Проявление известковых скарнов на магнезиально-скарновых месторождениях бора и олова
Образование известковых скарнов характеризует наименее щелочную фазу постмагматического изменения магнезиальных скарнов, последующую или сингенетичную по отношению к формированию боратного оруденения. В настоящем разделе работы рассматриваются известковые скарны, замещающие магнезиальные скарны, которые не несут боратного оруденения.
Известковые скарны как постмагматические образования развиваются с замещением приконтактовых магнезиальных скарнов и сопряженных с ними метасоматических околоскарновых и магматических пород во всех фациях глубинности, но только в гипабиссальных условиях они проявляются во всех зонах метасоматической колонки, включая, возможно, и карбонатное обрамление скарнов. Последнее осуществимо только для примитивных колонок, но не для таковых с отчетливо выраженными зонами высокомагнезиального состава. Состав известковых скарнов при этом столь отличается от состава собственно-известковых скарнов, образованных по известковым карбонатным породам, что для них предложено название "известковые скарны магнезиально-скарновой формации. Это обусловлено значительной преемственностью составом новообразованных минералов известковых скарнов магния и алюминия замещенных магнезиальных скарнов с появлением магнийсодержащих силикатов и алюмосиликатов, которые не являются типоморфными для собственно известковых скарнов по известнякам (салиты, клинтониты, везувианы, гроссуляры и т.д.).
Устанавливается отчетливая зависимость интенсивности проявления новообразования известковых скарнов и с общей тектонической обстановкой формирования магнезиально-скарновых месторождений: чем более "открытой" является физико-химическая система, в которой образуется данное месторождение, тем большее известково-скарновое изменение претерпевают часть или все зоны магнезиальных скарнов. Изучение месторождений бора и олова, в которых становление магнезиальных скарнов и оруденения происходило в различной тектонической обстановке, показывает, что наименьшая интенсивность известковых скарнов обнаруживается в скарноворудных залежах, заместивших монолитные доломиты, но она возрастает в зонах долгоживущей локальной трещиноватости и максимальна в зонах дробления доломитов, вплоть до отсутствия в последних магнезиального или манезиально-железистого боратного оруденения, включая единые минеральные формы нахождения бора и олова.
В качестве примера приведем ритмично-полосчатые скарны долгоживущих зон дробления доломитов, различающиеся интенсивностью замещения их известковыми скарнами. На месторождениях Питкяранты сохраняется незамещенной форстеритовая зона, обрамляющая магнетит-шпинель-кальцит-диопсидовые ритмично-полосчатые скарны, полностью преобразованные в везувиановые с флогопитом агрегаты, наследующие текстурные особенности замещаемых скарнов. На Итеньюргинском проявлении скарнов в Восточной Чукотке частично сохраняются незамещенными не только форстеритсодержащие оторочки, но и отдельные участки магнетит-шпинель-кальцит-диопсидовых скарнов. В то же время ритмично-полосчатые скарны не только изменены с образованием флогопит-везувиановой ассоциации, но и испытывают замещение гранатом андрадит-гроссулярового состава, локально сопровождаемое перикристаллизацией магнетита. Примером полного их замещения известковыми скарнами являются ритмично-полосчатые скарны Северного участка Кличкинского рудного поля в Восточном Забайкалье и месторождения Железной горы в шт. Нью-Мексико, в США, магнезиально-скарновая природа которых устанавливается лишь редкими реликтами магнезиальных минералов в кальцифирах и по характерным текстурам, сохраненным благодаря инертности магнетита.
Постмагматический характер проявления известково-скарновых изменений магнезиальных скарнов подчеркивается вовлечением в этот процесс приконтактовых участков гранитоидов. Известково-скарновые новообразования имеют отчетливый инфильтрационный характер. Частичное исключение носят метаморфогенные их разности в зонах контактового метаморфизма доломитов, содержащих прослои терригенного силикатного или алюмосиликатного состава, которые преобразуются в салитовые, везувиановые и андрадит-гроссуляровые с подчиненными железистыми флогопитом или амфиболом скарноиды. Последние изучались в скарнорудных проявлениях боратов (пайгеита, вонсенита и харкерита) хр. Тас-Хаяхтах в Якутии и гор Брукс и Из на Аляске и будут рассмотрены при описании этих типов оруденения.
В условиях наибольших глубин проявление известковых скарнов известно в качестве продукта изменения алюмосиликатных пород на Алданском щите, где они представлены пироксен-андрадитовыми породами. При этом гранат содержит до 30% гроссулярового минала, а клинопироксен представлен ферриавгитом. А.А. Маракушевым отмечена ассоциация граната с ортоклазом в измененных мигматитовых гнейсах. Локальное проявление известковых скарнов в экзоконтакте, несущем боратную минерализацию, известно только на месторождении Джейвилл, шт. Нью-Йорк, США, где вкрапленный вонсенит в магнетитовых рудах ассоциирует с салитом, ферриавгитом и амфиболом.
Известковые скарны в условиях беспериклазовой гипабиссальной фации глубинности представлены в качестве постмагматических инфильтрационных образований и по приконтактовым гранитоидам, и по шпинель-пироксеновым магнезиальным скарнам, изученным на Быстринском и Kултуминском рудных полях, на Железном кряже и Ново-Ивановском месторождении людвигит-магнетитовых руд Восточного Забайкалья. Интрузивные породы в зоне контакта с магнезиальными скарнами преобразованы в существенно гроссуляровые известковые скарны. Мощность эндоконтактовых изменений не превышает 10 м. Шпинель-диопсидовые скарны преобразуются в гранат-пироксеновые; гранат представлен эндрадитом с 20—30% гроссулярового минала, а пироксен — салитом с железистостью 15—30% и низким содержанием алюминия. Во всех изученных забайкальских месторожениях зоны с боратной минерализацией не подвергаются известково-скарновым изменениям. В рассматриваемой фации глубинности ассоциации известково-скарновых минералов с боратами известны и изучались на Инском месторождении в Горном Алтае и на месторождении Брайненбрунн в Саксонии, ГДР. В обоих случаях они относятся к проявлениям магнезиально-железистых боратов в магнезиальных скарнах диопсидового состава, испытавшим преобразование в маложелезистых салитовые породы, в которых людвигит замещен вонсенитом. На Инском месторождении вонсенит представлен разностью с железистостью 76% и ассоциирует с диопсидом и турмалином, а в Сан-Христоф, Брайтенбрунн, железистость бората, ассоциирующего с салитом и ильваитом, достигает 80—85%.
Высокожелезистые разности боратов серии людвигита — вонсенита являются характерными минералами известково-скарновых экзоконтактных образований в рассматриваемой фации даже в тех случаях, когда последние являются метаморфогенными и образовались при замещении доломитсодержащих карбонатных пород с прослоями силикатного материала. Сказанное не означает метаморфического происхождения борсодержащих минералов, образующихся с замещением пироксена и карбонатного материала при поступлении бора с гидротермальными растворами в породы, силикатные и алюмосиликатные прослои в которых ранее преобразованы в салитовые или гранатовые: боратная минерализация наследует слоистость замещенных пород; в последних железистость вонсенита достигает почти 100%. К этому типу образований, вероятнее всего, относятся вонсенитсодержащие скарноиды месторождения Камаиси в Японии, железистость вонсенита в которых достигает 98% и салит-вонсенитовые руды месторождения Монки, Бургиллос дель Серо в Испании, в которых железистость бората составляет 100%. Подобные образования характеризуют скарноиды, образованные и в менее глубинных условиях; сингенетичными и более поздними по отношению к известково-скарновым минералам в них являются высокожелезистые разности пайгеита и вонсенита и поздние образования харкерита (магнезиальнокальциевого борат- силикат-карбоната), изученные на месторождениях хр. Тас-Хаяхтах в Якутии и гор Брукс и Из на Аляске.
Еще большей интенсивности достигают процессы известково-скарнового замещения магнезиальных скарнов, в том числе и с боратной минерализацией, в периклазовой фации умеренных глубин. Наиболее изученными в этом отношении являются месторождения хр. Тас-Хаяхтах и Ceленняхского, кряжа в Якутии, скарновые ореолы гор Брукс и Иэ на Аляске, Аргыщ-Таг и Темир-Тау в Горной Шории, Гавасайское рудное поле и месторождение Сюрень-Ата в Средней Азии и другие. Известково-скарновые преобразования в этих регионах выражаются в интенсивном проявлении аксинитовой минерализации и эпидотизации приконтактовых гранитоидов и отчетливой зональности экзоконтактовых известковых скарнов. Наибольшим распространением пользуются известковые скарны, заместившие частично или почти полностью шпинель-диопсидовые (фассаитовые) магнезиальные скарны, лишь локально несущие боратную минерализацию.
В направлении от контакта с гранитоидами развиваются волластонит-гроссуляровые, гроссуляр-андрадитовые и салитовые скарны. Последние контактируют с незамещенными шпинель-диопсидовыми породами или содержат их реликты, отмечаемые иногда и в гранатовых скарнах. В случаях замещения людвигитсодержащих пироксеновых скарнов магнезиально-железистые бораты наследуются известковыми скарнами, но испытывают перекристаллизацию и изменение состава в более железистые (f = 75—100,%)разностивонсенитового состава (рис. 13). Отчетливая выдержанность состава магнезиально-железистых боратов в каждом из минеральных парагенезисов подчеркавает инфильтрационный характер минералообразования.
В более редких случаях известково-скарновое замещение проявлено в зоне форстеритовых скарнов. В табл. VII, 3 показано замещение форстеритового скарна с обильным магнезиолюдвигитом салитом, в свою очередь преобразуемым в гранат. Известковыми минералами наследуется радиально-лучистая структура людвигитового агрегата, но в их пределах борат неустойчив и замещен магнетитом. Еще реже известковые скарны развиваются в карбонатном обрамлении магнезиальных скарнов с боратной минерализацией. На Кебериньинском проявлении в хр. Тас-Хаяхтах локально наблюдается замещение котоит-форстеритового мрамора агрегатом радиально-лучистого данбурита, отражающее преемственность не только кальция, но и бора новообразованными силикатами, а железо фиксируется в виде вторичного магнетита — продукта замещения магнезиолюдвигита. Ни разу не обнаружено замещение известковыми скарнами суанитсодержащих магнезиальных скарнов — во всех возможных случаях фиксировалось его более ранее преобразование в людвигит.
В условиях пограничных с монтичеллитовой и периклазовой фациями глубинности известково-скарновые изменения магнезиальных скарнов сохраняют ранее рассмотренные особенности, но в них вовлекаются и внешние зоны карбонатного обрамления, несущие суанит-котоитовую минерализацию. Магнезиальные силикаты при этом не испытывают минерального преобразования, но суанит-котоитовые мраморы преобразуются в сахаит. В сопредельных с форстерит-сахаитовыми породами монтичеллитовых кальцифирах получает развитие харкеритовое оруденение, что наблюдается на Докучанском месторождении в хр. Тас-Хаяхтах.
Известково-скарновому замещению в этой фации глубинности также подвергаются и терригенные прослои в известковистых доломитах, что отражено в стратифицированном распределении салитов, везувиана, феррофлогопита, железистых амфиболов, ксантофиллита и граната в мраморах. Эти текстурные особенности наследуются более поздним развитием пайгеитового, вонсенитового и харкеритового оруденения, изученного в пределах Титовского месторождения (по руч. Магнетитовому) в хр. Тас-Хаяхтах и на Чыыбагалаахском проявлении в Селенняхском кряже в Якутии, в контактовых ореолах гор Брукс и Из на Аляске. Перечисленные силикаты часто являются высокомагнезиальными, а пайгеит и вонсенит — высокожелезистыми.
