Геохимия петрогенных элементов при формировании метасоматической зональности

Электромонтаж Ремонт и отделка Укладка напольных покрытий, теплые полы Тепловодоснабжение

Геохимия петрогенных элементов при формировании метасоматической зональности

30.07.2020

Изложенный материал позволяет с единой геохимической позиции рассмотреть становление скарновой зональности магматического этапа метасоматического процесса во всех фациях глубинности в полном согласии с теорией академика Д.С. Коржинского. Принятое в настоящей работе положение о доломитовом составе исходных замещаемых карбонатных пород не противоречит наблюдаемым в природе проявлениям метасоматической зональности в абиссальных и гипабиссальных скарнах, включая их монтичеллитовые разности. В условиях меньших глубин это положение утрачивает свое значение и с момента появления в метасоматической колонке мервинита вплоть до спурритовых (ларнитовых) скарнов количество магния в замещаемой породе может уменьшаться. Это уменьшение не беспредельно, но неопределенно. Так, в единственном местонахождении ларнита Ca2SiO4 (Ларн, Ирландия) он встречен в измененных карбонатных породах на контакте с долеритом и ассоциирует со спурритом, геленитом, мервинитом и шпинелью; перечень минералов однозначно, но количественно неопределенно свидетельствует о наличии магния в замещаемой породе. На основании генетической общности всех рассмотренных метасоматических образований составлена табл. 1 и ее графическое изображение (рис. 5); вопросы терминологии скарнов магматической стадии особо не обсуждаются, так как в настоящей работе рассматриваются руднь1е месторождения, генетически связанные только с магнезиальными скарнами (включая шпинель-монтичеллитовую фацию).

Выделение в настоящей работе двух фаз гранитизации доломитов позволяет объяснить и понять наличие или отсутствие в метасоматической зональности пород с высоким содержанием магния в зависимости от соблюдения минимально достаточной или оптимально возможной интенсивности гранитизации доломитов. В зависимости от интенсивности расплавления приконтактовых участков скарна или увеличения мощности их плагиоклазсодержащих разностей под воздействием транемагматических растворов (особенно в абиссальной фации) возникают различные по представительности (см. рис. 5) форстеритовые, энстатитовые и магнезитовые породы в составе метасоматических колонок. Это логическое следствие, подтверждаемое фактическим материалом, дает основание к постановке вопроса: не имеет ли место новообразование магнийсодержащих карбонатов и в гипабиссальных условиях? Если это так, то это имеет большое прикладное значение в увеличении потенциальных возможностей для постмагматического развития магнийсодержащих боратов и образования их промышленно-ценных концентраций в большем диапазоне метасоматических пород.

Ревизия имеющихся фактических материалов и непосредственное изучение конкретных месторождений позволяют положительно ответить на этот вопрос. Новообразования магнезита отмечены в карбонатном ореоле гипабиссальных фаций (исключая монтичеллитовую и менее глубинные) скарнов на ряде месторождений хр. Тас-Хаяхтах в Якутии и Восточного Забайкалья и обсуждается в настоящей работе.

Геохимическое поведение кальция на ранней фазе магматического замещения следует рассматривать как инертное, чем определяется почти полная его преемственность составом метасоматических пород, в частности в виде реакционного кальцита. Этого нельзя сказать в отношении второй фазы гранитизации, когда кальций (в условиях больших глубин, чем монтичеллитовая фация) вытесняется при образовании высокомагнезиальных пород и за счет растворения реакционного кальцита в шпинель-диопсидовых и шпинель-монтичеллитовых породах при разрастании скарновых зон.

Кремний и алюминий имеют почти одинаковую подвижность в процессе скарнообразования магматического этапа, но миграция кремния более интенсивна, о чем свидетельствует отсутствие шпинели в форстеритовых скарнах ряда забайкальских месторождений и более частое ее отсутствие в форстеритовых кальцифирах. Кремний фиксируется всеми силикатами. Наличие алюминия не только в шпинелях, но и в силикатах (фассаите, гелените и энстатите) свидетельствует о недостаточности кремния или возможности его замены алюминием в условиях высоких температур, близких к солидусу насыщенных водой расплавов гранитов, а для приповерхностных фаций — к солидусу базальтов.

Рассматривая поведение петрогенных элементов, нельзя не остановиться на минеральных формах нахождения железа, изученных достаточно полно. Магнезиальные силикаты содержат незначительное количество двухвалентного железа; в пересчете на присутствие в их составе железистых миналов диопсид, форстерит и энстатит имеют железистость 1—5%, редко выходя за пределы этих значений в аподоломитовых скарнах магматического этапа. В фассаитах отмечается наличие и трехвалентного железа. Двухвалентное железо почти постоянно присутствует в периклазе, регионально достигая 10—16% FeO минала. Наибольшие количества железа фиксируются в магномагнетитах и шпинелях. При этом отчетливо проявляется обогащение шпинели приконтактовых зон двухвалентным железом (до 20—30% герцинитового минала), но трехвалентным — в карбонатном обрамлении скарнов. Магнетиты магматического этапа в экзоскарнах представлены редкой вкрапленностью и наиболее представительны в ритмично-зональных их разностях гипабиссальной фации. Магнезиальность магнетитов возрастает по мере удаления от контакта с гранитоидом и отвечает значениям железистости около 75% в форстеритовых скарнах и до 23% — в карбонатном обрамлении. Отмечаемое в целом преобладание двухвалентного железа в приконтактовых разностях, но трехвалентного — на удалении от него свидетельствует о поступлении железа в скарны в двухвалентном состоянии.

Отсутствие экспериментальных данных о кислотности (щелочности) трансмагматических растворов (флюидов) позволяет лишь качественно рассмотреть этот вопрос по величинам условного потенциала ионизации, предложенного В.А. Жариковым для кислотно-основной характеристики минералов и их парагенезисов (табл. 2, рис. 6). Условные потенциалы ионизации рассчитаны для продуктов реакций, приведенных в тексте, нейтральным значениям соответствует величина 200 ккал/моль.

Сопоставление полученных данных показывает, что максимальным значениям основности отвечают мервинитовые, монтичеллитовые и форстеритовые скарны, а минимальным — новообразования магнезита. Изменение величин условного потенциала минеральных парагенезисов во всех типах метасоматических колонок отражено на графике. Наименьшие значения характеризуют периклазовые мраморы, но, вероятно, не являются отражением щелочности растворов, так как экспериментально установлено их возникновение при термическом разложении доломита и без участия растворов. В пределах одной фации глубинности формирование зональности первой фазы гранитизации, особенно в долгоживущих зонах дробления доломитов, требует меньших значений щелочности по сравнению с усложненной зональностью второй фазы (рис. 6). Приведенные данные согласуются с экспериментальными и расчетными данными изучения системы CaO — MgO — Al2O3 — SiO2 — H2O — CO2, анализ которых проведен В.А. Жариковым при рассмотрении скарновых парагенезисов.

В настоящей работе не проводится анализ всех физико-химических условий образования метасоматической зональности скарнов магматической стадии, но обращено внимание на те факты, которые не являются следствием общих представлений о процессе гранитизации доломитов.

Выявленные особенности эволюционного изменения метасоматической зональности в зависимости от проявления оптимально-возможных условий процессов ее формирования во всех фациях глубинности (см. рис. 5, табл. 1) не исчерпывают всего разнообразия метасоматических колонок реальных магнезиально-скарновых контактов. Наши данные и данные других исследователей позволяют систематизировать фактические материалы в отношении гипабиссальных контактов с доломитами в зависимости от основности активных интрузий, от изменения щелочности расплавов, а также в пределах монтичеллитовой фации и от различия составов ритмично-полосчатых метасоматитов и скарнов магматического этапа. Отправным пунктом систематизации, дающим ей общую направленность, является универсальное проявление примитивной зональности.

