая заключается в том, что их эволюция шла параллельно процессам внедрения и остывания ассоциирующихся с ними плутонов. Ход эволюции был четко установлен такими исследователями, как Линдгрен, Баррелл, Гольдшмидт, Амплеби и Нопф. Их полевые наблюдения показывают, что в основе описанных в предыдущих разделах вариаций в геологическом положении, размере скарновых тел, структуре и минералогии лежат общие процессы, а именно: 1) изохимический контактовый метаморфизм, сопровождающий внедрение магмы; 2) метасоматоз (скарнообразование), сопровождавший кристаллизацию магмы и развитие рудного флюида; 3) ретроградные изменения, сопровождавшие окончательное остывание системы. Эти стадии следовали одна за другой, как показано на рис. 4, обусловливая сложную минералогию, парагенезисы и зональность, характерные для большинства крупных скарновых систем. Степень развития конкретной эволюционной стадии в свою очередь является функцией геологической обстановки скарнообразования. В этом заключается, в частности, связь между прототектонической обстановкой и минералогией и ассоциациями металлов крупных скарновых групп. Обзор главных стадий эволюции и связанных с ними процессов приводится ниже; аналогичные обзоры были даны в последнее время В.А. Жариковым, В. И. Смирновым, Бертом и Розом и Бертом.

Контактовый метаморфизм. Фактическая основа. Когда магма интрудирует в верхние горизонты коры, то вследствие контактового метаморфизма образуются зональные термальные ореолы, состоящие из известково-алюминиевых силикатов в известковых сланцах или мраморах, кальциево-магнезиальных силикатов в глинистых доломитах и волластонита в кремнистых известняках (рис. 4, а). Эти светлоокрашенные бедные железом известковосиликатные мраморы и роговики представляют раннюю метаморфическую стадию. Метаморфические ореолы могут протягиваться на километры в сторону от интрузивных тел при относительно глубинной обстановке; в приповерхностных, субвулканических условиях метаморфизм распространяется менее широко. Метаморфическая стадия в основном бесплодна в отношении рудной минерализации, но, как считают некоторые исследователи, необходима для образования более поздних рудных концентраций, так как в хрупких известковых роговиках легче развиваются трещины во время структурных преобразований, которые происходят во время внедрения магмы; кроме того, потеря летучих при постоянном объеме создает высокую пористость («подготовка почвы»—«ground preparation»).
При большом объеме карбонатных пород, известковых сланцев и песчаников метаморфические известковые силикаты могут слагать значительную часть скарнового месторождения. Прекрасным примером метаморфизма нечистых карбонатных пород может служить месторождение Джонсон-Кэмп (Аризона). Здесь среди известково-силикатных толщ вблизи контактов с плутоном кварцевых монцонитов можно проследить слои доломитовых, песчанистых и глинистых известняков. Структурные особенности, наблюдаемые как в обнажениях, так и под микроскопом, а также данные по валовому химическому составу указывают на то, что в процессе превращения первичных осадочных пород в волластонит-гроссуляр-диопсидовые и форстерит-диопсид-тремолитовые ассоциации фактически не происходило поступления материала. На эти породы впоследствии были наложены гранат-пироксен+шеелитовые скарны и богатые сульфидами замещенные тела.

Составы метаморфических известковых силикатов отражают составы первичных осадочных протопород; в большинстве случаев, как это имеет место в Джонсон-Кэмпе, основными «загрязнителями» являются магний и алюминий, и образующиеся известково-силикатные минералы представлены гранатом гроссулярового ряда и пироксеном диопсидового состава (рис. 1, 2). Там, где имеются осадочные протопороды, обогащенные железом, как, например, в Айрон-Маунтин (Ныо-Мексико), Браунс-Лейк (Монтана) и Кинг-Айленд (Тасмания), возникают богатые железом метаморфические известковые силикаты. Их можно отличить от метасоматических известковых силикатов лишь с большим трудом. В таких случаях могут быть использованы следующие критерии: 1) метаморфические породы обычно содержат большое число фаз при данном числе компонентов, в то время как метасоматические породы характеризуются очень малым числом фаз при определенном числе компонентов; 2) в любом данном типе пород валовой состав всех зон, образовавшихся в результате метаморфизма, идентичен (за исключением содержания H2O и CO2); напротив, изменчивость состава там, где ее не было,— отличительный признак метасоматоза.

Метаморфические реакции. Изучение метаморфических частей скарновых месторождений важно потому, что на ассоциации метаморфических минералов обычно накладывается, изменяя их, более поздний метасоматоз. В связи с этим исследование метаморфических ассоциаций может привести к лучшему пониманию основных P—Т-условий, существовавших при скарнообразовании, а анализ размещения этих ассоциаций может помочь разобраться в картине распределения тепла и направлений потоков флюидов в приконтактовых ореолах

Метаморфические реакции вызывают только изменение в количестве присутствующих в породе летучих компонентов, таких, как O2, CO2 и H2O, и являются функцией P—Т-условий и фугитивностей (термодинамических парциальных давлений) этих летучих компонентов. Например,
Имеются важные экспериментальные данные по метаморфическим реакциям, включая взаимодействие между смесями летучих и минералами, являющимися чистыми конечными членами в системах CaO — MgO — SiO2 — CO2 — H2O и CaO — Al2O3 — SiO2 — CO2 — H2O. Примером работ такого направления служат исследования гроссуляра, волластонита, серпентина и форстерита, других магнезиальных известково-силикатных ассоциаций, включая диопсид-тремолит-тальк-форстеритовую, а также флогопит-мусковит-ортоклазовую ассоциацию, хондродита и Mg-везувиана (Хочелла и др., в печати). В качестве детальных обзоров, посвященных отношениям стабильностей известковых силикатов, мы можем рекомендовать читателю сводки Керрика, Гринвуда и Шрейера.

При постоянном давлении можно использовать две переменные величины для описания устойчивости известковых силикатов в вышеназванных системах: температуру Г и мольную фракцию CO2 в Н2О-СО2-флюиде XСО2. Частные Т-ХСО2-диаграммы изображены на рис. 5 и 6. Реакции, которые приводят к первому появлению известково-силикатной фазы из карбонат-силикатной ассоциации, на диаграмме Т—XСО2 характеризуются кривыми с положительным наклоном, т. е. возрастание Г или уменьшение XСО2 благоприятствуют образованию известковых силикатов. Это имеет два важных следствия при интерпретации природных ассоциаций: 1) для определения Г нужно знать состав водной фазы (XСО2) и 2) образование известковых силикатов при более низкой Г может скорее идти во флюидах, богатых H2O, чем в растворах, обогащенных CO2.

Данные по составу изотопов кислорода и газово-жидким включениям показывают, что XСО2 во флюидах, проникающих в карбонатные породы во время метаморфизма и метасоматоза, в общем довольно низкая, возможно меньше 0,1 (табл. 20). Если низкие значения XСО2 принять как общий случай, то различные Г-ХСО2-равновесия можно использовать для установления температурных границ некоторых минералов. Например, при ХСО2 = 0,1 и постоянном общем давлении, равном 2 кбар, тремолит образуется только при температуре выше 420° С, диопсид, андрадит и форстерит стабильны при температуре более 475° С, а волластонит — выше 550° С (рис. 5, 6). Уменьшение XСО2 до 0,01 понижает все эти границы примерно на 50—100 °С. Сходным образом уменьшение давления на 1 кбар снижает кривые примерно на 50° С (рис. 5). Серпентинизация форстеритсодержащих магнезиальных скарнов в условиях низкого давления (например, 500 бар) предполагает не только величину XСО2, меньшую чем 0,05, но также и температуры ниже 420° С.
Формирование метасоматических скарнов. Фактическая основа. Метасоматоз начинается, когда кристаллизация магмы приводит к освобождению магматического гидротермального флюида и вызывает развитие гидравлической трещиноватости в плутоне, а в некоторых случаях — раннее образование роговиков (рис. 4, б). Этот флюид, который может смешиваться с метаморфическими водами или на наиболее поздних стадиях с метеорными водами, поднимается вдоль внешних контактов плутона и инфильтрирует в боковые породы вдоль трещин, доскарновых даек и силлов или других проницаемых зон. Раствор, если он равновесен с кварцевыми монцонитами, будет нейтральным и более обогащенным железом, чем марганцем. Содержание металлов и серы в растворе зависит от температуры и давления в равновесной с ним интрузивной массе, степени окисленности системы и содержания галогенидов в магме. Градиенты активности раствора вблизи каналов обусловливают упорядоченное зональное распределение ассоциаций ранних, обычно обезводных скарнов; эндоскарны, образуются в интрузиве и переслаивающихся роговиках при поступлении кальция из карбонатных пород; экзоскарны возникают в карбонатных породах при поступлении железа, кремнезема, алюминия и других компонентов. Химические компоненты в скарнах могут быть местного происхождения или привнесенными. Взаимодействие скарнообразующего флюида с доломитами дает магнезиальные скарны, состав которых характеризуется наличием форстерита и кальцита, в то время как известняки обусловливают возникновение известковых скарнов, характеризующихся присутствием граната и пироксена, а во внеш-них зонах — волластонита, везувиана и (или) пироксеноидов. На известковосиликатный состав скарнов оказывает влияние степень окисленности системы; при наличии ассоциаций с преобладанием окисного железа степень окисленности системы высокая; в присутствии ассоциаций с преобладанием закисного железа она более низкая. При наложении этой стадии на роговики и известково-силикатные мраморы возникают сложные минеральные ассоциации и зональность состава отдельных силикатных зерен («перекристаллизованные скарны», по Ватанабе; «скарноиды», по В.А. Жарикову). Ранняя стадия роста безводных зональных скарнов обычно не сопровождается отложением сульфидных минералов; «одновременная» минерализация включает магнетит и бораты в магнезиальных скарнах и шеелит в известковых скарнах.
Поздние стадии роста прогрессивных скарнов обнаруживают тенденцию к обогащению силикатов железом и выносу из них магния. Гранат андрадитового ряда и пироксен салитового состава могут замещать ранние магнезиальные скарны («апомагнезиальные известковые скарны», по В.А. Жарикову), как это наблюдается в медьсодержащих скарнах в районе Йерингтон (Невада), в вольфрамсодержащих скарнах в Костабонне (Пиренеи) и в железосодержащих скарнах в Шерегеше (Россия). В случае известковых скарнов эту эволюционную тенденцию можно проследить по развитию поздних гранатов, богатых окисью железа (андрадит) или закисью железа и марганцем (альмандин — спессартин), а также по развитию пироксена, обогащенного закисью железа и марганцем (геденбергит), в вольфрамовых скарнах, таких, как скарны в Пайн-Крик и Блэк-Рок (Калифорния), в Костабонне, на Майхуринском вольфрамовом месторождении (Средняя Азия), в Мак-Миллан-Пасс (Юкон) и Кинг-Айленд (Тасмания). Сходным образом поздние андрадит и мангангеденбергит наблюдаются в цинксодержащих скарнах, например в Центральном рудном районе (Нью-Мексико). Отложение магнетита и сульфидов обычно начинается на этой стадии роста скарнов («сопутствующая» минерализация, по В.И. Смирнову и В.А. Жарикову), но достигает апогея во время более поздней стадии разложения скарнов. Вероятно, к наиболее характерным рудным минералам этой стадии относится магнетит, который замещает андрадит в известковых скарнах или развивается во внешних форстеритовых зонах магнезиальных скарнов в сопровождении флогопита, гумита, боратов и серпентина; сульфиды менее характерны, но могут быть представлены мало-сернистыми видами, такими, как пирротин, борнит и халькопирит в андрадитовых зонах и сфалерит во внешних пироксеновых или пироксеноидных зонах известковых скарнов. Обширное водное изменение скарновых силикатов на этой стадии происходит редко; исключение составляют магнезиальные скарны. Шеелит обычно не образуется в эту богатую железом прогрессивную стадию. Процессы изменения ассоциирующихся плутонов могут включать щелочной метасоматоз, например биотит-ортоклазовый (на меднопорфировых месторождениях) или скаполит-альбитовый (в Тургайской железорудной провинции, Западно-Сибирская платформа), дальнейшее развитие эндоскарнов (например, кварц-плагиоклаз-пироксен-эпидотовых в вольфрамоворудных скарнах) или вообще небольшие макроскопически наблюдаемые преобразования.

Температура и фугитивность серы и кислорода в процессе формирования метасоматических скарнов. Присутствие железа, марганца и серы при образовании метасоматических скарнов еще более затрудняет интерпретацию устойчивости известково-силикатных минералов. Железо, марганец и сера имеют различные степени окисленности; следовательно, стабильность минералов, содержащих эти элементы, является функцией количества (фугитивности) кислорода и серы. Равновесные отношения, включающие железо-, марганец- и серусодержащие минералы, лучше всего выражать как функцию меняющихся T — fО2 — fS2. Способность железа и марганца замещать магний и алюминий в известковых силикатах приводит к радикальным изменениям образующихся минералов твердых растворов.

Недавно проведенные экспериментальные исследования железо- и марганецсодержащих известково-силикатных минералов включают изучение эпилота, андрадита, геденбергита, йохансенита и ферропаргасита. Реакция сульфидизации с участием андрадита и геденбергита экспериментально изучены Гамблом. Эти исследования позволяют получить диаграммы T—fO2 (рис. 7) и fO2—fS2 (Эйнауди, в печати), которые в общем подтверждают характер отношений, предсказанных Бертом. Они показывают, что многие минеральные фазы, считавшиеся классическими примерами «высокотемпературных пирометасоматических» образований, могут быть устойчивы при относительно низких температурах (350—450° С), особенно при низких величинах давления, степени окисленности и сульфидизированности и малой XCO2. При помощи диаграммы T—fO2 (рис. 8) можно показать разобщенность сред скарнообразования, одна из которых соответствует относительно окисленным условиям, обычно связанным с субвулканическими медьсодержащими скарнами, а другая — относительно восстановленным условиям, связанным с более глубинными вольфрамсодержащими скарнами, залегающими среди карбонатных вмещающих пород.
Имеется немного экспериментальных данных о влиянии железо-магнезиального твердого раствора на равновесие известково-силикатных минералов. Единственным значительным примером является исследование Бертоном и др. пары геденбергит — йохансенит. Приближенные значения, рассчитанные на основе теории идеальных растворов, были получены Мюллером и использованы применительно к скарнам Керриком и др., Диком, Эйнауди и Мейнертом. Такие расчеты показывают общее соответствие составов известково-силикатных минералов и ассоциаций рудных минералов, наблюдаемых в метаморфизованных железорудных формациях, составам и ассоциациям в известковых скарнах. Температуры и давления скарнообразования, приведенные в табл. 20, можно вывести, воспользовавшись этими методами расчета в сочетании с данными по изотопам и газово-жидким включениям. Такие исследования определяют температуры прогрессивного скарнообразования в 650—400° С и указывают на более высокие температуры этого же процесса в условиях повышенного давления.

Метасоматические процессы. При метасоматических реакциях в отличие от метаморфических изменяется количество нелетучих компонентов (например, Ca, Fe, Si) в породе. Выделяются две основные разновидности метасоматических скарнов: локально-метасоматические («реакционные скарны») и инфильтрационно-метасоматические («магматогенно-метасоматические»). Первая разновидность в своем распространении обычно ограничена умеренно или в высокой степени метаморфизованными участками, где химические компоненты для реакции заимствуются из окружающих пород и, как правило, не связаны с рудообразованием; вторая разновидность скарнов связана с метасоматозом, вызванным магматогенно-гидротермальными системами, и обычно ассоциируется с рудоотложением какого-либо вида. Критерии, позволяющие различать эти две разновидности, были впервые установлены Гольдшмидтом и уточнены Магнуссоном и Эсколой. Недавняя экспериментальная работа Видейля и теоретические исследования Томпсона и Керрика помогают еще надежнее различать эти два типа скарнов. Полезные критерии для отличия обоих типов перечислены в табл. 21.
Теоретическим и экспериментальным моделям метасоматической зональности уделялось значительное внимание, после того как Д.С. Коржинский и Томпсон ввели в научный обиход оригинальные понятия о диффузионном и инфильтрационном процессах. Метасоматоз, возникающий в связи с межзерновой диффузией, можно представить себе, как результат длительной реакции между двумя несовместимыми субстанциями (например, между двумя переслаивающимися породами или породой и флюидом). Диффузия начинается в связи с градиентами концентраций диффундирующих компонентов внутри зон; при этом у границ зон большие градиенты (ступени) отсутствуют; возникающая минеральная последовательность обнаруживает резкую смену составов между зонами, а минералы твердых растворов закономерно меняют свой состав внутри зон. Диффузионная теория впервые была применена при изучении скарнов Д.С. Коржинским; графическая модель этого процесса предложена Томпсоном. Сочетание данных полевых и экспериментальных исследований было использовано Видейлем и Видейлем и Хьюиттом для объяснения обычно наблюдаемой зональной картины в реакционных скарнах, образующихся между пилитовыми сланцами и мраморами, — картины, которая также обычна и для рудных районов. Детальные математические модели биметасоматоза, дающие возможность предсказывать последовательности минеральных зон, предложены Францем и Мао.

Хотя чисто диффузионная модель может быть успешно применена в отношении тонких реакционных зон, сомнительно, чтобы диффузия могла приводить к образованию метасоматических зон большой мощности, обычно наблюдаемых на скарновых месторождениях. Когда возрастает мощность реакционных зон, концентрационные градиенты и движущие силы диффузионного метасоматоза уменьшаются и метасоматический процесс останавливается. Следовательно, перенос на большие расстояния должен осуществляться потоком флюидов под влиянием разностей давлений и температур. Этот процесс, названный Д.С. Коржинским инфильтрационным метасоматозом, глубоко рассмотрен самим Д.С. Коржинским, а также Гофманом. В данном случае градиентов составов флюида в пределах зон быть не может; большой градиент возникает на фронтах зон. Для сформировавшейся последовательности минеральных ассоциаций характерны резкие границы между зонами, а состав минералов внутри зон остается постоянным. Как установлено детальными микрозондовыми анализами, сложная картина изменчивости минеральных составов внутри отдельных зон скарновых месторождений указывает на то, что важную роль играют как инфильтрация, так и диффузия, даже если метасоматический процесс может быть установлен по особенностям состава известковых силикатов.

Образование метасоматических известковых силикатов. Примером мета-соматической реакции может быть следующая:
Эта реакция сходна с реакцией, уже приводившейся для метаморфического процесса, при которой диопсид возникал из тремолита; однако данная реакция отличается тем, что 1) она зависит от активностей ионов кальция, магния и водорода в дополнение к зависимости от P—T и ХCJ2 и 2) в реакции участвуют только два твердых вещества. Хотя при этой реакции CO2 не появляется в качестве компонента, зависимость от CO2 заключается в необходимости равновесных условий, в которых находится флюид в интервалах (или фациях) P—T и ХCO2, соответствующих стабильности обоих твердых тел. Константа равновесия для этой реакции может быть выражена как отношение активностей основных катионов к водородным ионам:
Если принять подходящие величины свободной энергии, то диаграмма равновесий может быть построена так, как это изображено на рис. 9. На таких диаграммах логарифмов активностей показаны поля стабильностей твердых фаз в форме состава водных растворов в равновесии с этими фазами. Диаграммы активностей применительно к известково-силикатным системам были рассчитаны для температур 300° С и ниже Хелгесоном и др. Рассчитанные диаграммы активностей для более высоких температур и давлений недавно были представлены Уолтером и Хельгесоном, которые основывались на теоретическом исследовании химии высокотемпературных растворов и на термодинамических свойствах минералов. Экспериментальные определения активности в зависимости от устойчивости минералов выполнены Поти и др. и Францем и Поппом. Результаты этих работ в значительной степени согласуются с теоретическими расчетами. В случае тех систем, для которых не существует ни экспериментальных, ни расчетных термохимических данных, можно построить диаграммы, воспользовавшись методом Д.С. Коржинского.

В некоторых случаях диаграммы активностей можно использовать для расшифровки механизма массопереноса при образовании известково-силикатных зон на скарновых месторождениях. В качестве примера такого подхода на рис. 9 приводятся два градиента отношений активностей aMg2+/а2H+ и аCa2+/аH2+ в ходе реакции богатого кремнеземом раствора с доломитовыми боковыми породами. Резкие изменения условий на путях движения флюида отмечены минеральными ассоциациями в каждой зоне данного месторождения (рис. 11 и 13, внизу). На этих путях предполагается небольшой градиент активности кальция или его полное отсутствие, что имеет место при относительно высоких концентрациях, и повышенный градиент активности магния, что бывает при относительно более низких концентрациях. Однако такое заключение имеет силу только в том случае, когда все затрагиваемые зоны являются одновременными и образовались при постоянных величинах температуры и XCO2 и когда вовлеченные в процесс минералы могут рассматриваться как равновесные. Таким образом, в случае обрамления жил на руднике Мейсон-Валли (рис. 13) только часть градиента активности может быть показана на любой из приведенных диаграмм (рис. 9, вектор b), поскольку градиент в ХCO2 существовал во время образования жил. К тому же небольшие изменения в относительной стабильности известковых силикатов, вызванные поступлением дополнительных компонентов, в некоторых случаях могут оказывать существенное влияние на величины XCO2 равновесия известковый силикат + карбонат. Дальнейшие усложнения могут быть показаны на примере зональных жил в мраморе, описанных Керминьяни и Андерсоном; в них не только происходило изменение температуры и XCO2 в ходе образования жил, но и внешняя зона формировалась последней. В некоторых случаях такие соотношения можно продемонстрировать в масштабе всего скарнового месторождения. В отличие от модели скарнообразования, согласно которой происходит одновременный рост зон внутренние зоны замещают внешние, которые в свою очередь перемещаются наружу, в вышеописанном случае внутренняя зона образуется первой, и более поздние растворы протекают сквозь нее, не приходя в равновесие и реагируя с мрамором, что приводит к формированию новой внешней зоны.
Отложение сульфидов и ретроградные изменения. Основной период сульфидного рудообразования обычно следует за прекращением роста скарнов («наложенное» оруденение, по В.А. Жарикову) и сопровождается начинающимся изменением ранних скарновых минералов под воздействием водных растворов и гидролитическим изменением ассоциирующихся интрузивов. Отложение сульфидов и изменение скарнов, как правило, контролируются элементами геологической структуры и развиваются несогласно с текстурным рисунком скарнов; в некоторых случаях процесс отложения сульфидов распространяется ниже скарнов и происходит в мраморе или роговиках. Продукты изменения обычно отражают состав первичных силикатов скарнов, которые в результате выщелачивания кальция и поступления летучих преобразуются: бедный железом эпидот, хлорит и кальцит замещают гроссуляр; кварц, окислы железа и кальцит замещают андрадит; биотит, роговая обманка и плагиоклаз замещают гранат, богатый альмандиновой составляющей; тремолит, актинолит и в конце концов тальк замещают диопсид; ильваит, родонит или родохрозит развиваются по мангангеденбергиту, а серпентин — по форстериту. Эти ретроградные реакции ведут к замещению богатых кальцием известковых силикатов следующими ассоциациями: 1) бедными кальцием силикатами, 2) окислами железа или сульфидами и 3) карбонатами или плагиоклазом альбитового состава. Таким образом, кальций, перешедший в раствор, может вызвать позднее осаждение шеелита. Сульфиды осаждаются вследствие снижения температуры, локальных окислительновосстановительных реакций, заключающихся в предпочтительном взаимодействии с определенными зонами ранних скарнов, или в связи с нейтрализацией гидротермального раствора на контакте с мрамором. Последний механизм, называемый Амплеби мраморной линией рудоотложения, важен для развития богатых сульфидных тел на скарновых месторождениях. Описан также пример внешней скарновой зоны, образованной поздними низкотемпературными флюидами. Реакции, которые сопровождают отложение сульфидов на мраморном фронте, включают формирование талька и кальцита на поверхности раздела тремолита и доломита в магнезиальных скарнах и кварц-кальцит-хлорит-эпидотовой ассоциации на поверхности раздела волластонита и кальцита в известковых скарнах.

Внутри скарнов рудные минералы во многих случаях тесно ассоциируются с ретроградными минеральными ассоциациями и отражают более высокие уровни окисленности и сульфидизации и более низкие температуры, чем при более ранней «сопутствующей» минерализации. Степень изменения ранних скарнов в эту позднюю гидросиликатную стадию зависит от глубины, а также непосредственно от длительно существующей гидротермальной системы: в абиссальных условиях (например, многие вольфрамоворудные скарны) в меньшей степени, чем в гипабиссальных условиях (например, скарны, связанные с медно-порфировым оруденением), развиваются поздние процессы изменения, а периферические скарны в меньшей степени подвергаются таким изменениям, чем приконтактовые (например, скарны на контактах с гидротермально измененными плутонами). Развитие хлорит-эпидотовых измененных пород по эндоскарнам или пропилитизация магматических дайковых пород характерны именно для этой стадии. Во многих случаях развитие кварц-мусковит-пиритовых измененных пород по плутоническим породам может быть скоррелировано с гидросиликатной стадией как в гипабиссальных, так и в абиссальных условиях. Широкое разложение скарнов может иметь место, если значительная гидротермальная циркуляция продолжается при низких температурах. На некоторых месторождениях в этот поздний период происходило лишь выполнение редких пустот кварцем, карбонатами и сульфидами, на других большие участки скарнов превратились в смесь кварца, халцедона, глин, карбонатов и окислов железа. Существование более ранних скарнов может быть установлено только по наличию реликтовых минералов или минеральных псевдоморфоз.

К этому времени могут также относиться периферические месторождения в виде находящихся среди карбонатных пород жил и пластовых залежей, таких, как свинцово-цинково-серебряные руды в Бингеме (Юта) и флюорит-бериллиевые залежи, связанные с оловосодержащими скарнами, в Лост-Ривер. В некоторых местах массивные кремниево-сульфидно-замещенные тела образуются в известняках под нижней границей скарнов.

Примеры многостадийного скарнообразования. В табл. 20 перечислены условия, которые существовали при образовании метаморфических ранних скарнов, во время гидросиликатной (ретроградной) стадии и поздней продуктивной стадии на нескольких различных скарновых месторождениях; все данные основаны на изучении минеральных равновесий, стабильных изотопов и газово-жидких включений. Для основных стадий развития скарнов характерны следующие температурные интервалы: 650—400° С для прогрессивных скарнов, 450—300° С для ретроградных изменений и 300—100° С для кварц-карбонатной минерализации. На более высокие температуры образования прогрессивных скарнов указывает его более глубокое залегание (табл. 20, вверху) по сравнению с близповерхностным расположением других месторождений (табл. 20, внизу). В близповерхностных скарнах чаще, чем в глубинных, устанавливается факт вскипания гидротермальных флюидов, и это должно свидетельствовать о систематических различиях в температуре, давлении и солености флюидов в двух отмеченных случаях.
Рис. 10—13 служат иллюстрацией процессов наложения на четырех различных скарновых месторождениях. На Майхуринском вольфрамово-скарновом месторождении (рис. 10) на ранний зональный гранат-пироксеновый + шеелитовый скарн, развившийся в известняках, наложились эпидот-актинолитовые измененные породы, сопровождающиеся сульфидами и шеелитом. Внешняя пироксеновая зона частично испытала ретроградные изменения; внутренние гранатовые и гранат-кварцевые зоны изменены в меньшей степени. В вольфрамоносных скарнах Костабонн (рис. 11) ранние прогрессивные ассоциации в доломитах последовательно сменяют друг друга — от внешней форстерит-диопсид-шпинелевой зоны до внутренних салит-гранатовой и гранат-шеелитовой зон. На эту раннюю зональную картину накладывается актинолит-хлорит-тальк-кварц-кальцит-сульфидное изменение; высокомагнезиальные ассоциации замещают магнезиальные скарны, а низкомагнезиальные ассоциации — известковые скарны. На обоих месторождениях богатые концентрации шеелита образуются во время амфиболитизации пироксена. В меднорудных скарнах Карр-Форк (Юта) (рис. 12) ранние волластонитовые пироксеновые и гранатовые зоны развились в кремнистых известняках, затем произошло широкое наложение актинолита и халькопирита, а еще позднее глин, кальцита и сульфидов. Наконец, меденосные скарны Йерингтона (рис. 13) характеризуются ранними магнезиальными ассоциациями, на внутреннюю зону которых наложены известковые скарны, так же как это произошло в Костабонне; позднее пироксен, актинолит и кальцит с сульфидами образовали внешнюю зону.
Вышеприведенные примеры выбраны потому, что здесь мы имеем дело с относительно простым продуктом метасоматоза беспримесных карбонатных вмещающих пород. Более общий случай отмечается там, где вмещающая скарны толща включает нечистые карбонатные породы, а также известковые сланцы и песчаники. В этих случаях многостадийно развивающиеся скарны накладываются на метаморфические известково-силикатные породы; в такой ситуации мы сталкиваемся со значительно более сложной картиной. В качестве лучше всего изученных примеров этого более общего случая скарнообразования можно привести месторождения Джонсон-Кэмп (Аризона), Кинг-Айленд (Тасмания), Блэк-Рок (Калифорния) и Кананеа (Мексика).

Выводы. В заключение отметим, что развитие скарновых рудных месторождений представляет собой сложный процесс, который включает гидротермальную циркуляцию флюидов в широком интервале температур, начиная от субмагматических и вплоть до температур горячих источников. В процессе термальной эволюции флюид изменяется от преимущественно метаморфического до магматического, а в некоторых случаях и до метеорного. Состав и степень окисленности и сульфидности флюида также меняются в процессе магматической кристаллизации и субсолидусных реакций в ассоциирующихся плутонах. Эти изменения запечатлены в скарнах и вмещающих их породах в виде минеральных парагенезисов. Для скарновых месторождений характерны процессы метаморфизма, прогрессивного метасоматоза и ретроградного метасоматоза, сопровождающегося отложением сульфидов. Многие скарны могут различаться степенью своего проявления и условиями, в которых протекали вышеперечисленные процессы. Однако при изучении скарнов следует соблюдать большую осторожность: на большинстве скарновых месторождений вышеотмеченные стадии сложным образом накладываются друг на друга, так что участок скарнов в обнажении, образец или даже минеральное зерно могут состоять из минералов и (или) эпитаксических минеральных срастаний, которые сформировались в различное время и при разных геохимических условиях.





Яндекс.Метрика