В настоящем разделе работы не приводятся характеристики разных типов боратного и борооловянного оруденения, так как они подробно рассматриваются позднее. В работе не освещаются известково-скарновые преобразования метасоматической зональности магматического этапа в монтичеллит-меринитовой и геленит-ларнитовой фациях глубинности вследствие отсутствия в этих скарновых образованиях боратного и оловянного оруденения.
Наиболее интенсивное замещение магнезиальных скарнов известковыми проявляется вдоль новообразованных трещин, достигая максимума в долгоживущих зонах локальной трещиноватости и зонах дробления доломитов. Это выражается в почти полном замещении шпинель-диопсидовых пород салитом, железистыми амфиболами и магнийсодержащим везувианом в магнезиальных скарнах, в карбонатном ореоле которых развиты котоитсодержащие мраморы и появляется акцессорный харкерит в везувиановых мраморах. Примером таких преобразований магнезиальных скарнов служат участок Рид и водораздел рек Минт- и Лост-Ривер в контактовом ореоле гранитов горы Брукс на Аляске. Ритмичнополосчатые магнетит-шпинель-кальцит-диопсидовые скарны месторождения Лост-Ривер, Касситерит- и Тин-Крик на Аляске почти полностью замещены везувианом при подчиненной роли феррофлогопита, железистых амфиболов и турмалина. Процесс известково-скарнового замещения в ритмично-полосчатых скарнах всех регионов тесно смыкается с процессами грейзенизации магнезиальных скарнов.
Характеризуя известково-скарновое замещение магнезиальных скарнов в целом, следует отметить следующие его геохимические особенности.
1. Сингенетичность эндоконтактовых известковых скарнов и постмагматического преобразования состава магнезиальных скарнов во флогопит- и клиногумит-хондродитовые породы.
2. Сингенетичность, но пространственную разобщенность формирования высокотемпературного боратного оруденения в магнезиальных скарнах и известково-скарнового замещения приконтактовых с гранитоидами шпинель-диопсидовых и фассаитовых скарнов.
3. Значительную, но уменьшающуюся преемственность магния замещаемых пород минералами известковых скарнов с ростом интенсивности этого процесса в ряду салит — амфибол — везувиан — гранат — волластонит, обнаруживающих последовательное образование. Это проявляется и в отношении преобразования умеренномагнезиальных боратов (людвигита и гулсита) и магномагнетита в крайнежелезистые их разности (вонсенита и пайгеита) и в нормативный магнетит.
4. Формирование первичного боратного оруденения в магнезиальных скарнах предшествует замещению последних известковыми скарнами с появлением специфических минеральных форм нахождения бора и олова, часть которых до настоящего времени не установлена на собственно известково-скарновых месторождениях этих элементов.
5. Сопряженность инфильтрационного и диффузионного скарнообразования в пределах сингенетичного изменения магнезиальных скарнов и доломитовых мраморов с прослоями терригенного материала при отчетливом различии минеральных видов боратного оруденения и его более позднего образования по отношению к известково-скарновым минералам.
6. Сохранение в рассматриваемых известковых скарнах реликтов замещаемых магнезиально-скарновых пород и минералов и почти повсеместное сохранение зоны кальцифиров и доломитовых мраморов в их карбонатном обрамлении, равно как и текстурных особенностей ритмичнозональных магнезиальных скарнов даже в случае полного преобразования их шпинель-силикатной части.
Приведенные данные позволяют установить магнезиально-скарновую превичную природу замещенных известковыми скарнами пород, что является необходимым для понимания эволюционного становления рудных месторождений железа, бора, олова и многих других элементов.
Процесс известково-скарнового замещения магнезиальных скарнов в значительной мере ответственен за геохимическое поведение магния при высокотемпературном минералообразовании. Увеличение железистости силикатов с последующим их замещением высококальциевыми и собственнокальциевыми силикатами определяет необходимость установить новые минеральные формы нахождение магния вне участков известково-скарнового преобразования, но в пределах скарноворудных залежей.
С этой точки зрения, благоприятной средой для накопления магния могут быть сингенетичные новообразования оливиновых скарнов по шпинель-диопсидовым, новообразования минералов группы гумита и появление магнийсодержащих карбонатов в кальцифирах и мраморах. В отношении оливина необходимость поступления дополнительных количеств магния была показана ранее и здесь рассматривается для иных постмагматических минералов магния.
Приведенный выше состав минералов группы гумита показывает, что содержание магния в них убывает в псоедовательности норбергит — Чондродит—гумит—клиногумит, приближаясь к таковому в форстерите. Если принять во внимание взаимопрорастания хондрадита и клиногумита с форстеритом и возникновение псевдоморфоз этих минералов по форстериту на постмагм этическом этапе, то следует сказать либо о необходимости дополнительного магния для их образования, либо о выносе кремния при реакциях замещения. Последнее, вероятно, должно было бы фиксироваться в минералах, содержащих большие количества кремния, но и в форстеритовых скарнах, и в кальцифирах таковые не образуются. Таким образом, а случае перераспределения кремния единственными новообразованиями могут быть форстерит или клиногумит, т.е. высокомагнезиальные силикаты, присутствие которых отмечается в доломитовых мраморах и периклазовых мраморах в соответствующих фациях глубинности. Ho для этого потребуются новые, еще большие количества магния, так как магний замещенных на магматическом этапе доломитов уже усвоен форстеритом и периклазом. Еще с большим основанием это следует в отношении почти мономинеральных форстеритовых скарнов, замещаемых клиногумитом, а тем более — хондродитом.
На месторождениях хр. Тас-Хаяхтах не являются редкими (подробно рассматриваемые позднее) случаи замещения карбонатной части форстеритовых и периклазовых мраморов высокомагнезиальными разностями людвигита, цементирующими идеальные по форме форстерит, клиногумит и периклаз. Эти и другие примеры однозначно указывают, что карбонатная часть этих минеральных ассоциаций не могла быть кальцитовой, как это следовало бы ожидать из первично доломитовой природы кальцифиров и периклазовых мраморов и отсутствия миграции магния как во время второй фазы гранитизации доломитов, так и в постмаг-матическом процессе известково-скарнового преобразования магнезиальных скарнов.
Специально проведенные исследования подтвердили гипогенное происхождение новообразований доломита и магнезита в карбонатном ореоле магнезиальных скарнов Титовского, Наледного и Снежного месторождений в Якутии и на Западном и Чингатайском месторождениях и в пади Дегтярка на Железном кряже в Восточном Забайкалье. Замещение, с нашей точки зрения, эндогенных образований магнезита отмечается на суанитовых месторождениях Сино-Корейского щита.
Прикладное значение устанавливаемых закономерностей в миграции и минеральных формах накопления определяется увеличением потенциальных возможностей формировния восокотемпературного боратного и борооловянного оруденения в преообразованнных магнезиальных скарнах, метасоматическая зональность которых на магматическом и постмагматическом этапах усложнена высокомагнезиальными породами (форстеритовыми, оливиновыми, клиногумитовыми и хондродитовыми породами и новообразованием доломита и магнезита в кальцифирах и мраморах). При этом в возникающих известковых скарнах сохраняется возможность развития руд харкеритового состава и пайгеитового, и норденшильдитового оруденения на заключительных фазах ранней щелочной стадии на фоне уменьшения pH и температуры гидротермальных растворов.
Более подробная характеристика известково-скарновых образований по магнезиальным скарнам будет дана при анализе минеральных парагенезисов боратных и борооловянных руд, формирующихся на заключительных фазах ранней щелочной стадии эндогенного процесса.