Температурный режим формирования скарнов и оруденения

Электромонтаж Ремонт и отделка Укладка напольных покрытий, теплые полы Тепловодоснабжение

Температурный режим формирования скарнов и оруденения

30.07.2020

Влияние температуры на процессы скарно- и рудообразования выявляется на основе последовательных возникновения и эволюции минеральных парагенезисов, сменяющих друг друга, и данных экспериментального изучения, ограничивающих пределы их существования конкретными физико-химическими величинами.

Изученные проявления и месторождения боратных и борооловянных руд повсеместно обнаруживают генетическую связь с магнезиальными скарнами. Более того, отчетливо устанавливается наличие этого типа оруденения в пределах от абиссальной магнезит-энстатитовой фации до шпинель-монтичеллитовой гипабиссальной фации включительно; этим фактом определяются пределы рассмотрения физико-химических факторов скарнообразования в настоящей работе. Условия становления скарнов магматической стадии на меньших глубинах (геленит-монтичеллитовой и ларнитовой фаций) обсуждаются в исследованиях В.А. Жарикова, А.А. Конева и В.С. Самойлова, В.В. Ривердатто, Н.Н. Перцева и других исследователей.

Становление первичной метасоматической зональности инфильтрационных магнезиальных скарнов, рассмотренных в первой части настоящей работы, происходит либо в контактовом ореоле гранитного расплава, либо в зонах региональной гранитизации, что однозначно свидетельствует о температуре этого процесса, хотя бы несколько превосходящей эвтектику гранитного расплава. Отсутствие признаков закалки на контакте гранитов с вмещающими породами предопределяет значительный прогрев последних в прогрессивную стадию метаморфизма, проявленный в значительной мраморизации доломитов и в ороговиковании лито-логически неоднородных толщ во время внедрения плутонов. Интенсивность явлений прогрессивного метаморфизма наиболее значительна в областях региональной гранитизации и наименьшая в приповерхностных контактах. Аналогичная тенденция при прочих равных условиях (например, тектонической монолитности доломитов) выявляется и в увеличении суммарной мощности магнезиальных скарнов от приповерхностных их проявлений к регионам развития абиссальных их фаций. Это является отражением и длительности существования расплава. Появление в гипабиссальных контактах гранитов их разностей повышенной основ иости или щелочности, вплоть до габбро-диоритов и уртит-йолитов, свидетельствует о начальных температурах гранитов, превышающих их точку плавления и занимающих промежуточное положение между таковой для гранитов и базальтов. Зависимость температуры плавления послед них от давления отражена на диаграмме равновесий высокотемпературных скарновых ассоциаций (рис. 41), построенной А.В. Жариковым на основании экспериментальных исследований советских и зарубежных ученых.

В отношении конкретного региона — хр. Тас-Хаяхтах в Якутии, которому в настоящей работе уделено значительное внимание, следует отметить, что по данным изучения магнезиальности кальцита как геологического термометра становление зоны периклазовых мраморов — оценивается значением 650—660° С, а скарнов — несколько более 750— 760°С. Эти данные характеризуют безмонтичеллитовые проявления скарнов Верхне-Терехтяхского гранитного массива, с которым генетически связаны проявления бора и олова региона и который формировался на глубине около 1,5 км при общем давлении около 400 бар. Интенсивная мраморизация доломитов и ороговикование литологически неоднородных толщ в контактовом ореоле гранитов позволяют рассматривать эти данные как минимальные для этой фации глубинности (см. рис. 41), так как появление монтичеллитовых пород в этом же регионе требует более высоких температур. По данным А.А. Конева и В.С, Самойлова, становление скарнов геленит-монтичеллитовой фации в контактах Тажеранской щелочной интрузии в Прибайкалье оценивается 850—880°С при давлении около 420 бар; предполагая, что кристаллизация нефелиновых сиенитов Тажервна происходит при 600—620°, авторы исследования определяют температурный интервал становления скарнов магматической стадии 200—250°, относя к таковым и их разности паргаситового состава. Интерпретация данных проведена по сопоставлению скарновых парагенезисов и полей их существования на T-P диаграмме, подобной рис. 41.

Фациальная изменчивость минерального состава магнезиальных скарнов, выраженная в появлении типоморфных парагенезисов, устойчивых в определенных T-P условиях и изученных экспериментально, позволяет при характеристике более глубинных гипабиссальных и абиссальных скарновых контактов принимать за минимальные температуры становления инфильтрационных скарнов температуру консолидации приконтактовых гранитов. При этом необходимо отметить, что при характеристике фаций глубинности магнезиальных скарнов утрачивается истинный смысл понятия "безволластонитовой" фации, широко распространенный в литературе для отражения ее физико-химического обозначения среди иных фаций. Появление волластонита в магнезиально-скарновой постмагматической колонке иное, чем в известковых скарнах: если в последних это зона непосредственного взаимодействия скарнирующего раствора с известняком (что и соответствует экспериментально изученным минеральным равновесиям), то в магнезиально-скарновых контактах волла-стонит-гроссуляровые постмагматические породы развиваются с замещением шпинель-фассаитового скарна на контакте с гранитом (хр. Tac-Хаятax и Шотландия) или кремневых нодулей, заключенных в скарнированном доломите (Шотландия, Франция) и в этом плане утрачивается их фациальное типоморфное значение.

Температурные условия постмагматического минералообразования характеризуются температурами, равными и меньшими, чем температурных консолидации приконтактовых гранитов. Для большинства силикатных минеральных ассоциаций магнезиальных скарнов они экспериментально изучены. В литературе есть много данных о синтезе силикатов проком температурном интервале. He подвергая их сомнению, отметим, что их реальное использование затруднено. Последнее связано либо с использованием при эксперименте априори заданных концентраций, pH и других факторов, не осуществимых в природе, либо с отчетливым температурным несогласием с реально наблюдаемой эволюций минеральных форм нахождения в процессе формирования скарноворудных залежей. Учитывая региональные и локальные различия температурного формирования оруденения на рассмотренных в работе месторождениях, отметим постоянное присутствие в составе руд эндогенных боратов, в том числе и оловосодержащих, поля устойчивости которых изучены экспериментально и место которых в процессе становления руд различного состава четко определено. Рассматривая это положение как основное, все иные минеральные формы нахождения петрогенных элементов также можно охарактеризовать в определенных температурных интервалах. Это представляется логичным, потому что поля устойчивости многих породообразующих минералов существуют от условий расплава до гипергенных (например, кальцит, доломит, магнетит и др.), а у других достаточно широки (фостерит, пироксены, амфиболы, гранаты). Необходимо учитывать и реакции гидратации (периклаза, суанита и др.).

Прохождение постмагматического рудообразования на фоне понижения температуры не исключает пульсации теплового потока, локального ее понижения с последующим повышением, что регистрируется в повторении и соналожении минеральных ассоциаций и подтверждено термометрическими исследованиями. В цепом же изменение температуры происходит ретроградно и является одним из факторов эволюционной смены минеральных парагенезисов, что отражено в настоящей работе.

Изучение температурных пределов устойчивости эндогенных боратов при экспериментальном моделировании природного процесса и их синтезе из паст слагающих компонентов показало, что многие из них могут быть синтезированы из расплава (триклинный суанит, вонсенит и др.) или только из расплава (ночерит) или возникнуть под воздействием сухих возгонов, как это имеет место в вулканических областях Италии (ночерит, ферручит, авагодрит и др.). При характеристике постмагматического минералообразования эти данные применительно к скарновым месторождениям являются исключением, но представляют определенный интерес при анализе технологических процессов производства стекол: котоит и людвигит диагносцированы в измененных участках магнезиальной футуровки печей.

При характеристике эволюционного изменения состава оруденения большое значение преобретают данные о температурных границах существования эндогенных боратов ниже 650—600 °С. Сопоставление имеющихся данных (табл. 31) показывает, что даже при методически разных решениях задачи устанавливаются более чем сопоставимые температурные границы полей устойчивости боратов. Различие есть только в некоторых опытах, где изучалось развитие ссайбелиита по бруситу, показавших более высокие температуры образования бората. Эти данные не противоречат возникновению ранних генераций ссайбелиита с замещением рассматриваемых в работе метабората магния, суанита и котоита при отсутствии такового в отношении людвигита.

Следовательно, следует рассматривать суанит как наиболее устойчивую форму минерального нахождения бора при температурах выше 450 °С, допуская возможность существования метабората магния в абиссальных месторождениях, испытавшего полную ссайбелиитизацию в границах поля суанита. Ниже 450 и до 300° устойчив котоит. Наблюдаемое на уч. Кид в хр. Тас-Хаяхтах замещение котоитового мрамора суанитом определяется локальным увеличением температуры минералообразования или, что не исключено, увеличением химической активности бора в растворах в пределах узкой температурной зоны сосуществования котоита и суанита (первое положение подтверждено нами экспериментально). Температурный интервал стабильности котоита соответствует интервалу ранней ссайбелиитизации суанита, которой предшествует замещение суанита людвигитом. Верхняя граница появления котоита совпадает с локальным развитием алюминийсодержащего магнезиолюдвигита по шпинели, но замещение котоита магнезиолюдвигитом предшествует его ссайбелиитизации. Сингенетичные этим изменениям силикатные ассоциации, рассмотренные в тексте работы, составляют в целом типоморфные образования ранней щелочной стадии, смена которой кислотной стадией фиксируется появлением малофтористого флюоборита; экспериментальные данные о температурных пределах его существования отсутствуют, составляя, вероятно, около 300—250°С. Границы устойчивости магнезиогулсита не установлены, но есть все основания полагать, что они характеризуются таковыми для магнезиолюдвигита (450—400°С); синтез гулсита осуществлен при 600—550°, что соответствует полю существования нессайбелиитизированного суанита и, следовательно, замещению последнего людвигитом.

Проявление кислотной стадии эндогенного минералообразования отчетливо фиксируется увеличением железистости боратов и силикатов. Типоморфными боратами этого этапа являются последовательно возникающие сахаит, харкерит, пайгеит, норденшильдит и вонсенит. Экспериментально показано, что поле устойчивости сахаита ограничено температурами 500—200°С. Отчетливое развитие сахаита по котоитовым мраморам с наследованием и переотложением магнезиолюдвигита и изменением железистости последнего действительно подтверждает начало этого процесса около 350—400, когда магнезиолюдвигит еще устойчив, но поле устойчивости харкерита, экспериментальные данные о котором отсутствуют, совпадает с полем устойчивости вонсенита при соблюдении значительного по сравнению с сахаитом понижения щелочности гидротермальных растворов (по крайней мере до нейтральных значений pH). Нижний температурный предел существования пайгеита определяется 350°, что фиксируется его преобразованием из моноклинного в ромбический борат (в вонсенит). Этот процесс, широко проявленный в замещении пайгеита вонсенитом с появлением норденшильдита, происходите средах, близких к нейтральным. Норденшильдит в интервале 300—250 становится неустойчив с образованием касситерита и боратов кальция. Сульфидная минерализация отлагается только на среднетемпературном этапе, сфалерит-пирроти-новая и станнитовая ассоциации которых отлагаются в интервале 320—200°С и не требют значительного увеличения кислотности растворов, максимум которых отвечает развитию топаз-станнитовой минерализации.

Процессы гистерогенного разложения карбонатоборатов, харкерита и боратов серии людвигита — вонсенита ограничиваются температурами 250—150° С, соответствуют поздней щелочной стадии эндогенного минералообразования, заключительные фазы которой характеризуются бруситизацией, хлоритизацией и карбонатизацией ссайбелиита.

Имя:*
E-Mail:
Комментарий: