Пирротин-халькопиритовая ассоциация в медно-сульфидных скарнах

На контакте диоритов и известняков развиваются типичные пироксен-гранатовые скарны (рис. 33).

Рис. 33. Зональное строение медно-сульфидных скарнов (по Д. С. Коржин-скому).

/ — кварцевый диорит; 2 — околоскарновый (контактовый) диорит; 3 — пироксен-грана­овый скарн; 4 — гранатовый скарн; 5 — салитовый скарн; 6 — мраморизованный известняк; 7 — зона скалывания; I — полосчатая руда зоны скалывания; II — вкрапленная руда в гранатовом скарне; III — массивная руда в салитовом скарне, IV — массивная руда в известняке

В эндоконтакте полевые шпаты замещаются бедными железом гранатом (гроссуляром) и пироксеном (диопсидом), в экзоконтакте развиты богатые железом геденбергит (салит) с андрадитом. Среди последних располагаются залежи сульфидов (халькопирит, пирит, пирротин, реже сфалерит, блёклая руда и др.) с вкраплен-

ностью магнетита. В эндоскарне наблюдаются вкрапленность и прожилки молибденита. Второстепенные минералы — эпидот, актинолит, хлорит, кварц, кальцит и др.

Д. С. Коржинский считает эти скарны биметасоматическими образованиями. Общий парагенезис устойчивых в них минералов, определяющийся соотношением инертных компонентов— глинозема, кремнезема и кальция, он изобразил в виде диаграммы (рис. 34). На диаграмме пояснена наблюдающаяся в скарнах последовательность биметасоматических зон: I — кварцевый диорит, II — диопсид-плагиоклазовая око-лоскарновая порода, III—дионсид-гранатовая зона, IV — гранатовая зона, V — салитовый (диопсид-геденбергитовый) скарн, VI — известняк.

С понижением температуры вполне подвижное железо становится инертным компонентом, имеющим низкую концентрацию в эндоконтакте и высокую в экзоконтакте. Медь — вполне подвижный компонент, который привносится в зону контакта, где и осаждается железом, содержащимся в железистых пироксенах и гранатах. По закону действующих масс высокая концентрация железа вызывает осаждение медных минералов даже при низких концентрациях меди в растворах. Кристаллизации сульфидов предшествует выделение идиоморфных зерен магнетита, окаймляющихся пирротином и халькопиритом.

Наблюдающиеся на месторождении эпидотовые скарны Д. С. Коржинский считает инфильтрационно-метасоматическими образованиями.

Типоморфными сквозными минералами являются гранат (гроссуляр-андрадит), пироксен (диопсид-геденбергит), халькопирит (с тонкодисперсной примесью золота и серебра), пирротин (с изоморфной примесью кобальта).

Формирование рудных тел происходило в три стадии: 1) пироксен-гранатовая с магнетитом; 2) стадия кварц-молибденитовых прожилков; 3) стадия образования залежей богатых медных руд.

Молибденит-шеелитовая ассоциация в молибден-вольфрамовых скарнах

Молибден-вольфрамовые скарновые тела Тырныауза залегают на контакте между мраморами, являющимися их лежачим боком, и биотитовыми роговиками, залегающими в их висячем боку, реже полностью среди тех и других. Мраморы и роговики возникли при нормальном контактовом метаморфизме осадочных пород, соответственно песчано-глинистого и известкового состава. Скарны по составу исходных пород разделяют на скарны по роговикам и скарны по известнякам. Первые, обладающие мелко- и среднезернистой структурой и светло-зеленой окраской, преобладают и отличаются присутствием незамещенных биотитовых роговиков и мелких реликтовых кристаллов титанита. Вторые — крупнозернистые темно-зеленые содержат везувиан и вблластопит.

Большинство скарновых тел находится в главном рудном теле. Форма их линзо- и пластообразная (под роговиками) и сложная неправильная (в известняках). Текстуры руд — массивная, брекчиевидная, пятнисто-гнездовая, прожилково-вкрапленная; структуры — гранобластовые и крустификационные. Скарны по мраморам представлены пироксен-гранатовыми, пироксеновыми, волластонит-везувиановыми и другими минеральными разновидностями. Существенную роль в них играет реликтовый кальцит и местами флюорит. В скарнах по роговикам причем гранат развивался главным образом путем замещения плагиоклаза. Отмечается приуроченность шеелита к пироксенам и плагиоклазам, молибденита — к гранатам. С глубиной происходит повышение роли пироксен-плагиоклазовых скарнов с шеелитом, уменьшение содержания граната и молибденита.

Кроме типичных скарновых тел на месторождении широко развиты более поздние минеральные образования: кварц-мо-либденитовые штокверки и зоны прожилков с шеелит-флюоритовым и сульфидным оруденением.

Минеральный состав молибден-вольфрамовых скарнов следующий (рис. 35). Нерудные минералы: главные — пироксен, выделяются пироксен-плагиоклазовые скарны, замещающиеся пироксен-гранатовыми, гранат, кварц, плагиоклаз; второстепенные — волластонит, везувиан, кальцит, флюорит, амфибол, а также ильваит (лиев-рит) CaF₂²⁺Fe³⁺[Si₂0₇]0(OH), хлорит и эпидот. Рудные минералы: главные — шеелит и молибденит; второстепенные — магнетит, пирротин, халькопирит, сфалерит, висмутин и др. Наиболее интересны сквозные минералы с типоморфными особенностями— пироксен, гранат, шеелит и молибденит.

Пироксен (диопсид-геденбергит и геденбергит) преобладает над другими минералами, особенно в скарнах по известнякам, в которых он представлен столбчатыми кристаллами светло-и темно-зеленого оттенков различных, иногда крупных размеров.

Гранат (гроссуляр и андрадит) преобладает в скарнах по роговикам. Выделялся позднее пироксена, образуя в нем прожилки красного и коричневого цветов. Более поздние кристаллы темно-коричневого граната (андрадита) образовались одновременно с молибденит-кварцевыми прожилками. Для описываемых скарнов очень характерна полосчатость, обусловленная чередованием тонких полос пироксена и граната, а также параллельных им прожилков кварца.

Шеелит представлен зернами размером от 0,01 до 1—2 мм, редко до 5—10 мм, чаще всего — 0,1 мм. Они почти неразличимы макроскопически, а обнаруживаются при облучении ультрафиолетовыми лучами. По времени выделения шеелит близок к пироксену, с которым он теснее всего связан. В тоже время максимальные концентрации его приурочены к пирок-сен-плагиоклазовым скарнам по роговикам. Содержание шеелита закономерно повышается с возрастанием количества кислого плагиоклаза. Это, по-видимому, указывает на особую роль плагиоклаза как осадителя вольфрама в процессе образования шеелита в скарнах. Характерна локализация его почти исключительно в скарновых телах, а также в прожилках среди алюмосиликатных пород, богатых кальцием (тоналит-плагиогранитов), но не в мраморах.

Рис. 35. Схема последовательности выделения минералов при образовании скарнового месторождения (по А. Д. Каленову)

ИЗ

Главной типоморфной особенностью тырныаузского шеелита является повышенное содержание молибдена за счет изоморфной примеси и включений микроскопических чешуек молибденита. Разновидность шеелита с высоким содержанием изоморфного шестивалентного молибдена (более 1 % Мо0₃) названа молибдошеелитом. Макроскопически он имеет серую до черной окраску (из-за включений молибденита), белое, кремовое и желтое свечения при ультрафиолетовом облучении. Чистый шеелит дает ярко-голубую люминесценцию. С ростом содержания молибдена плотность шеелита (около 6 г/см³) уменьшается, твердость снижается (с 4,5 до 3,5), он становится более хрупким.

Типоморфным является содержание редких земель — минимальное в шеелите из скарнов, повышенное в шеелите из прожилков в плагиогранитах. Выяснен типоморфизм люминесцең­ции шеелитов, а также некоторых других его свойств. О. В. Кононовым, Е. Н. Граменицким получены интересные результаты при изучении типоморфизма совместно существующей типоморфной пары минералов в скарнах Тырныауза — «молибдошеелит-плагиоклаз».

Молибденит образует мелкие (0,1 до 3 мм), реже крупные (2—3 см) листочки, тонкочешуйчатые агрегаты и прожилки. Парагенетически связан с гранатом, концентрируясь главным образом в кварц-молибденитовых штокверках, реже встреча­ется в скарновых телах с молибдошеелитом. В целом молибденовая и вольфрамовая минерализации разобщены в пространстве и во времени: последняя — более ранняя.

Таким образом, в типоморфной для молибден-вольфрамовых скарнов Тырныауза молибденит-шеелитовой ассоциации можно выделить две парагенетических ассоциации — пироксен-шеелитовую с везувианом и гранат-молибденитовую с кварцем. Одна из первых схем последовательности выделения минералов на скарновом месторождении Тырныауз была предложена А. Д. Каленовым в 1948 г. (см. рис. 35). Он выделил три стадии минералообразования: главную стадию скарнообразования, стадию рудных прожилков и сульфидно-карбонатную ста­дию. Позднее, в 1962 г., А. В. Пэк отметил в процессе минерализации десять стадий.

В 1972 г. О. В. Кононов и Е. Н. Граменицкий выделили на месторождении следующие четыре стадии минералообразования: 1) скарновую (650—380 °С); 2) послескарновых мета-соматитов с шеелитом и молибденитом (500—200 °С); 3) кварц-молибденитовую (400—180 °С); 4) магнетит-сульфидно-шеелитовую (275—80 °С).

Магнезиальные скарны

Диопсид-флогопитовая ассоциация в флогопитовых скарнах

На флогопитовом месторождении Слюдянка, открытом около 200 лет назад, наблюдаются очень интересные и разнообразные ассоциации минералов, образовавшиеся при различных геологических процессах. Флогопит и его спутники представлены здесь не только контактово-метасоматическими образованиями, но и регионально-метаморфическими и жильными.

Площадь месторождения сложена докембрийскими метаморфическими породами, богатыми магнием: пироксен-амфиболовыми и биотитовыми гнейсами, мраморами и др.

Наиболее интересным минералом Слюдянки является флогопит. В ассоциации с ним обычно наблюдаются кальцит, диопсид, скаполит, апатит и местами тремолит, роговая обманка, форстерит, шпинель, ортоклаз, титанит, циркон, а также сульфиды и цеолиты,

На месторождении выделяются четыре генетических типа флогопита: 1) «корковый» в виде оторочек около пегматитовых жил; 2) выделения в зонах метасоматических диопсидо-вых пород; 3) жильный флогопит; 4) рассеянный в метаморфических породах в виде минерала-примеси (по П. В. Калинину и Б. М. Роненсону).

Флогопит коркового типа приурочен к метасомэтическим зонам, развитым на контактах пегматитовых тел в доломитах и диопсидовых породах. Мощность таких флогопитовых зон редко превышает 15—20 см. Флогопит представлен мелкими чешуйками, плотно прилегающими друг к другу, имеет светло-желтую, золотистую, реже коричневую окраску. Флогопит ассоциируется с диопсидом и кальцитом. Флогопитовые оторочки возникли как контактовое образование при внедрении пегматитов, богатых летучими, в доломиты и кварц-диопсидовые породы. С позиции теории Д. С. Коржинского они представляют собой типичные реакционные биметасоматические образования — магнезиальные скарны — и возникли после внедрения пегматитов при диффузионном обмене компонентами между ними и доломитами при участии поровых постмагматических растворов.

В результате между этими двумя химически неравновесными породами возникает ряд метасоматических зон:

I — пегматит (ортоклаз, плагиоклаз, кварц, биотит, магнетит); Па — измененный пегматит (ортоклаз, кварц, диопсид, примесь титанита); Пб — диопсид-полевошпатовая зона (ортоклаз, диопсид, примесь титанита);

III—диопсид-скаполитовая зона (скаполит или главколит, диопсид, примесь титанита);

IV — зона коркового флогопита (флогопит, примесь кальцита, иногда ди- опсида или скаполита);

V — диопсидовая зона (диопсид, примесь кальцита и флогопита);

VI — зона кальцита с силикатами (кальцит, форстерит, шпинель, фло- гопит) ;

VII — доломиты.

Мощность зон варьирует, некоторые из них могут выпа­дать, но порядок их всегда сохраняется,

Минеральный состав зон й их последовательность поясняются диаграммой состав — парагенезис, составленной для этих образований Д. С. Коржинским (рис. 36).

Рис. 36. Диаграмма состав — парагенезис для метасоматических пород флогопитовых месторождений при избыточном кальците (по Д. С. Коржинскому).

Кружками I—VII показана последовательность биметасоматических зон между пегматитом (I) и доломитом (VII); II —измененный пегматит и диопсид-полевошпа-товая зона; III — диопсид-скаполитовая; IV — коркового флогопита; V — диопсидовая, VI — кальцита с силикатами: Кв — кварц, Ди — диопсид, Фор — форстерит, Дол — доломит, Орт — ортоклаз, Ск — скаполит, Кор — корунд, Шп — шпинель, Фл — флогопит

Флогопит в метасоматических диопсидовых и диопсид-скаполитовых породах, развитых вдоль ослабленных зон, встречается в виде единичных кристаллов или образует скопления в форме гнезд, неправильных жил, линз и т. д. Постоянно со провождается диопсидом, кальцитом и апатитом. Размер кристаллов флогопита разнообразный — от долей сантиметра до 0,5 м в поперечнике. Окраска — золотистая, янтарная и коричневая.

Флогопитовые тела этого типа образовались, по-видимому, инфильтрационно - метасоматическим путем при медленном движении постмагматических растворов по ослабленным тектоническим зонам. При этом происходили биметасоматические реакции между растворами и различными породами. Наибольший интерес на Слюдянке представляет флогопит жильного типа. Флогопитовые жилы сложены разнообразными минералами, список которых приведен выше. Строение жил обычно симметрично-зональное (рис. 37). Центральные части жил всегда выполнены крупнозернистым розовым или светло-желтым кальцитом. Местами в нем включены отдельные крупные, хорошо образованные кристаллы флогопита и голубого апатита. Симметрично по отношению к центральной кальцитовой части располагаются зоны, состоящие из крупных (иногда примерно 0,5 м в поперечнике) кристаллов флогопита. Цалее располагаются диопсид-скаполитовые зоны, представляющие собой друзы или щетки крупных (до 0,5 м длиной) хорошо образованных кристаллов зеленовато- или серовато-белого скаполита (строгановита) и темного серовато-зеленого диопсида (байкалита). Постепенно крупнозернистые диопсид-скаполитовые зоны переходят в мелкозернистые такого же состава, которые затем почти незаметно сменяются неизмененными вме щающймй породами. В зависимости от состава последних минеральный состав жил может несколько меняться. Так, в жилах, расположенных в богатых железом пироксен-амфиболовых гнейсах, кроме обычной ассоциации жильных минералов — диопсид + скаполит + флогопит + кальцит и апатит, появляется ассоциация: роговая обманка (паргасит в виде черных коротко-столбчатых кристаллов) + флогопит (черный) + кальцит и апатит. В жилах, пересекающих пегматиты, наблюдается своеобразная ассоциация: диопсид и ортоклаз бариевый (гиалофан) + (кальцит (с реликтовым титанитом и цирконом).

Флогопитовые жилы сформировались в результате последовательного зонального отложения из постмагматических растворов закономерно сменяющих друг друга минералов: диопсид— скаполит — флогопит—апатит — кальцит.

/ — кальцит; 2 — флогопит; 3 — апатит; 4 — щетки кристаллов диопсида и скаполита; 5 — диопсид-скаполитовая зона замещения боковых пород; 6 — пироксен-амфиболовый гнейс; 7 — гранит-пегматит

При образовании наиболее ранней мелкозернистой диопсид-скаполитовой зоны определенную роль играли метасоматические процессы. Флогопит рассеянного типа является обычным минералом — примесью метаморфических магнезиальных пород, например доломитовых мраморов. Он представлен мелкими чешуйками, реже мелкими кристаллами, бесцветными или серебристыми, а также золотистыми. Спутники его кроме кальцита и доломита — шпинель (в виде мелких зерен или кристаллов голубовато-серой окраски), форстерит (в мелких желтовато-коричневых зернах), диопсид. Флогопит этого типа образовался в процессе регионального метаморфизма магнезиальных пород при участии находившихся в них поровых растворов

На флогопитовых месторождениях Алдана преобладают линзообразные зоны флогопитоносных метасоматитов, приуроченные к шпинель-диопсидовым, паргасит-диопсидовым и скаполит-диопсидовым породам с гранатом и волластонитом. Они имеют минеральный состав, аналогичный описанному выше для Слюдянки. Отличием является: широкое развитие паргасита, магнетита, шпинели (плеонаста) в виде крупных черных кристаллов, волластонита с вскрапленностью мелкой шпинели и граната, а также некоторых других минералов.

An — апатит; Вл — волластонит; Гр — гранат; Кпш — калиевый полевой шпат; К — каль­цит; /Се —кварц; М — магнетит; Я — моноклинный пироксен; Пл — плагиоклаз; С — скаполит; Сф — сфен

Общие для этих месторождений минералы отчетливо различаются типоморфными особенностями. Так, например, алданский скаполит имеет неправильные формы выделений, зеленую, розовую и лиловую окраску в связи с псевдоморфным замещением его серицитом, кальцитом, хлоритом, цоизитом; встречается сплошной коричневый («сургучный») апатит; титанит содержит редкие земли (относится к кейльгауиту) и имеет темно-коричневый до черного цвет и т.д.

Для флогопитоносных метасоматитов чрезвычайно характерна метасоматическая зональность. М. А. Лицарев в 1961 г. изучил минералогию скарнов на контакте дайки гранитов с известняками на одном из месторождений Алдана (рис. 38). При переходе из зоны в зону, а также в пределах одной зоны было выявлено не только изменение минерального состава, нб и эволюция состава скарнообразующих минералов — плагио­клаза, скаполита, пироксена и граната.

Химический состав типоморфного флогопита зависит главным образом от состава исходных и вмещающих пород — в карбонатных породах он менее железист и содержит больше глинозема. Но содержание в флогопите типоморфных элементов-примесей— бария, рубидия и др., а также фтора — зависит больше от положения его в метасоматических зонах. Повышенные содержания их имеет более поздний флогопит из внутренних зон скарнов. Химический состав флогопита, зависящий от условий образования, определяет типоморфизм его свойств (окраски, плотности, кристаллооптических констант и др.).

Для кальцита и апатита также типоморфными являются особенности химического состава: для кальцита — содержание магния, марганца, железа, редких земель, стронция; для апатита— состав добавочных анионов (фтора, хлора, гидроксила) и примесей (редких земель, стронция и др.).

Формирование флогопитовых скарновых месторождений происходило в три этапа: 1) образование диопсидовых пород гранулитовой фации регионального метаморфизма; 2) развитие по ним диопсидовых магнезиальных скарнов магматического этапа; 3) формирование постмагматических флогопитоносных метасоматитов.

ГЕНЕТИЧЕСКИЕ ПРИЗНАКИ МИНЕРАЛОВ СКАРНОВОГО ПРОИСХОЖДЕНИЯ

Минеральный состав скарнов очень сложный, так как они многостадийны и образуются в самых разнообразных условиях. Главные скарнообразующие минералы — силикаты, следующие по распространенности,— окислы и сульфиды. Существенное развитие имеют иногда карбонаты, вольфраматы и бораты.

Наиболее характерными для скарнов являются следующие минералы.

Нерудные минералы: главные — пироксены, гранаты, амфиболы, эпидот; второстепенные — хлориты, волластонит, везувиан, скаполит, апатит, кальцит, титанит, форстерит, флогопит, шпинель, корунд.

Рудные минералы: главные — магнетит, гематит, шеелит, молибденит, пирротин, халькопирит, сфалерит; второстепенные — арсенопирит, кобальтин, галенит, касситерит, висмутин, людвигит, аксинит, датолит, гельвин.

Состав разных скарнов, распределение в них минералов и количественные соотношения между последними во многом определяются составом первичных пород, подвергавшихся метасоматозу. Наблюдаются различия в минералогии эндоконтактовых и экзоконтактовых зон. В эндоконтактах, например, гораздо больше гранатов (особенно гроссуляра), везувиана, ска­полита, эпидота; в качестве акцессорных развиты титанит, апа­тит (реликтовые). В экзоконтактах, характеризующихся зна­чительно более разнообразным и сложным минеральным составом, меньше упомянутых выше минералов, но больше пироксенов (обычно геденбергита), амфиболов, волластонита, кальцита, кварца и магнетита; акцессорные — форстерит, шпинель.

Еще нагляднее эта закономерность видна при сравнении минералов в скарнах, развивающихся в нормальных известняках (известковые скарны) и доломитах (магнезиальные скарны).

В известковых скарнах: нерудные минералы — волластонит, геденбергит, роговая обманка, андрадит, гроссуляр, везувиан, скаполит, эпидот, хлориты, кальцит, апатит; рудные минералы— халькопирит, сфалерит, шеелит, молибденит, гематит, магнетит, пирротин, арсенопирит, висмутин, аксинит, датолит, гельвин.

В магнезиальных скарнах: нерудные минералы — диопсид, тремолит, актинолит, форстерит, шпинель, гранаты, гумит, хондродит, флогопит, графит; рудные минералы — магнетит, гема­тит, касситерит, кобальтин, людвигит, котоит.

Отмеченная закономерность наглядно иллюстрируется схе­матичными реакциями:

Довольно широко распространены силикатные скарны, сформированные по силикатным породам. Их минеральный состав мало отличается от состава известковых скарнов. Типо­морфным для силикатных скарнов является широко распро­страненный в них скаполит.

Ассоциация магнетита со скаполитом могла возникнуть следующим путем. Железо привносилось в зону контакта в виде растворенных хлоридов и шло на образование магне­тита и гематита, а освобождающийся хлор взаимодействовал с полевыми шпатами первичных пород с образованием скаполита.

Наблюдается фациальная последовательность во времени и пространстве отдельных типов скарнов в виде ряда: волластонитовый — диопсидовый — салитовый — геденбергитовый — андрадитовый. В. А. Жариков объясняет это возрастанием кис­лотности процесса, которая регулирует химические потенциалы кальция, магния и железа. Последовательность скарнов характеризуется вытеснением кальция магнием, а затем железом.

Для контактово-метасоматических образований вообще характерно наложение одних парагепетических ассоциаций минералов на другие (иногда высокотемпературных на низкотемпературные).

На безрудные скарны часто накладывается оруденение, так как они легче, чем нескарнированные известняки, подверга­ются замещению и могут являться осадителями ряда химиче­ских элементов. Например, железо осаждает медь (геденбергит и пирит замещаются халькопиритом), кальций — вольфрам с образованием шеелита и т. д. По характеру взаимоотношения оруденения с безрудными скарнами выделяются три его типа: 1) одновременное со скарнами (например, магнетито-вое); 2) сопутствующее скарнам (шеелитовое); 3) наложенное на скарны (сульфидное и др.).

В разных участках возможна одновременная кристаллизация разных минералов. Процесс минералообразования зачастую ритмический (пульсационный). Один и тот же минерал может быть представлен несколькими генерациями, например, магнетит — тремя, шеелит — двумя и т. д. Все отмеченное выше приводит к чрезвычайно сложным взаимоотношениям между минералами и делает очень трудным установление последовательности их выделения. В этом случае необходимо применять парагенетический анализ, разработанный Д. С. Коржинским.

Типоморфные минеральные ассоциации известковых скарнов следующие (выделены главные и типоморфные минералы).

1. В железо-кобальтовых скарнах:

а) гранат-магнетитовая — гранат (андрадит-гроссуляр), магнетит, гематит, пирит кобальтсодержащий; пироксен, амфибол, эпидот;

б) амфибол-кобальтиновая — амфиболы (дашкесанит, актинолит), кобальтин, глаукодот; гранат, эпидот, хлорит, кальцит, магнетит, арсенопирит кобальтсодержащий, пирит кобальтсодержащий, шмальтин.

2. В медно-сульфидных скарнах — пирротин-халькопирито-вая: гранат (гроссуляр и андрадит), пироксен (диопсид — геденбергит), магнетит, халькопирит, пирротин; эпидот, актинолит, хлорит, кварц, кальцит, пирит, молибденит, сфалерит, тетраэдрит и др.

3. В молибден-вольфрамовых скарнах —молибденит-шеели-товая: пироксен (диопсид-геденбергит и геденбергит), гранат (гроссуляр и андрадит), кварц, плагиоклаз, шеелит и молиб-дошеелит, молибденит; волластонит, везувиан, кальцит, флюорит, амфибол, магнетит, халькопирит. В ней выделяются две рудные парагенетические ассоциации минералов:

а) пироксен-шеелитовая с везувианом;

б) гранат-молибденитовая с кварцем.

4. В полиметаллических скарнах — галенит-сфалеритовая: пироксен (мангангедепбергит), гранат (андрадит), аксинит, иль- ваит, кальцит, кварц, сфалерит, галенит, халькопирит, пирротин, арсенопирит; волластонит, флюорит, эпидот, хлорит, пирит, тетраэдрит, магнетит, датолит и др. В ней выделяются две рудные парагенетические ассоциации минералов:

а) скарново-сульфидная — пироксен, гранат, аксинит, ильваит, эпидот, хлорит, кварц, кальцит, сульфиды первой генерации (арсенопирит, пирротин, сфалерит, галенит, халькопирит);

б) сульфидная — те же сульфиды второй генерации, кварц, кальцит и др.

Дополнительно отметим для боросиликатных известковых скарнов данбурит-датолитовую ассоциацию — волластонит, гранат (андрадит и гроссуляр), пироксен (мангангеденбергит), датолит, данбурит; аксинит, кальцит, кварц и др.

Типоморфной минеральной ассоциацией магнезиальных скарнов является диопсид-флогопитовая в флогопитоносных скарнах: флогопит, диопсид, кальцит, скаполит, апатит; роговая обманка (паргасит), тремолит, форстерит, шпинель, магнетит, гиалофан, волластонит; титанит и циркон (реликтовые).

В качестве дополнительной для магнезиальных скарнов приведем магнетит-людвигитовую ассоциацию в боратовых скарнах: диопсид, форстерит, магнетит, людвигит, котоит, суанит Mg₂[B₂0₅], флюоборит Mg₃[B0₃](F,ОН)₃, ссаибелиит (ашарит), шпинель; гумит, флогопит, серпентин и брусит (послескарновые).

Выделенные в перечисленных минеральных ассоциациях главные минералы являются для них типоморфными минералами. Некоторые из них встречаются в магматических, гидротермальных и других минеральных образованиях, т. е. являются сквозными. Поэтому очень важно изучать типоморфные особенности этих минералов. Мы рассмотрели их при характеристике отдельных минеральных ассоциаций и сделаем ряд общих замечаний.

Гранаты скарнов по химическому составу принадлежат к ряду андрадит — гроссуляр, тогда как гранаты хромитовых месторождений представлены уваровитом, алмазных — пиропом, а в пегматитах встречаются гранаты ряда альмандин — спессартин. Нередко гранаты скарнов, особенно рудных, являются оптически аномальными — анизотропными. Отмечается, что в магнетитовых и галенит-сфалеритовых скарнах преобладает андрадит, в шеелитовых — гроссуляр, а в халькопиритовых — промежуточный по составу гранат.

Пироксены представлены главным образом моноклинными диопсидом и геденбергитом, реже авгитом. Ромбические пироксены не типичны. Интересно, что пироксены в галенит-сфалеритовых скарнах содержат повышенное количество марганца. В шеелитоносных скарнах обычно наблюдается геденбергит. Пироксены, как правило, преобладают над гранатами, за исключением железорудных скарнов, где больше гранатов.

Амфиболы, очень характерные для скарнов с сульфидами, представлены среди нормальных известняков роговыми обман­ками, среди доломитов — актинолитом и тремолитом. В скар­нах магнетитовых с кобальтовыми и мышьяковыми минералами встречается роговая обманка с повышенным содержанием хлора — до 7 % (дашкесанит).

Везувиан обычно образуется в тесной связи с гроссуЛяром, скаполит — с магнетитом.

Магнетит скарнов в отличие от магматического не содержит титана или содержит его очень мало.

Пирротин в скарнах не сопровождается пентландитом, а часто ассоциирует с цинковой обманкой в противоположность пирротину из магматических месторождений, где он связан с пентландитом, а цинковая обманка обычно отсутствует или редка.

Пирит имеет повышенное содержание кобальта в отличие от пирита магматических месторождений, богатого ни­келем. Пирит гидротермальных жил обычно этих элементов не содержит или содержит их в следах.

Апатит, характеризующийся отчетливыми морфологическими признаками (рис. 39), окрасками, обладает рядом типоморфных особенностей химического состава — соотношения до­бавочных анионов (Ғ, О, ОН), содержание элементов-примесей (редких земель, марганца, стронция, серы и др.) и т. д.

Для флогопита наиболее важен типоморфизм химического состава, например содержания фтора, бария, рубидия и др. Флогопиты Алдана отличаются от слюдянских более высокими содержаниями фтора. В Прибайкалье обнаружен бариевый флогопит, содержащий до 8,5 % ВаО.

Шеелит и особенно характерный для скарнов Тырныауза молибдошеелит отличаются содержанием изоморфной примеси шестивалентного молибдена, а также люминесценцией и рядом физических свойств.

При описании минералогии шеелитовых скарнов уже отмечалось большое значение исследования типоморфизма сосуществующих минералов на примере пары молибдошеелит — плагиоклаз. Другими примерами пар минералов с взаимосвязанными типоморфными особенностями химического состава могут служить: скаполит — плагиоклаз и гранат (гроссуляр — андрадит) —пироксен (диопсид — геденбергит).

Текстурно-структурные особенности. Минеральные тела контактово-метасоматического происхождения обычно имеют довольно сложное зональное строение. В предыдущем параграфе была описана зональность медно-сульфидных известковых (см. рис. 33) и флогопитоносных магнезиальных скарнов (см. рис. 36).

Наиболее развитыми текстурами скарнов являются массивная, полосчатая, пятнистая, местами крустификационная и друзовая.

Среди структур минеральных агрегатов преобладают: гранобластовая и порфиробластовая; метасоматические структуры разъедания и замещения, реликтовые, иногда прожилковые и вскрапленные. Широко распространены псевдоморфозы, например эпидота и магнетита —по гранату; амфибола, кварца, кальцита, хлорита —по пироксену. Местами наблюдаются зернистые структуры отложения.

Генетические признаки скарновых тел. Формы скарновых тел — разнообразные и сложные. Для диффузионных биметасоматических скарнов характерны пластообразные и неправильной формы залежи; для контактово-инфильтрационных — жилообразные и трубообразные тела. Очень типичны неправильной формы линзы, гнезда и т. п. с извилистыми нечеткими контактами. Размеры их самые разнообразные. Такие тела трудно искать и разведывать. В этом случае необходимо знание типоморфных минеральных ассоциаций скарнового происхождения, типоморфизма сосуществующих пар минералов, отдельных типоморфных минералов для скарнов или для рудной стадии скарнового процесса и типоморфных особенностей сквозных скарнообразующих минералов.

Главным генетическим признаком скарновых образований является их приуроченность к контактам химически разнородных (обычно силикатных и карбонатных) пород.

Околорудным изменением пород, вмещающих наложенные рудные тела, выступает, по существу, скарнирование.