Скарнові (контактово-метасоматичні) родовища

Скарновими називаються родовища, які утворюються рудоносними розчинами в результаті процесів метасоматозу в зоні контакту карбонатних порід з магматичними силікатними породами, що впровадилися. магматичних порід, що впроваджувалися в карбонатні товщі та мають у своєму складі комплекс мінералів контактового метасоматозу.

Промислове значенняскарнових родовищ визначається тим, що в скарнах відомі родовища майже всіх металів, за винятком Cr, Sb, Hg. Найбільше промислове значення мають: у вапняних скарнах - Fe, C, Cu, Pt, W, Mo, Pb-Zn, Au, Sn, Be, Nb, U; у магнезіальних скарнах – В, флогопіт. Наприклад, на Уралі широко розвинені скарнові родовища заліза (Магнітна, Благодать, Соколівське, Сарбайське), міді (Тур'їнське), на Далекому Сході свинцево-цинкова мінералізація (Тетюсі), на Кавказі та в Середній Азії родовища вольфраму. Більшість родовищ відноситься до середніх і дрібних, хоча зустрічаються великі і великі об'єкти.

Геологічні особливості. Скарнові родовища утворюються в складчастих областях, рідше на платформах. Рудні скарни пов'язані з інтрузіями помірно кислого (граніти) або середнього (гранодіорити, кварцові діорити, монценіти) складу. На контактах ультраосновних інтрузій скарни не утворюються.

Глибини освіти від 05 до 15-2 км. На цих невеликих глибинах внутрішній тиск летких здатний подолати зовнішній тиск порід. Скарни пов'язані з гіпобісальними інтрузіями (рис. 37). Утворюються вони по обидва боки від лінії контакту, як усередині інтрузивних порід (ендоскарн), так і в карбонатних породах, що вміщають.(Екзоскарн). Оптимальна зона скарноутворення становить 200-300 м вздовж контакту (рис. 38). Іноді родовища можуть локалізуватися на відстані від контакту до 1-2 км. Формування родовищ відбувається при значній ролі розривних порушень, що січуть контакт або проходять уздовж нього.

Геологічні структури родовищ і форми рудних тілвизначаються поверхнею контакту, шаруватістю порід, що вміщають, складками і розривами. Рудні тіла частіше мають неправильну форму, що підкоряється формі контакту (див. рис. 37). Найбільш інтенсивно процес відбувається за пологого контакту інтрузиву. Поширені пластові та пластоподібні рудні тіла, штоки, труби, жили та жилоподібні поклади, гнізда, лінзи, складні за формою поклади.

Мінеральний склад скарнів. Замінеральним складомскарни це вапняно-силікатні гірські породи, що містять карбонати і силікати Са, Fe, Al.

Скарнові родовища типизуються за різними ознаками:

-за складом (вапняні, магнезіальні, силікатні);

-по стадійності процесу: прості ранні стадії (Fe), складні пізні стадії (поліметалічні);

-за формаціями материнських магматичних порід: плагіогранітові, сієнітові (Cu, Fe), гранітні (W), діоритові (поліметали, Fe);

-за положенням щодо контакту: ендо-, екзоскарн;

-за складом корисних копалин - Fe, W, Cu, Pb-Zn, Mo, Sn, В та ін.

Родовищазалізапов'язані зі штоками діоритів та ефузійних гірських порід середнього складу; головне оруднення – в ендоскарні (гора Благодать, Сарбай у Башкирії, Емпайр у Канаді).Вольфрам і молібденпов'язані з порфіроподібними гранодіоритами, кварцовими монцонітами. Це пластові тіла у вапняних скарнах (Сангдонг у Південній Кореї).Мідьпов'язана зі лужними гранодіоритами та кварцовими монцонітами; Найбільші родовища - у міднопорфірових плутонах разом із гідротермальними Cu-порфіровими родовищами (Саяк 1 в Казахстані).Свинцово-цинковамінералізація зустрічається в екзоскарнах у зонах розломів. Орудіння олова-в вулкано-плутонічних комплексах кислого - середнього складу.

Як генетичні підтипи скарнових родовищ частіше виділяють:

- вапняні скарни (заміщення вапняків), що містять гранат (гроссуляр-андрадит), піроксени (діопсид-геденбергіт), волластоніт, скаполіт, амфіболи, епідот, хлорити, магнетит, гематит, кварц, сульфіди металів, кальц, скарни м. Магнітної);

- магнезіальні скарни (заміщення доломітів або доломітизованих вапняків), що мають у своєму складі діопсид-геденбергіт (піроксени), гранати (андрадит-гроссуляр), форстерит, серпентин, амфіболи, флогопіт, шпинель, магнетит, доломіт;

- силікатні скарни (заміщення силікатних порід), що включають як характерний мінерал скаполіт, в іншому вони близькі до вапняних скарнів.

За переважанням типових мінералів скарни поділяються на гранатові, волластонітові, діопсидові та ін.

Для скарнів характерна зональність у розподілі мінеральних асоціацій. У вапняних скарнах виділяються такі зони: 1- незмінені або освітлені гранітоїди, 2 - ендоскарни гранатові з епідотом, 3 - екзоскарни піроксен-гранатові, 4-скарни гранат-піроксен-епідотові, 5 - вапняки мармуризовані та незмінені.

Для магнезіальних скарнів зональність виглядає наступним чином: 1 - гранітоїд, 2 - піроксен-польовошпатова навколоскарнова порода, 3 - шпинель-піроксеновий скарн, 4 - шпинель-форстеритовий скарн, 5 -мармур, 6 – доломітовий мармур.

Фізико-хімічні умови освіти та генезис. При впровадженні гарячої магми (1200-1000 0 ) у відносно холодні породи відбувається утворення нових мінеральних форм. Це контактовий метаморфізм. При контактовому метаморфізм рудні родовища утворюються рідко. Відбувається зміна складу як порід, що вміщають, так і магматичних утворень: глинисті сланці перетворюються на роговики; пісковики – у кварцити; карбонатні породи – у мармури.

Контактно-метасоматичні процеси створюють сприятливий «фон» для подальшого рудовідкладення, змінюючи властивості порід, що вміщають. Вплив інтрузиву подвійний: 1-термальний метаморфізм (прогрівання), у якому утворюються роговики, кварцити, мармури, 2- метасоматичні процеси під впливом летких, які виділяються із боку інтрузиву чи його глибинних частин. Розвиток скарнів контролюється зоною контакту та тектонічними деформаціями в цій ділянці кори. За розрахунками Д. Казанлі ​​(дослідження впливу температурних полів) при впливі інтрузиву породи в приконтактовій зоні за 1000 років прогріваються до 250 0 на відстані від контакту до 200 м, а за 50 тис. років - на 600 0 . (Вихідні дані: початкова t розплаву 1300 0 прихована теплота плавлення гранітів 60 кал, теплопровідність 4.10 -3 кал/см сек -1 теплоємність 0,3).

Рудна мінералізація утворюється після часткового або повного застигання магми у процесі діяльності газово-рідких розчинів, які виносяться з магми та впливають на скарни. Зазвичай це відбувається в результаті тривалої та багатостадійної циркуляції розчинів уздовж зони контакту на фоні неодноразового дроблення порід.

Встановлено три типи взаємовідносин руд і скарнів (рис. 39): 1 - руди та скарни одночасні або близькі почасу, що трапляється рідко (руди Fe, В); 2 - рудоутворення безпосередньо слідує за скарноутворенням (руди Sn, Fe); 3 - накладання гідротермального оруднення на скарни (руди Au, W, Cu). Найчастіше скарни служать сприятливим у фізичному та хімічному відношенні середовищем.

Скарни утворюються за температури 300-900 0 . Експерименти з вивчення газово-рідких включень та теоретичні розрахунки дозволяють виділити такі температурні фази скарнів: волластоніт-плагіоклазова - 900-750 0; піроксен-гранатова - 800-500 0; гранат-епідотова - 500-450 0; піроксен-епідотова - 400 0 . Рудна мінералізація, накладена на скарни, утворюється за нормальної температури від 300 0 і від.

У скарнах парагенезис (склад мінеральних асоціацій) та зональність (зміна їх по відношенню до контакту) залежать від зростання кислотності процесу. Зазвичай процес йде (у часі) шляхом витіснення кальцію магнієм, а потім залізом. Утворюється ряд: волластоніт – діопсид – геденбергіт – андрадит.

Існують такі основні моделі освіти скарнів (рис. 40)

1. Інфільтраційно-дифузійна модель Д.С. Коржинського.

По обидва боки від зони контакту силікатних та карбонатних порід виникає нерівноважна хімічна система. У цій системі з одного боку переважають елементи карбонатної середовища, з іншого - силікатної. У цих умовах відбувається вирівнювання складів шляхом зустрічного дифузійного відтоку елементів з області високої їх концентрації в зону зниженої концентрації (біметасоматоз, Д.С. Коржинського). СаО переміщається з карбонатні порід в алюмосилікатні, SiО2 і Al2О3 - з силікатних в карбонатні (див. рис. 40). У міру розвитку скарноутворення відбувається поступове розростання зон метасоматозу у напрямку дифузійного потоку (настаннятилових зон на фронтальні). На тлі дифузійного проникнення відбуваються обмінні реакції між сполуками розчину, а також між розчином і породоутворюючими мінералами скарнів або гранітоїдів. Зональність мінералоутворення, встановлену в скарнах, Д.С. Коржинський пояснив різним ступенем рухливості елементів, що дифундують, і змінами умов середовища. Найбільш рухливі групи: Н2О, СО2; S, Cl, K, Na; найменш рухливі: Р, Тi, Al.

Однак підрахунки показали, що SiO2 та СО2, що є в гранітах і вапняках, не забезпечують обсягів цих компонентів, що містяться в скарнах. Необхідний привнесення цих речовин ззовні. З урахуванням цього Д.С. Коржинський висунувінфільтраційно-дифузійнуконцепцію: скарни формуються як при дифузії на межі інтрузії, так і в процесі привнесення елементів циркулюючими гарячими розчинами. Ці розчини привносять елементи з глибинного магматичного вогнища і з порід шляхом їхнього прямування. Тобто. процес відбувається у відкритій системі шляхом інфільтрації та дифузії.Інфільтрація- перенесення речовини розчинами, що просочуються через усю масу породи по порах та тріщинах.Дифузія- переміщення частинок (атомів, іонів, молекул) у напрямку зменшення їх концентрацій. Ці процеси відбуваються у газах швидко, у рідинах повільно, у твердих тілах ще повільніше. Швидкість зростає у разі підвищення t 0 .

Найбільш цінні родовища створюються в тріщинних зонах із суттєвим привносом речовини з магматичного вогнища (контактово-інфільтраційні скарни).

2. Стадійна модель П. Пилипенко - передбачається, що більшість речовини привноситься з магматичного вогнища. Середовище відіграє роль постачальника мінералізаторів.

Склад речовин, що приносяться поступово змінюється, t 0 знижується. Цепризводить до стадійності процесу та зонального розташування мінеральних асоціацій. П. Пилипенко виділив 6 фаз (стадій) метасоматозу: 1-кремнієвий (привнос Si) – утворення діопсидової породи; 2-алюмосилікатний метасоматоз - привнос Si та Al (гранати); 3-галоїдний - привнесення Cl (скаполіт); 4-залізистий метасоматоз (геденбергіт, гранат, магнетит, гематит); 5-флюїдно-водний метасоматоз - привнесення Н2О, СО2, Cl (рогова обманка, епідот, шеєліт, кальцит); 6-сульфідний метасоматоз - найнижчі t 0 , привнесення Н2О, S, металів.

3. Розглядаючи обидві ці моделі, У. Смирнов показав, що у ранніх стадіях формування скарновых родовищ головну роль грає біметасоматоз, а з розвитком процесу прогресивно наростає привнос речовини з глибинних джерел. Останній має головне значення для утворення рудних скупчень.

Рудні формаціїскарнових родовищ: 1 - залізорудна - магнетит, гематит, сульфіди (Магнітна, Тельбесське (Зап. Сибір), Дашкесан (Кавказ), Банат (Угорщина); 2 - міднорудна - пірит, халькопірит, пір сфалерит, магнетит, гематит (Тур'їнське (див. рис. 37), Гумешевське на Уралі, Глафіринське в Мінусинському районі, Бісбі в Аризоні); в Каліфорнії, Тирниауз (рис. 41) на Кавказі), 4 - золоторудна - Au, сульфіди (в Зап. Сибіру);

та ін в пор. Азії); 6 - берилію та ніобію – гельвін, фенакіт (Кайзерштуль, Шиллінген у Німеччині); 7 - каситеритова (Піткяранта у Карелії); 8 – магнезіальних бороносних скарнів (Україна, Болгарія, Чехія); 9 – неметалічних корисних копалин – апатит, хризотил-азбест.

---