Типы пегматитовых месторождений

Образование полезных ископаемых, связанных с пегматита­ми, зависит главным образом от двух факторов — степени диф­ференциации магматического вещества и масштабов метасома-

тического преобразования ранних фаций пегматитов. С этих по­зиций В.И.Смирновым выделено три класса месторождений; простые, перекристаллизованные и метасоматически замещен­ные. Однако эта классификация не в полной мере удовлетворяет промышленно-генетическому принципу систематики минераль­ных о&ьекгов. Видимо, целесообразнее разделять месторождения пегматитов по ведущему типу полезного компонента. В связи с таким подходом предлагается выделить четыре класса месторож­дений: керамический, мусковитовый, редкометальный и цветных

камней.

Керамические месторождения. К этому классу месторожде­ний относятся магматогенные и метаморфогенные простые и перекристаллизованные пегматиты, сложенные почти исключи­тельно калинатровыми полевыми шпатами и кварцем. Обладают письменной, гранитной и гигантозернистой структурой. Отно­шение кварца и полевых шпатов в промышленных сортах сырья составляет 1:3.

Мускоеитовые месторождения встречаются в магматогенных и метаморфогенных (дистен-силлиманитовая фация) перекри-сталлшованных пегматитах. Промышленное значение имеют тела, в 1 м* которых произведение средней площади мус ко бито­вых пластин на их массу будет больше 10—20 кгем². Запасы круп­ных месторождений достигают нескольких тысяч тонн. Наиболее значительные мусковита вые провинции располагаются в России (Карелия и Забайкалье), Индии и Бразилии.

Редкометалльные месторождения ассоциируют с магматоген­ными и метаморфогенными метасоматически замещенными пег­матитами. В магматогенных разностях месторождения характе­ризуются большим разнообразием рудных элементов. Помимо наиболее важных в промышленном отношении тантала и нио­бия» из них добывают в небольших количествах олово, вольфрам, уран, торий, редкие земли, В метаморфогенных пегматитах, об­разовавшихся в условиях андалузит-силлиманитовой фации, час­то располагаются сложные тантал-ниобиевые и редкоземельные месторождения. Этот класс месторождений широко развит в фундаментах всех древних платформ и в фанерозойских складча­тых поясах, а также в областях тектономагматической активиза­ции {Бразилия, Австралия; Россия — Урал, Сибирь, Карелия и

ДР-).

Месторождения цветных камней связаны с магматогенными

метасоматически замещенными пегматитами. Особенно перспек­тивны гранитные пегматиты. Им свойственны крупные до 200 м открытые полости с друзами кристаллического сырья. Из этих месторождений добывают значительную часть горного хрустали,

оптического флюорита, топазов, аквамаринов, гранатов, амети­стов и других драгоценных камней (Украина, Волынь; Бразилия, Южная Африка, Австралия и др.). Часто коренные месторожде­ния служат источником для образования крупных россыпей цвет­ных камней. Подобным способом возникли многие прибрежно-морские россыпи Индии, Мадагаскара и Австралии.

Глава 8. Скарновые месторождения

Эта группа месторождений относится к наиболее сложной и противоречивой. Как будет показано ниже определенной генети­ческой связи руд и скарнов либо не существует, либо она отда­ленная парагенетическая* Однако, в мировой рудногеологиче­ской практике уже более 50 лет не предложено иного названия для этой обширной разнообразной и наверняка гетерогенной группы рудных образований. Рассмотрим подробнее особенно­сти строения, состава и возможные модели образования для наи­более типичных месторождений, которые большинство геологов относят к скарновым.

Скарнами обычно называют породы известково-силикатно­го состава, образовавшиеся метасоматическим путем чаще всего, но не всегда, в приконтактовой области интрузивов среди карбо­натных, реже силикатных пород. Выделяют экзоскарны, распо­лагающиеся за пределами интрузий и эндоскарны, находящиеся внутри последних. Отмечается большое разнообразие скарновых тел. Это пласты, линзы, штоки, трубы, жилы, гнезда и сложные комбинированные залежи.

По составу исходных пород скарны разделяются на три типа: известковый, магнезиальный и силикатный. Известковые скар­ны наиболее распространены в природе и образуются по извест­някам. Их состав: гранаты ряда гроссуляр-андрадит и пирокссны ряда диопсид-геденбергит. Иногда широко развиты везувиан, волластонит, скаполит, амфиболы и эпицот. Магнезиальные бо­лее редки. Они возникают при замещении доломитов и состоят из диопевда, форстерита, шпинели, флогопита, монтичеллита, гумита, серпентина, паргасита, людвигита и реже других минера­лов. Силикатные скарны относятся к редким образованиям. Они формируются по гранитоидам, порфирам и их туфам, траппам, аркозовым песчаникам и алевролитам. Типоморфным минера­лом для них является скаполит.

Обобщенная модель скарновой зональной залежи имеет вид: 1, 2) гранитонды неизмененные и осветленные мусковитизиро-

ванные; 3) эндоскарны гранатового состава с эпидотом и плаги­оклазом; 4) экзоскарны пироксен-гранатовые; 5, 6) скарны гра­натовые и пироксеновые; 7, 8) известняки мраморизо ванные и неизмененные. Скарновые породы обладают пятнистой, полос­чатой, массивной текстурами и гранобластовыми, порфиробла-стовыми, волокнистыми структурами.

Эти образования известны с раннего докембрия и характер­ны для платформ, мобильных поясов и областей тектоно-магматической активизации, где они ассоциируют с плагиогра-нитами, плагиосиенитами и траппами производными базальто­вой магмы; 2) с гранодиоритами батолитов и гранитоидами ма­лых интрузий производными гранитной магмы. Скарны могут быть связаны с любыми фазами интрузивного процесса, иногда со всеми. В областях их развития выделяют дайки: 1) доскарно-вые, представленные комагаатичньши (гранодиорит-порфирьг, гранит-порфиры^ аплиты и др.) и не комагматичными {спсссар-титы, порфириты, диабазы) типами; 2) интраскарновыс (сначала кислого, а затем основного состава); 3) посте кар новые (диабазы, лампрофиры). Геологические структуры скарновых образований определяются: поверхностью контакта интрузий; слоистостью вмещающих интрузии пород; складчатыми и разрывными нару­шениями,

ФИЗИКО-ХИМИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ ОБРАЗОВАНИЯ

Скарны образуются в результате комбинированного воздей­ствия тепла интрузий и горячих минерализованных газово-жвд-ких водных растворов.

1, При становлении любого интрузивного тела вмещающие
породы испытывают термальный изохимический метаморфизм*
По сланцам образуются контактовые роговики, по песчаникам —
кварциты, по известнякам — мраморы. Зоны этих преобразова­
ний сплошным ореолом развиваются вокруг интрузий на любой
глубине и при любом давлении.

2, Под влиянием флюидов, выделявшихся из затвердевав­
шей интрузии в ее эндо- и экзоконтактах протекали аллохимиче-
ские метасоматические процессы, образовавшие скарны, Зги яв­
ления происходили на небольших глубинах, где внутреннее флю­
идное давление было в состоянии преодолеть внешнюю литоста-
тическую нагрузку. Оптимальный диапазон глубин скарнообра-
зования 0,5—2,5 км.

Судить о возможном температурном режиме образования скарнов позволяют следующие данные: 1) синтез минералов в обстановке высокого потенциала кальция и присутствия легко-

растворимых солей: андрадит и гроссуляр при 950—225°С; диоп-сид> тремолит и волластонит — 350°С, геденбергит — 320°С; 2) по сводным диаграммам (ВА.Жариков), построенным по экспери­ментальным материалам (расчет плавления силикатных пород, реакции образования силикатов, температуры дегидратации вод­ных силикатов и диссоциации карбонатов и др.) можно выделить четыре температурные фазы скарнов; волластонит-плагиоклазо-вую при 900—750°С; пироксен-гранатовую — 800—500°С; гранат-эпвдотоиую — 500—450^flC; пироксен-эпидотовую — 400°С; 3) по данным гомогенизации включений в скарновых минералах тем­пературный интервал составляет 860—380°С Из приведенных выше сведений можно сделать вывод, что скарны начали образовываться при температуре около 900°С,,а завершили этот процесс при сред-нетемператур ном гидротермальном режиме (около 300°С).

. Фациальная смена минеральных ассоциаций во времени и пространстве в связи со снижением температуры обусловлена возрастанием кислотности процесса, регулирующею химические потенциалы кальция, магния и железа (по ВАЖарикову). Эти ассоциации характеризуются вытеснением кальция магнием, а затем магния железом, В результате возникает последовательный ряд: волластонит-диопсид-салит-гедснбергит-андрадит.

Происхождение скарнов и скарновых месторождений наи­более детально рассматривается в двух гипотезах — инфильтра-ционно-диффузионной, разработанной Д.СКоржинским и ста­дийной, предложенной П.ГШилипенко,

Инфильтрационно-диффузионная гипотеза базируется на концепции биметасоматоза, объясняющей природу многих про­цессов, протекающих на разогретом контакте интрузивных сили­катных пород и известняков. Здесь возникает неравновесная хи­мическая система. Начинается встречно-диффузионный отток элементов из областей их повышенных концентраций. На фрон­тах подобных миграций происходят реакции между соединения­ми растворов и между ними и породообразующими минералами. При разной подвижности элементов в направлении к фронту диффузии будет происходить понижение их концентрации в рас­творе с различной скоростью, обуславливая зональность мине­ральных парагенезисов. Относительная подвижность зависит от температуры процесса.

Классическим примером исследования биметасоматических преобразований может служить анализ трехкомпонентной диа­граммы CaO:SiO₂:Al₂O_J, проведенный Д.СКоржинским (рис.20). Исходная порода — кварцевый диорит. В процессе метасоматоза щелочи, кислород, магний и железо вполне подвижны. При этом магнетит растворяется, роговая обманка и биотит замещаются

14-3177 105

Рис. 20. Диаграмма парагенезиса скарнов Турьинс-ких месторождений в зависи­мости от соотношений алю­миния, кремния, кальция (по Д, С. Коржи нско м у):

Ан — анортит, Анд — андрадит, Гр — гранат» Грс — гроссуляр, К — кальцит, Кв — кварц, Орт — ортоклаз, П — пироксен моноклинный* Ш ™ плагиоклаз

диопсидом, ортоклаз — олипжлазом. По мере поступления в ре­зультате диффузии кальция кварц исчезает и образуется диопсид-гхлагиоклазовая околоскарновая порода. Дальнейший привнос кальция приводит к образованию диопсид-гранатовой и затем мономинеральной гранатовой породы. Массированное поступ­ление магния, железа и кремнезема уже в известняках способст­вует появлению диопсид-геденбергитовой зоны.

Зональная структура создается разрастанием зон в направ­лении диффузионного потока при наступлении тыловых на фронтальные. В соответствии с законами кинетики метасоматоза между зонами образуются резкие границы. При переходе от аван­гардных к тыловым зонам уменьшается число минералов вплоть до мон о минеральной последней.

Состав зон отвечает определенной ступени равновесия, ха­рактеризуется соответствующей минеральной ассоциацией, ус­тойчивой в фиксированном диапазоне температур. Д.С.Корж-инским выделено 10 ступеней равновесия. Высокотемператур­ные: 1) пироксен-гранатовая, 2) пироксен-эпьщотовая; средне-температурные: 3) актинолит-эпидотовая, 4) хлорит-эпидотовая; низкотемпературные: 5) пренитовая, 6) пумпеллиитовая, 7) каль-цит-альбиговая, 8) кальцит-кварц-серицит-хлоритовая, 9) каль­цит-кварц-серицит-доломитовая и 10) цеолитовая.

Из рудных элементов только железо может формировать месторождения в рассмотренной выше модели бимстасоматоза. Итак, сначала железо выносится; вместо салита возникает волла-стонит. В направлении внешних границ интрузивного контакта в скарнах возрастает концентрация железа. Здесь появляются вме­сто гроссуляра андрадит и в массовых количествах накапливается

магнетит. На поздних низкотемпературных стадиях железо пред­ставляет собой инертный элемент, а среди подвижных появляют­ся сера и медь. В результате взаимодействия этих элементов с ранее выделившимся магнетитом образуются пирит и халькопи­рит. Поэтому на многих железорудных скарновьтх месторожде­ниях постоянно отмечаются участки, обогащенные сульфидами.

Концепция биметасоматоза обладает следующими очевид­ными недостатками: 1) баланс кремнезема и СаО для скарнов, формировавшихся соответственно в известняках и в гранитоидах не может быть обеспечен диффузным переносом вещества, ну­жен дополнительный привнос этих компонентов; 2) нельзя объ­яснить образование скарнов, залегающих исключительно среди силикатных или карбонатных пород, или вообще удаленных от интрузий; 3) в предложенной схеме нет места для рудных место­рождений за исключением железорудных.

В дальнейшем концепция биметасоматоза была преобразо­вана Д. С. Коржинским в инфильтрационно-диффузионную гипо­тезу. В новой модели скарнового процесса предполагалось, что месторождения формируются в зоне границы силикатных и кар­бонатных пород в связи с циркуляцией горячих растворов, обога­щенных химическими соединениями, выносимыми как из глу­бинных магматических очагов, так и заимствованных из пород на путях движения этих растворов. В точке входа в систему преобла­дали привносимые соединения. Далее их роль сокращается и процесс осуществляется за счет встречной диффузии элементов силикатных и карбонатных пород. В результате основная масса скарнов образовалась биметасоматическим способом, а рудные месторождения связаны с мощным воздействием постмагматиче­ских растворов, циркулировавших в трещинных зонах. Тем не менее и этот усовершенствованный вариант гипотезы не объяс­нял причины разнообразия рудных минералов в скарнах и не увя­зывал стадийность скарнового процесса и рудообразования.

Согласно стадийной гипотезе, разработанной ПЛ.Пшшп-енко, считается, что главная масса вещества скарнов и руд прив­носится извне специфическими растворами. По мере снижения температуры состав привносимых веществ менялся, обуславли­вая минеральную зональность. Предполагается, что доминирова­ли метасоматичесюие процессы, протекавшие б шесть стадий. 1) кремневая характеризовалась высокой температурой* привнесем кремния и приводила к образованию диолсидовых пород (свет­лые роговики); 2) алюмосиликатная осуществлялась в обстановке привноса кремния и алюминия и завершалась формированием железистых гранатов и пироксенов; 3) галоидная протекала в ус­ловиях поступления хлора и появления скаполита; 4) железная

г

14' 107

отличалась привносом железа и выделения его в форме закисных и окисных соединений. Накапливались магнетит, гематит и же­лезистые алюмосиликаты — геденбергит, лиеврит, гранаты и др.

В течение первых стадий формировались безводные скарны. Далее флюидный режим резко менялся, В пятую флюидно-вод­ную стадию в систему поступали Н₂О и СО₂ и возникали породы^ состоящие из роговой обманки, эпидота, иногда с примесью шее­лита и кальцита. Процесс завершала сульфидная стадия, в тече­ние которой при низких температурах и постоянном привносе Н„О₃ Н_о и металлов образовывались сульфиды и сульфосоли. Хотя основная идея гипотезы подтверждена практикой, но и она не объясняет причину разнообразия продуктов рудо ген еза для раз­личных тектономагматических обстановок.

На основании геологических данных и экспериментальных разработок в настоящее время модель скарнового процесса мож­но представить в следующем трехстадийном виде.

1. Контактовый изохимический метаморфизм протекает при
температуре 900—650°С, сопровождает внедрение магмы. Обра­
зуются сплошным на глубине более мощным ореолом светлые
бедные железом безрудные диопевдовые роговики и мраморы.

2. Ранняя скарновая стадия проявляется спорадически, при­
мерно занимая одну десятую периметра интрузии. При темпера­
турах 650—400^ПС возникали сухие безводные темные эндо- и эк-
зоскарны, состоящие из пироксенов, гранатов, скаполита, гедсн-
бергита, магнетита, гематита.

3. Поздняя флюидно-водная стадия протекает с участием
Н₂О, СО₂, Н₂, хлоридов и комплексных соединений металлов при
температурах 450—300°С, Образуются роговая обманка, э л ид от,
кальцит, сульфиды и сульфосоли,