Изучение контактовый ореолов интрузивных пород, состав которых на границе со скарнами изменяется от аляскитовых и обычных гранитов через диориты, габбро и пироксениты к дунитам, показывает отчетливые закономерности возникновения метасоматических колонок, сложность строения и представительность которых уменьшается с увеличением основности расплава, контактирующего с доломитом (рис. 7). Сравнение примитивной метасоматической колонки с зональностью в контактах с гранитами (см. рис. 7, колонки 0 и 1) иллюстрирует наиболее сложное строение последней. Перераспределение магния в процессе магматического замещения доломитов вызывает появление как зон плагиоклаз-пироксенового состава, расположенных в непосредственном контакте с расплавом и обедненных магнием по сравнению с магнезиальностью исходных Доломитов, так и зон шпинель-форстеритового состава, локализованных на границе шпинель-фассаитовых скарнов и шпинель-форстеритовых кальцифиров, и шпинель-форстеритовых кальцифиров с новообразованиями доломита, обогащенных магнием, который был неусвоен расплавом или освобожден при замещении шпинели плагиоклазом. С увеличением основности расплава его состав петрохимически приближается к составу плагиоклаз-пироксеновых пород, что обусловливает постепенное сокращение представительности этой метасоматической зоны в экзоконтактовой метасоматической колонке магнезиальных скарнов. В тех случаях, когда процессы ассимиляции скарнов расплавами интенсивны, происходит уменьшение мощностей шпинель-форстеритовых скарнов вследствие регрессии в перераспределении магния вплоть до исчезновения в колонке этой метасоматической зоны (см. рис. 7, колонка II). Возрастающие температуры плавления расплавов габбро и пироксенитов стимулируют при прочих необходимых условиях появление за приконтактовой зоной шпинель-фассаитового состава зоны монтичеллитовых скарнов на фоне полного соответствия возникающей зональности исходным доломитам в отношении преемственности характеризующего их состава по магнию и кальцию; метасоматическая колонка становится "примитивной'' (см. рис. 7, колонки III и IV). Еще более она упрощается в контактах ультраосновных расплавов (оливинитов и дунитов), в контакте с которыми развиваются только форстеритовые кальцифиры в ореоле периклазовых мраморов (см. рис. 7, колонка 5).

Сведения о различии проявления зональности в зависимости от щелочности приконтактовых сиенитов позволяют установить определенные закономерности, показанные на рис. 8 и отражающие тенденции максимального усложнения метасоматических колонок на фронте проплавления скарнов граносиенитами (см. рис. 8, поле I) или развития примитивных колонок в контактах с безнефелиновыми сиенитами (см. рис. 8, поле II) и еще более простых колонок, но содержащих нефелин в составе метасоматических пород в контактах с нефелиновыми сиенитами и уртит-йолитами (см. рис. 8, поле III). Последние А.А, Коневым и B.C. Самойловым названы щелочными магнезиальными скарнами. Для всех возникающих колонок характерно отсутствие экзоскарновых плагиоклаз-пироксеновых пород и наличие в карбонатном обрамлении метасоматических зон периклазовых мраморов. В оптимально-возможных условиях наиболее сложные по минеральному составу колонки включают зоны шпинель-фассаитового скарна, шпинель-форстерит-фассаитового скарна, шпинельфорстеритового скарна, шпинель-форстеритового кальцифира с новообразованиями доломита и шпинель-форстеритового кальцифира переходящего в периклазовые мраморы, а затем в исходные доломиты. В скарнах с примитивной зональностью шпинель-фассаитовые скарны контактируют со шпинель-форстеритовыми кальцифирами; оба типа пород, как и периклазовые мраморы, имеют отношение магния и кальция, равное таковому в доломитах

В зависимости от интенсивности увеличения щелочности нефелиновых сиенитов и появления в приконтактовых участках расплавов уртит-йолитового состава происходит частичное или полное преобразование зоны шпинель-фассаитовых скарнов в нефелин-фассаитовые скарны, а зоны шпинель-форстеритовых кальцифиров — в зону нефелин-оливинового состава. В этой ситуации локально отмечается либо появление шпинель-монтичеллитовых скарнов, либо непосредственные контакты уртит-йолитов со шпинель-форстеритовыми кальцифирами. В щелочных магнезиальных скарнах замещению нефелином подвергается и шпинель, и кальцит на фоне увеличения железистости пироксена и форстерита. В этих разностях скарнов отмечается увеличение содержания титана в фассаите и гумитах, в целом характерное для скарнов в контактах с расплавами возрастающей щелочности. Постмагматическая рудоносность скарнов в контактах с сиенитами обусловлена образованием магнетитового оруденения и характеризуется незначительной по интенсивности борной минерализацией магнезиолюдвигита и его титансодержащих разностей вплоть до азопроита.

Сопоставление данных о метасоматической зональности в пределах монтичеллитовой фации глубинности (рис. 9) показывает закономерное их изменение при сохранении в целом тенденции развития колонок примитивного типа. Исключение составляет колонка Леспромхозного магнетитового месторождения, где в контакте с сиенитами образовалась кальцит-шпинелевая зона с единичной вкрапленностью клинопироксена и за которой следуют монтичеллитовые скарны, сменяющиеся периклазовыми мраморами с вкрапленностью форстерита. В.И. Синяковым, описавшим эту зональность, установлено, что температуры гомогенизации включений составляют 870-890° С. В других случаях (см. рис. 9, колонки Vl-V и III-I) метасоматическая зональность отвечает полной преемственности соотношения магния и кальция исходных доломитов: в первых отсутствует отчетливая зона шпинель-фассаитовых скарнов, во вторых она развивается на контакте с расплавом или слагает внутренюю часть столбообразного скарнового тела. В колонке II проявлена зона шпинель-мервинитового скарна, а в колонке I — геленит-монтичеллитового. Относительно редко в зоне периклазовых мраморов появляются монопериклазовые породы, преобразуемые в брусититы (колонка (V). B единственном случае на контакте уртит-йолитов отмечено проявление нефелин-пироксеновой зоны (колонка III). Для колонок монтичеллитовой фации отмечается развитие только магнетитового оруденения, а в скарновых зонах хр. Тас-Хаяхтах — харкеритового карбонатоборатсиликатового. Ортобораты (людвигит и редко котоит) локализуются в виде вкрапленности в кальцифирах и мраморах внешнего обрамления скарнов, но в ассоциации с монтичеллитом не обнаружены ни в одном случае. Оруденение является постмагматическим.





Ранее выявленные закономерности становления и эволюционного изменения метасоматической зональности вполне применимы и при анализе генезиса и состава ритмично-полосчатых магнезиальных скарнов, что отражено в табл. 3 и на рис. 10. Целенаправленное изучение позволило установить два типа их проявления: первый характеризуется отсутствием магнетита в минеральном составе ритмов, слагающих каждую из метасоматических зон, во втором магнетит (или магнезиоферрит) является постоянным минералом ритмов, возникающим на магматическом этапе формирования этих магнезиальных скарнов. Другой особенностью ритмичнополосчатых скарнов является изменение количества слагающих их зон по мере удаления от контакта с интрузивным телом, что отражено в вертикальном строении графика (см. рис. 10) и 8 систематизации данных о разных минеральных составах метасоматической ритмичности (см. рис. 3). Горизонтальные сечения, отвечающие в реальных проявлениях поперечным сечениям скарновых тел и жил, равнозначны наблюдаемым в природе случаям. Общими чертами зональности ритмично-полосчатых метасоматитов магматической стадии являются отчетливо проявленные различия минерального состава ритмов в их силикатсодержащей части, в бессиликатных ассоциациях и в зоне периклазовых мраморов, что отражено приведенными на рис. 10 типами примитивных метасоматических колонок. В непосредственных контактах с интрузиями и их апофизами наиболее сложные метасоматические колонки возникают в оптимально-возможных условиях, что фиксируется в последовательности смены ритмично-полосчатых плагиоклаз-пироксеновых, кальцит-шпинель-магнетит-пироксеновых, магнетит-форстеритовых с шпинелью скарнов, шпинель-магнетит-форстеритовых кальцифиров с новообразованным доломитом или без такового, магнетит-(магнезиоферрит)-кальцитовых ритмов, переходящих в периклазовые мраморы или отделенных от них узкой зоной кальцита; за периклазовыми мраморами, а при их отсутствии за магнетит-кальцитовыми ритмами следуют исходные доломиты. В приведенной зональности плагиоклаз-пироксеновые породы обеднены магнием, а манетит-шпинель-форстеритовые являются высокомагнезиальными по сравнению с замещенными доломитами. Первые отмечаются крайоне редко, вторые достаточно распространены в контактах зон дробления доломитов с лейкократовыми гранитоидами (см. табл. 3). К последним отчетливо приурочены и кальцифиры с новообразованиями доломита. Метаморфогенные и метасоматические (ритмично-полосчатые) периклазовые мраморы также развиты в ближайших к интрузиву доломитах, но отсутствуют на удалении от контактов; шпинель-кальцитовая бессиликатная ритмичность развита за пределами кальцифиров, но сопредельна с ними. Состав магнетита в проявлениях бессиликатной ритмичности (рис. 10, б) варьирует в широких пределах: от нормативного по составу магнетита близ кальцифиров до магномагнетита и магнезиоферрита около доломитовых мраморов. Для всех зон метасоматической колонки характерно постоянство составов минералов, слагающих ритмичность в пределах данной зоны как следствие инфильтрационности их образования, и упорядоченное расположение минералов в виде последовательно возникающих ритмов, обусловленное протеканием и диффузионного процесса.

Наличие периклазовых мраморов около ритмично-полосчатых скарнов и кальцифиров, расположенных близ расплавов, но отсутствие периклазовых мраморов в штокверковых зонах скарнов на удалении от интрузива при сохранении всех остальных признаков их образования на магматическом этапе формирования скарнов свидетельствует о значительном температурном градиенте, в пределах которого осуществляется этот процесс. Значительные вертикальные масштабы распространения штокверкового проявления ритмично-полосчатых скарнов, достигающие десятков и сотен метров по отношению к кровле и апофизам интрузивов, позволяют предполагать возможность отнесения ритмично-полосчатых метасоматитов к образованиям и магматического, и постмагматического (по температурам возникновения) этапов, пространственно сменяющих друг друга на удалении от контакта с гранитоидами. Объективно это отражается в убывающей роли шпинели, количество которой отчетливо уменьшается вплоть до отсутствия в составе ритмично-полосчатых метасоматитов. По времени возникновения они синхронны.

Рассмотренные закономерности изменения зональности, несомненно, будут совершенствоваться по мере накопления новых фактов, но тем не менее уже достаточно фактов, которые свидетельствуют, что все многообразие метасоматических колонок продиктовано осуществлением минимально-достаточных и оптимально-возможных условий их возникновения в конкретной физико-химической обстановке, зависящей от геолого-тектонической ситуации прохождения процессов магматического замещения карбонатных пород. Имеющиеся фактические материалы показывают, что и метасоматическая ритмичность может возникать не только по доломитам, хотя именно такие образования и преобладают, но и по доломитсодержащим известнякам (см. табл. 3): М.А. Богомоловым в Афганистане изучена метасоматическая ритмичность геленит-спурритового состава аналогичная ритмичность характеризует и спирритовые породы штата Дурандо в Мексике (данные изучения автором фондовых коллекций Горной школы в Камборне, Англия) и шпинель-ларнитовые скарны Сковт-Хилла в Северной Ирландии (данные изучения коллекций С.Е. Тилли в петрографическом музее Кембриджского университета, Англия).

Имя:*
E-Mail:
Комментарий: