Метасоматическая зональность гипабиссальных скарнов

Электромонтаж Ремонт и отделка Укладка напольных покрытий, теплые полы Тепловодоснабжение

Метасоматическая зональность гипабиссальных скарнов

30.07.2020

Примеры скарновой зональности гипабиссальной фации наиболее многочисленны и достаточно хорошо изучены. Этому способствовало широкое распространение промышленно-ценного боратного и всего борооловянного и оловянного оруденения, избирательно локализующегося в тех или иных зонах метасоматической колонки на постмагматическом этапе минералообразования.

Рассмотрим химические изменения доломита, происходящие в каждой из метасоматических зон под воздействием трансмагматических растворов (флюидов) при условии полной преемственности состава (магния и кальция) доломита и отсутствии расплавления приконтактовых скарновых зон, т.е. на ранней фазе его магматического замещения. Химическая неравновесность доломита и силикатного расплава определяет возникновение следующих зон между доломитом и гранитом.

1. Зона периклазовых мраморов, непосредственно граничащая с мраморизованными доломитами и представляющая собой продукт термического разложения доломита:
Метасоматическая зональность гипабиссальных скарнов

2. Зона форстеритовых кальцифиров, примыкающая к периклазовым мраморам или при отсутствии последних к доломитовым мраморам и являющаяся наиболее удаленной от контакта зоной метасоматического изменения; в ее составе может присутствовать или быть непредставительной шпинель:

3. Зона шпинель-кальцит-диопсидового состава, непосредственно примыкающая к гранитному контакту и являющаяся тыловой в метасоматической колонке:

Приведенные реакции характеризуют процесс образования зональности магнезиальных скарнов и отвечают полной преемственности состава доломита метасоматическими породами или продуктом его термического разложения. В скарновых породах содержится переменное количество шпинели, возрастающее по мере приближения к контакту с гранитоидом. Кальцит в качестве реакционного минерала присутствует во всех зонах; в шпинель-диопсидовых скарнах он появляется вместе с шпинелью и наследует кальций, освобождаемый при ее образовании по исходному доломиту. Сказанное находится в согласии со всеми положениями теории эндогенного метасоматического процесса Д.С. Коржинского. Необходимым, допущением является предположение о поступлении кремния из расплава в виде метакремниевых соединений, так как экспериментально доказано преобладающее значение именно этих соединений в силикатных расплавах, что и разделяется другими исследователями. Различия условий прохождения реакций образования диопсида и форстерита выражаются, в частности в освобождении H2O - необходимого компонента для образования ортокремниевых соединений из метакремниевых (H2SiO3 + H2O = H4SiO4), существование которых в сопоставимых температурных условиях также экспериментально доказано. Имеющийся в настоящее время недостаток экспериментальных данных не позволяет уточнить доли участия в переносе кремния его кислот или калиевых (натриевых) их солей, что не меняет состава скарновых минералов и приведенных реакций. He исключено участие алюминия в реакциях в виде алюминатов щелочей или алюмокремниевых их соединений.

В рассмотренной зональности отсутствует зона шпинель-форстеритовыx скарнов, что не является необходимым, так как перераспределения магния не происходит (табл. 1). Изучение зональности магнезиальных скарнов показало, что рассмотренное выше ее строение характеризует те скарновые образования, которые формировались на удалении от непосредственного контакта с гранитами по трещинам в доломитах под воздействием трансмагматических растворов, например, на месторождении Яхтон в Таджикистане (табл. 1, 3, 4). На этом месторождении зона дробления доломитов даже на удалении в десятки метров от гранитоидов "цементируется" магнезиальными скарнами с сохранением доломитовых nAep внутри обломков. Внутренние части трещин преобразованы в диопсидовые скарны с редкой вкрапленностью шпинели и кальцита, а внешние породы представлены форстерит-кальцитовым кальцифиром с единичной шпинелью. Зона термического разложения доломита (периклаз-кальцитовая) отсутствует. Необходимо отметить, что процесс скарнообразования в этом проявлении был одноактным и обусловил консолидацию зоны дробления доломитов на магматическом этапе минералообразования.

Этот вид зональности получает широкое распространение в скарноворудных столбообразных телах, образованных на пересечении доскарновых разломов в доломитах над апикальными выступами гранитных массивов. К таким месторождениям относятся изучавшиеся автором вертикальные залежи месторождения Бейца-бихор в Румынии, Холь-Тон в КНДР и установленное нами скарноворудное проявление боратов Северного участка Кличкинского рудного поля в Восточном Забайкалье. Для этих месторождений характерно округлое строение залежей, уходящих на десятки и сотни метров от интрузива при мощности пироксеновой зоны 10—30 м, а зоны форстеритовых кальцифиров — в несколько десятков метров. По данным Л.И. Шабынина, в апикальной части скарновои залежи Нового рудного тела Холь-Тона в строении метасоматической колонки появляются форстеритовые скарны. Эта часть месторождения отработана, и проверить это не представляется возможным. В горизонтальных сечениях зона форстеритовых скарнов отсутствует; не установлена она и на других указанных месторождениях. Аналогичная зональность устанавливается и в микромасштабах при изменении обломков доломитов в лавах Везувия в Италии, где шпинель-диопсидовая зона контактирует с кальцифиром и периклазовым мрамором, переходящим в доломит; скарновая оторочка составляет 0,5-1 см.

Еще большее распространение рассматриваемая зональность получает при формировании скарновых залежей во всех долгоживущих зонах дробления доломитов, где развиты ритмично-полосчатые магнезиальные скарны. В отличие от рассмотренных ранее одноактно формирующихся инфильтрационных по природе магнезиальных скарнов их ритмично-полосчатые разности возникали под воздействием многократного поступления трансмагматических растворов в условиях максимально открытой физико-химической системы. Ритмично полсчатые скарны изучались на примере Питкяринтского поля в Карелии, Итеньюргинского проявления на Чукотке и в бассейне Пост-Ривер на Аляске и Северного участка Кличкинского рудного поля в Восточном Забайкалье, в Приморском крае и других регионах.

Процессы гранитизации долгоживущих зон дробления доломитов происходили не однократно, а прерывисто из-за бесчисленных тектонических открываний и закрываний путей проникновения скарнирующих растворов. Образующиеся скарны имеют ритмично-полосчатое или ритмичноконцентрическое строение с возникновением причудливых текстур. В них отражается существенно диффузионный, а не только инфильтрационный характер метасоматического замещения, что отличает их от скарнов по монолитным или одноактно раздробленным доломитам.

На изученных месторождениях оказалось возможным полностью или почти полностью проследить образование ритмично-полосчатых скарнов от их зарождения по сети разноориентированных трещин до полного замещения ими зон дробления доломитов. Гранитизация доломитов вызывает их мраморизацию с последующим появлением по периферии трещин шпинель-форстеритового кальцифира, переходящего близ трещин в магнетит-шпинель-кальцит-диопсидовую породу. Возникающая зональность характеризуется строго упорядоченным распределением скарновых минералов, а не их статистическим распределением, что отличает ее от собственно инфильтрационной зональности. Другим отличием является отсутствие периклаз-кальцитовой зоны как следствие недостаточного прогрева доломита при замещении легкопроницаемых зон дробления. Интенсификация массолереноса проявляется и в возникновении обильного обрастаемого шпинелью магномагнетита, образование которого не наблюдается при инфильтрационном замещении доломитов в этой фации глубинности.

Постоянное открывание и закрывание трещин обусловливает пульсирующее поступление скарнирующих растворов, образование новых магнетит-шпинель-кальцит-диопсидовых ритмов, отодвигающих зону шпинель-форстеритовых кальцифиров в сторону доломита. Интенсивное или полное его замещение вызывает преобразование части или всей зоны раздробленных доломитов в скарны, состоящие из бесчисленных ритмов магнетит-шпинель-диопсидового состава с переменным количеством реакционного кальцита в полосах магнетита и шпинели.

Ритмично-полосчатые скарны с оловянным, вольфрамовым, редко-метальным и флюоритовым оруденением известны во многих регионах мирз, но вследствие наложения последующих постмагматических процессов минералообразования единственным сохраняющимся признаком их принадлежности к магнезиальным скарнам является текстура пород как следствие инертности магнетита, лишь частично испытывающего перекристаллизацию.

Как уже отмечалось, особенностью метасоматической зональности на ранней фазе ее становления является отсутствие или непредставительность в ней мономинеральной форстеритовой или шпинель-форстеритовой зоны, отмечаемой почти повсеместно при гранитизации монолитных доломитов в непосредственном контакте с гранитным расплавом. В этих контактах мощность зоны форстеритовых скарнов соизмерима с таковой для пироксеновых скарнов. Ее образование не является следствием приведенных ранее реакций изменения доломита и не согласуется с принятым положением о полной преемственности состава доломита составом продуктов его замещения. Действительно, содержание магния в форстерите в два раза превышает его молярное содержание в исходном доломите и равно таковому в магнезите, не участвующем в скарнообразовании в качестве исходной породы.

Следовательно, возникает вопрос об источнике дополнительного магния, необходимого для образования форстеритового скарна в гипабиссальных контактах и, что будет рассмотрено позднее, высокомагнезиальных (форстеритовых, энстатитовых и магнезитовых) пород в абиссальных контактах. Необходимость ответа обусловлена и прикладным значением зон высокомагнезиальных метасоматических пород, так как именно с замещением этих пород на постмагматическом этапе развивается магнетитовое, боратное и борооловянное оруденение. Логичное допущение миграции магния не позволяет абсолютно понимать "инертность'' магния на магматическом этапе формирования магнезиально-скарновой зональности.

Ответом на этот вопрос является сравнение реальных проявлений зональности в непосредственных контактах с гранитоидами. В качестве примера предлагается реконструированная метасоматическая зональность (см. рис. 3), расположенная на контакте лейкократовых порфировидных биотитовых гранитов с доломитами по руч. Магнетитовому в хр. Черского в Якутии.

В этой залежи исходные доломиты последовательно преобразованы в периклазовые мраморы, шпинель-форстеритовые кальцифиры, шпинель-форстеритовые и шпинель-диопсидовые (фассаитовые) скарны. Последние непосредственно контактируют с гранитами, содержащими у границы со скарнами многочисленные реликты шпинель-пироксеновых скарнов на расстоянии не меньшем, чем мощность последних по доломитам. Изменения реликтов выражаются в их преобразовании в плагиоклаз-пироксеновые породы в превращении их в гранитный материал с повышенным содержанием биотита и сохранением неясных их очертаний. Химическими анализами приконтактовых и удаленных от него гранитов показано отсутствие повышенных содержаний магния, а следовательно, что расплав не усваивает этого элемента в отличие от частичного усвоения кальция, что проявляется в увеличении содержания анортитового минала в плагиоклазах приконтактовых гранитов до 60—95%. Это позволяет провести границу первоначального контакта доломитов и внедрившегося расплава по крайней мере по расположению наиболее удаленных, но различимых реликтов скарнов (см. рис. 3). Таким образом, можно уверенно полагать, что магний, ранее заключенный в расплавленной части шпинель-пироксеновых скарнов, не был усвоен расплавом, а мигрировал в направлении движения растворов во вмещающие породы и явился тем необходимым дополнительным магнием, который требовался для образования форстеритовых (с шпинелью) скарнов. Явления расплавления приконтактовых участков скарнов составляют вторую фазу гранитизации доломитов, которая обусловливает усложнение зональности магнезиальных скарнов и выделяется в настоящей работе в самостоятельную фазу.

Развитие скарнов магматической стадии с постоянным замещением их передовых зон тыловыми и расплавлением последних, но с сохранением четких границ между ними, разделяется всеми исследователями. Зона форстеритового скарна располагается между форстеритовыми кальцифирами и шпинель-диопсидовыми скарнами. Ее возникновение и размеры отражают интенсивность расплавления шпинель-пироксеновых скарнов на контакте с гранитом и обусловлены перераспределением магния, неусвоенного расплавом, Развитие форстеритовой зоны происходит как за счет преобразования состава шпинель-пироксенового скарна, так и за счет замещения кальцита в форстеритовых кальцифирах на границе этих зон метасоматической колонки первой фазы гранитизации:

Образующиеся форстеритовые скарны наследуют вкрапленность шпинели и пироксеновых скарнов, и кальцифиров и имеют четкую границу с этими породами.

Следует подчеркнуть, что принятый в реакциях диопсидовый состав пироксена правилен для рассмотрения роли магния, но не кремния, так как во многих случаях он имеет состав фассаита, содержания алюминия, в котором невелики, но, по данным Л.И. Шабынина, могут достигать или превышать 10% Al2O3. В качестве одного из объяснений появления в магнезиальных скарнах фассаита может быть недостаток кремния в трансмагматических растворах или наличие единой формы миграции кремния и алюминия, Образование форстерита по фассаиту по приведенной выше реакции замещения диопсида приведет к освобождению дополнительного количества алюминия, что обусловит возникновение шпинели.

Форстеритовые скарны с шпинелью или без нее являются представительной зоной в метасоматической колонке рассматриваемой фации глубинности почти во всех скарновых залежах близ непосредственного контакта с гранитами в хр. Тас-Хаяхтах и Селенняхского кряжа в Якутии, Итеньюргинского проявления на Чукотке, на месторождениях Горной Шории, в Средней Азии и многих других регионов СССР и мира. Более того, они отмечены Л.И. Шабыниным как внешняя оторочка ритмично-полосчатых магнетит-шпинель-кальцит-пироксеновых скарнов в Питкярантском рудном поле близ скарнов непосредственного контакта, замещающих при своем развитии не только доломиты, но и ритмичнополосчатые скарны, в которых также развита форстеритовая зона. Необходимо заметить, что Л.И. Шабыниным допускается содержание 20—30% и более кальцита в форстеритовой зоне при сохранении термина "скарн", что возможно, если их рассматривать в качестве промежуточного продукта при преобразовании форстеритовых кальцифиров в форстеритовые скарны в ходе усложнения метасоматической зональности на второй фазе гранитизации доломитов.

Присутствие в доломитах примесей иного состава не может не сказываться на зональности магнезиальных скарнов. Наличие примеси кальцита наследуется всеми зонами первой фазы гранитизации, но полностью стирается в ходе второй фазы, при которой и реакционный, и избыточный кальцит сохраняются лишь как избыточная минеральная фаза для компенсации объема замещенной и замещающей пород. До настоящего времени нет данных о предельных содержаниях кальцита в доломитах, которыми ограничиваются возможности образования магнезиальных скарнов. Присутствие равномерной примеси кремнезема фиксируется более широким распространением пироксена и в скарнах, и в кальцифирах. Это отчетливо проявлено в ореоле скарнирования свиты Порт-Клэренс на контакте с гранитами горы Брукс, Аляска, где форстеритовые кальцифиры не представительны, а форстеритовые скарны редки. Примесь алюмосиликатного материала фиксируется появлением обильной шпинели, наследующей в пироксеновых скарнах положение терригенных прослоев, что наблюдалось в скарнах горы Из на Аляске, США.

Рассмотренные виды первичной и усложненной метасоматической зональности периклазовой, но без монтичеллита, гипабиссальной фации занимают промежуточное положение в эволюционном изменении зональности скарнов магматического этапа (см. табл. 1). Подробное их рассмотрение позволяет далее, при характеристике менее глубинных и более глубинных фаций, более кратко описать общие и отличительные черты иных типов проявления метасоматической зональности.

Имя:*
E-Mail:
Комментарий: