Skarn

Skarn
skarn în grossularia, calcit (albastru) și augit, Monte Monzoni, Trentino
Categorie	Roca metamorfica
Subcategorie	Roca metasomatică
Protolit	tipuri variate
Principalele minerale	silicați de Ca-Mg-Fe-Mn anhidri sau săraci în apă
Structura	izotrop cu granule grosiere
Ţesut	grâu-nematoblastic, granofelsica
Foliație	absent
Culoare	foarte variabil
varietate	skarn calcic și skarn magnezian
Mediul de formare	aureole de contact în jurul rocilor magmice mafice din arcurile insulelor oceanice și plutoni calc-alcalini orogeni și post-orogeni ai marginilor continentale
Secțiuni subțiri de skarn
Feropargasite și magnetit skarn, Sassi Neri, Insula Elba

Skarns sunt roci metasomatice care se formează în contact între o rocă silicată sau o topitură magmatică și o rocă carbonată . Acestea sunt formate în principal din silicați de calciu - magneziu - fier - mangan cu granulație anhidră sau săracă în apă (cum ar fi hidroxil ). Acestea sunt roci foarte importante din punct de vedere economic, deoarece adesea găzduiesc depozite de minereuri metalice, bor și pământuri rare . Sinonim cu skarn în literatura nord-americană este termenul de tactit .

Etimologie

Termenul skarn derivă dintr-un cuvânt străvechi folosit de minerii suedezi pentru a indica materialul rezidual (ganga), bogat în silicați, care a fost extras împreună cu mineralele din care au fost obținute metalele și care aparent tindeau să înlocuiască calcarele din districtul minier cu Persberg ^[1] .

Definiții și caracteristici juridice

Skarnurile sunt în mod normal roci cu granulație grosieră, cu structură izotropă și textură granolastic-lepidoblastică sau granofelsică . Ele formează corpuri turtite de-a lungul contactului sau venelor, coșuri de fum sau corpuri neregulate care taie roci carbonatate și / sau silicate (skarn în vene). Skarnurile formate în detrimentul rocilor magmatice sau ale altor roci de silicat se numesc endoskarns, iar cele formate în afara unui corp intruziv atunci când intră în contact cu o unitate carbonatată se numesc exoskarns .
Exoskarnurile sunt mai frecvente și se formează atunci când lichidele rămase din cristalizarea magmei sunt expulzate din masa rocilor în ultimele etape de stabilire. La contactul cu roci chimic reactive, de obicei carbonați precum calcarele sau dolomiții, acestea reacționează cu ele și produc o alterare care este un tip de metasomatism de infiltrație . Endoskarnurile sunt mai rare: se formează în interiorul corpului intruziv unde au fost produse fracturi, articulații de răcire și stocuri, rezultând o zonă permeabilă. Zona permeabilă poate încorpora material din straturile de carbonat. Fluidele hidrotermale magmatice care au fost transportate sau create de intruziune interacționează cu acest material carbonat și formează endoskarnul. Atât compoziția, cât și textura protolitului joacă un rol important în formarea skarnului rezultat.
Zona cea mai exterioară a endoskarnului și cea mai apropiată de corpul magma părinte al esoskarnului, pe lângă silicații de calciu-magneziu-fier-mangan, pot conține feldspat sau scapolit și / sau feldspat . Pentru aceste roci Korzhinskii (1953) a introdus termenul special de roci aproape de skarn .
Reacția skarn este formată de metamorfismul izochimic care apare pe unități litologice sedimentare fin interstratificate și implică un transfer metasomatic de componente la scară mică (poate centimetri) între unitățile adiacente.
Skarnoizii sunt definiți ca produsele metamorfismului litologiilor impure, cu un anumit transfer de masă cauzat de mișcarea fluidelor la scară mică. Spre deosebire de skarnurile metasomatice adevărate, skarnoizii reflectă îndeaproape compoziția și / sau textura rocilor imediat înconjurătoare, conțin granat sau piroxen ca faze majore, sunt cu granulație fină și cu conținut scăzut de fier. Acestea pot fi considerate o cale de mijloc între un cornubianit cu granulație fină și un skarn cu granule grosiere.
În conformitate cu compoziția diferită și cu diferitele aspecte genetice, familia skarn a fost împărțită în două subgrupuri: skarn magnezian , dezvoltat în contact cu roci carbonatice magneziene ( dolomit sau magnezită ) și skarn calcic , format în contact cu calcarele și marmurile sărace în magneziu.

Subfamilia skarnului magnezian

skarnele magneziene sunt roci cu temperatură ridicată care conțin forsterită , diopsidă , spinel , periclază , clinohumit , flogopit și parazit și se formează la contactul dintre rocile magmatice și carbonat calciu-magneziene sau magneziene.

Zonările și faciesul etapei magmatice

Skarnul magnezian legat de stadiul magmatic este caracterizat de asociații minerale piroxene fassaitico , forsterite , spinel magneziene, enstatite , Monticellite , ermanite , merwinite și periclază . Modelul tipic de zonare ( coloană metasomatică ) include următoarea parageneză ^[2] : granit (sau altă rocă de silicat) → plagioclază (An _70-95) + clinopiroxen diopsidic → piroxen fassaitico + forsterit + spinel spinel → → forsterit + spinel + calcit → dolomită (săgețile indică direcția de creștere zonată în coloană). Parageneza la ortopiroxen apare numai atunci când activitatea chimică a oxidului de calciu (CaO) este scăzută, de exemplu în contact cu magnezita. Faciesul ^[3] din stadiul magmatic skarn magnezian care depinde de condițiile de temperatură, concentrația de CO ₂ și activitatea CaO sunt: ​​dolomit, periclază, magnezit, enstatit, forsterit-calcit, monticelit, monticelit-periclaz, monticelit-spurrit, åkermanit , mervinite, mervinite-periclază și corindon-plagioclază (spinela este prezentă în fiecare facie).

Zonările și faciesul etapei postmagmatice

Skarnurile magnezice legate de stadiul postmagmatic se dezvoltă în principal ca înlocuitor (parțial sau complet) al skarnurilor magneziene anterioare care s-au dezvoltat în timpul stadiului magmatic. Zonările și coloanele lor metasomatice sunt mai puțin uniforme și mai complexe. Împreună cu mineralele reziduale stabile din stadiul magmatic, apar noi minerale caracteristice și o nouă parageneză. Parageneza spinelului dă naștere la flogopit și parazit . Principalele facies care sunt dependente de condițiile de presiune-temperatură și de activitatea CO ₂ , K ₂ O, Na ₂ O, F ₂ , Cl ₂ , B ₂ O ₃ și FeO sunt: ​​flogopit-diopsid, flogopit-forsterit, magnetit -forsterit, diopsid-Monticelit, monticelit- brucit , monticelit- dellaite , monticelit- foshagit , parazit -diopsid, clinohumit, magnetit, ludwigit , kotoit , suanit și altele.

Mediul de instruire și transformările ulterioare

Intervalul de temperatură în care s-a format subfamilia este de aproximativ 750-450 ° C la o presiune de 0,05-0,1 GPa . Piesele de magneziu din ambele etape sunt în mod obișnuit înlocuite în diferite grade cu piei de calciu postmagmatice, în condiții de presiune și temperatură moderate, datorită activității chimice în creștere a CaO, deoarece temperatura scade și scăderea corespunzătoare a concentrației de CO ₂ în lichide. Modificările post-skarn de temperatură scăzută duc la înlocuirea mineralelor skarn cu serpentină , clorit + actinolit , carbonați și brucită .

Facies de mangan

O facie rară a skarnului este analogă cu skarnul de magneziu, cu excepția faptului că magneziul din minerale este complet înlocuit de mangan . Mineralele tipice sunt: johannsenit , teproit , glaucocroit , sonolit și galaxit . Aceste facies se dezvoltă la contactul rocilor silicatate cu carbonați manganeziferi. Aceste roci metasomatice par să se fi format într-un stadiu postmagmatic și la temperaturi scăzute. Clinopiroxenul Ca-Mn (johannsenit), precum și piroxenoidele Ca-Mn ^[4] sunt caracteristice faciesului de mangan al pielii de calciu. În mod normal, mineralele din carnea de magneziu nu conțin cantități apreciabile de mangan.

Subfamilie de skarn calcic

skarnurile calcice sunt skarns de temperatură medie și ridicată compuse în principal din granat granitic ^[5] , piroxen (de la urcare la ferosalit și / sau johannsenit ), wollastonit sau piroxenoizi ^[4] bogate în magneziu și formate la contactul dintre roci igneice sau alte silicate și roci de carbonat de calciu. Acestea pot înlocui carnea de magneziu anterioară (în condiții sub-vulcanice sau hipoabismale).

Zonare și facies

Toate (sau aproape toate) pielile de calciu aparțin etapei postmagmatice. Mineralele tipice ale acestei subfamilii sunt: ​​granat granditic, vesuvianit , clinopiroxen (de la urcări până la hedenbergită și / sau johannsenit), wollastonit, rodonit și bustamit , epidot , scapolit , plagioclază; mai puțin frecvente sunt silicații cu temperatură mai mare cu un raport molar de Ca / Si ≥ 1,5. Succesiunea tipică a faciesului, de la endoskarnul exterior la esoskarnul exterior, este caracterizată de o zonă bi-minerală (unde andezina sau scapolitul sau feldspatul K sunt asociate cu ascensiuni sau grossulare sau epidote), urmată de o zonă monominerală (granat granditic sau clinopiroxen calciu) sau bimineralic (granat-clinopiroxen), care poate sau nu să fie urmat de o zonă wollastonită. Mineralogiile specifice depind atât de condițiile de presiune și temperatură, cât și de activitatea chimică a K ₂ O, Na ₂ O, F ₂ , Cl ₂ , SO ₃ , FeO, O ₂ și CO ₂ .

Mediul de instruire și transformările ulterioare

Aceste piei tipice de calciu s-au format într-un interval de temperatură de 650-400 ° C și o presiune de 0,05-0,4 GPa. Formarea paragenezei în hedenbergită și johannsenită cu asocieri de cuarț și cuarț-granat, precum și amfibole apare în timpul modificărilor post-skarn împreună cu (sau după) descompunerea mineralelor skarn.

Alte tipuri speciale de facies

Unele skarnuri cu temperatură relativ scăzută sunt îmbogățite cu Fe ²⁺ și Mn ²⁺ (moleculă hedembergitică sau johannsenitică în piroxeni, spessartită în granate, rodonită și bustamită). Faciesul temperaturii ridicate a pielii calcice este subliniat de apariția zonelor care conțin silicați bogați în calciu, cum ar fi melilita gehlenitica, melilita, tilleyita , spurrita, rankinita , kilchoanita și merwinita . Temperaturile lor de formare sunt de 700-900 ° C la o presiune de 0,05-0,15 GPa și cu X _CO2 ^[6] <0,05.

Mecanisme genetice și medii geodinamice

Fig. 1. Poziția skarnurilor într-o diagramă (calitativă) temperatură / pH care ilustrează câmpurile de stabilitate pentru acești parametri ai familiilor de roci metasomatice. Linia punctată separă familiile acide de cele neutre-alcaline (adică cu și fără cuarț). Redrawn from Zharikov et al (2007).

Principalele procese care produc skarn includ recristalizarea metamorfică isochimică ^[7] a rocilor carbonate impure, reacțiile bimetasomatice între litologii diferite (substituirea ambelor roci în contact, datorită difuziei în două direcții ale diferitelor componente prin contact) și metasomatismul infiltrațional, care implică hidrotermal fluide de origine predominant magmatică, dar și fluide metamorfice, meteorice sau marine. Metasomatismul infiltrațional este prograd (adică se dezvoltă odată cu creșterea temperaturii) în stadiul magmatic și retrograd (scăderea temperaturii) în stadiul postmagmatic. Metamorfismul care produce recristalizarea poate fi de contact sau regional . În primul caz produce skarn sub formă de corpuri adiacente contactului sau venelor, coșuri de fum sau corpuri neregulate care taie rocile carbonatice și / sau silicate, în al doilea caz produce skarn stratiform.

Skarns sunt legate în principal de intruziunile calc-alcaline orogene și postorogene (granitele predominante) ale marginii continentale colizionale sau în rupturile de cratoni stabili anterior, mai rar cu intruziunile de bază ale arcurilor insulelor oceanice. Un alt factor important de control, în special în ceea ce privește tipul de mineralizări economice asociate acestuia, este profunzimea intruziunii. Skarns se găsesc în roci de toate vârstele, deși sunt destul de rare în roci precambric , acest lucru se datorează faptului că au fost erodate din cauza perioadei lungi de expunere.

Principalul aspect unificator al contactelor (cele mai răspândite) este stilul lor evolutiv. Dincolo de variațiile conținutului de metal, asocierea cu magmele, mediul tectonic și mineralogia, există un model comun constând din (1) metamorfism de contact esențial izochimic care însoțește plasarea magmei; (2) formarea unui skarn metasomatic și inițierea depunerii minerale metalice care însoțesc cristalizarea magmei, răcirea inițială a pluto și evoluția fluidului mineralizant și (3) modificarea retrogradă și continuarea depunerii minerale metalice însoțitoare răcirea finală a sistemului. Modelele de zonare a mineralelor din fiecare etapă ulterioară au tăiat în mod obișnuit modelele anterioare ca o consecință a schimbării conductelor hidrotermale în timpul evoluției structurale. Smochin. 2 reprezintă o reconstrucție a etapelor evolutive ale unui depozit de skarn asociat cu un pluton de granit.

Fig. 2. Etapele evolutive ale unui depozit de skarn asociat cu un pluton de granit: (A). Intruziunea inițială determină metamorfismul izochimic de contact al rocilor sedimentare. (B). Intruziunea se completează odată cu creșterea magmei datorită eroziunii acoperișului (oprire). Recristalizarea metamorfică și modificările de fază reflectă compozițiile protoliților, cu bimetasomatism local și circulație a fluidelor, care formează diferite minerale de silicat de calciu (reacții și skarnoizi) în litologii impure și de-a lungul limitelor fluidelor. Rețineți că metamorfismul este mai extins și cu o temperatură mai mare la adâncime decât în ​​apropierea cupolei mici de granit de pe acoperișul sistemului. (C). Cristalizarea și eliberarea fazelor apoase separate duc la apariția unor piei metasomatice controlate de fluid. Rețineți că în profunzime extensia skarn este mai mică decât cea a halo-ului metamorfic și că este orientată predominant pe verticală în comparație cu extensia laterală a skarnului superficial, care depășește local extensia halo-ului metamorfic până la acoperișul sistemului. (D). Răcirea plutonului și posibila circulație a apelor meteorice mai reci și mai oxigenate determină o alterare retrogradă a asociațiilor metamorfice și metasomatice la silicații de calciu. Rețineți că eterul retrograd este mai extins lângă suprafață. În cele din urmă, rețineți importanța structurilor tectonice, cum ar fi articulațiile și defectele, în ghidarea fluidelor hidrotermale (Da Meinert, 1992, redrawn)

Mineralele metasomatice apar de obicei sub formă de pseudomorfe pe sau în vene din mineralele metamorfice și acestea, la rândul lor, se pot degrada în amestecuri polminerale în timpul alterării retrograde. Gradul de dezvoltare al oricărei etape date variază foarte mult. Astfel, stadiul metamorfic este mai intens în skarnurile mezozonale situate în contact cu Pluto (de exemplu, skarnurile de tungsten) decât în skarnurile epizonale situate la o anumită distanță de pluto (de exemplu, skarnurile distale de zinc-plumb). Pe de altă parte, stadiul retrograd este mai intens în skarnul epizonal situat la contactul cu stocul (de exemplu, skarnul de cupru porfiric) decât în ​​skarnurile epizonale distale (de exemplu, skarnul zinc-plumb) sau în skarnurile mezozonale (de exemplu, skarnul de tungsten).
Studii detaliate pe teren și analitico-petrografice, combinate cu studii privind incluziunile de fluide și izotopii stabili, au furnizat estimări ale condițiilor de presiune, temperatură și concentrație a fluidelor în timpul evoluției skarnului. Formarea inițială a skarnului are loc în mod normal între 650 și 400 ° C; temperaturile mai ridicate sunt mai mult legate de evenimentele profunde (de la 0,1 la 0,3 GPa) decât de cele mai superficiale (de la 0,03 la 0,1 GPa). Fluidele metasomatice se caracterizează printr-un conținut scăzut de CO ₂ (X _CO2 ^[6] mai mic de 0,1) și salinitate moderată (de la 10 la 45% din NaCl echivalent). Fierberea pare a fi mai caracteristică mediilor mai puțin adânci. Sursa metalelor este, în general, atribuită magmelor sau adânc înrădăcinate decât surselor locale, iar originea apei variază de la magmatic în primele etape la magmatic + meteoric în ultimele etape retrograde ale unor depozite. Modelele programe de zonare ale skarnurilor sunt interpretate ca rezultat al metasomatismului de infiltrare, cu difuzie în fluidele intergranulare care joacă un rol minor.

Zăcăminte minerale asociate cu piei

Corpurile Skarn nu conțin întotdeauna minerale de importanță economică, deși în cantități mici. Definiția skarn afirmă pur și simplu că roca provine din procese metamorfice și / sau metasomatice și că mineralogia lor este dominată de silicați de calciu-fier-magneziu-mangan. Când skarnurile conțin minerale de importanță economică, acestea sunt pur și simplu denumite Depozite Skarn . În cazuri rare, este de asemenea posibil ca depozitele de skarn să provină din metamorfismul depozitelor preexistente: cele mai bune exemple în acest sens sunt depozitul Franklin, New Jersey (SUA) și cel din Broken Hill , Australia .
Marea majoritate a depozitelor de skarn sunt asociate cu arcele magmatice legate de subducție sub scoarța continentală. Plutonii variază în compoziție de la diorit la granit, deși diferențele dintre tipurile de skarn cu diferite metale de bază par să reflecte mai bine mediul geologic local (adâncimea de formare, aspectele structurale și calea fluidelor), mai degrabă decât diferențele fundamentale în petrogeneza magmelor. . Unele depozite de skarn nu sunt asociate cu magmatismul legat de subducție. Aceste skarns pot fi asociate cu magmatismul de tip S după o perioadă majoră de subducție sau care poate fi asociată cu o ruptură a cratonelor stabile anterior. Plutonii sunt în esență granitici în compoziție și conțin în mod obișnuit moscovită primară, biotită , megacristale de cuarț gri închis, cavități miiarolitice , modificări de tip greisen și radioactivitate anormală. Skarnurile asociate sunt bogate în staniu sau fluor, deși sunt prezente în mod normal o serie de alte elemente care pot avea o importanță economică. Această suită evoluată include elemente de tungsten, beriliu, bor, litiu, bismut, zinc, plumb, uraniu, fluor și pământuri rare. Zăcămintele de skarn de calciu Fe-Cu sunt practic singurele afloriri de skarn din solurile arcurilor insulelor oceanice. Multe dintre aceste piei sunt, de asemenea, îmbogățite cu cobalt, nichel, crom și aur. În plus, unele skarnuri de aur ieftine par să se fi format într-un bazin retro-arc asociat cu un arc vulcanic oceanic. Unele dintre aspectele cheie, care diferențiază aceste skarn de cele asociate cu magmele mai evoluate ale scoarței continentale, sunt asocierea lor cu plutoni gabbrici sau dioritici, endoskarn abundent, metasomatism de sodiu răspândit și absența staniului și plumbului. Luate împreună, aceste aspecte reflectă natura oceanică primitivă a scoarței, tipologia rocilor și plutonilor învelitori. Skarnurile formate la adâncimi mai mari pot fi văzute ca niște margini subțiri de dimensiuni mici, în comparație cu plutonii asociați și halourile lor metamorfice. Spre deosebire de aceasta, rocile de acoperire la adâncimi mai modeste tind să se deformeze prin fracturare și defecte, mai degrabă decât prin îndoire. În multe dintre depunerile superficiale de skarn, contactele intruzive sunt în mod clar discordante cu stratificarea, iar skarnurile taie oblic straturile și le înlocuiesc masiv pe cele chimice mai favorabile metasomatismului, egalând sau depășind dimensiunea (suprafața) plutoanului asociat. Fracturarea hidrotermală intensă asociată cu intruziunile de nivel mai superficial crește foarte mult permeabilitatea rocilor învelitoare, nu numai pentru fluidele metasomatice de origine magmatică, ci și pentru fluidele meteorice ulterioare, probabil mai reci. Influența apei de ploaie și distrugerea consecventă a mineralelor skarn în timpul degradării retrograde este unul dintre aspectele definitorii ale formării skarn în medii puțin adânci.

Clasificarea depozitelor de skarn

Depozitele Skarn sunt clasificate pe baza metalului dominant. Tabelul 1 din partea de jos a paragrafului indică nu numai metalele care indexează diferitele depozite, ci și rocile magmatice asociate, mediul tectonic și mineralogia silicaților și minereurilor metalice skarn pentru fiecare tip.

• Piei de fier sunt cele mai mari depozite de acest tip. Skarnurile de fier-calciu din arcadele insulelor oceanice sunt asociate cu plutoni bogați în fier, de bază până la intermediari, intruși în calcar și roci vulcanice. În unele depozite, cantitatea de endoskarn poate depăși cea a exoskarnului. Trebuie menționat, totuși, că multe alte piele pot dezvolta zone bogate în fier, cu volum modest, cu magnetit abundent care poate fi cultivat local. Totuși, astfel de depozite nu sunt tipicul tău de fier.
• Piei de tungsten se găsesc pe mai multe continente în asociere cu plutonii calc-alcalini din centurile orogene majore. Ca grup, tunsurile de tungsten sunt asociate cu batolitii ecigranulari cu grosime grosieră (cu fire de pegmatite și aplite ), înconjurați de halo-uri metamorfice mari, la temperatură ridicată. Luate împreună, aceste aspecte sunt indicative ale unui mediu profund. Skarnurile de tungsten sunt în continuare împărțite în două grupe: tip oxidat și tip redus, pe baza compoziției rocii de acoperire (carbonat versus hematitic), pe mineralogia skarn (fier feros versus fier feric) și pe adâncimea relativă (temperatura metamorfică) și implicarea apelor subterane oxigenate).
• Skarnurile de cupru sunt probabil cel mai abundent tip de skarn din lume. Sunt deosebit de frecvente în zonele orogene legate de subducție, atât în ​​mediul oceanic, cât și în cel continental. Multe skarnuri de cupru sunt asociate cu plutonii porfirici, calc-alcalini și magnetitici de tip I , mulți au roci vulcanice cogenetice, țesut de vene asemănător stocului, brecii și intemperii hidrotermale intense. Toate aceste aspecte indică un mediu de formare relativ superficial. Multe skarnuri de cupru se formează în strâns contact cu stocurile cu o mineralogie relativ oxidată a skarnului, dominată de granatul andraditic. Un număr destul de scarnat de cupru este legat spațial, temporal și genetic de depozitele de cupru porfirice și roci magmatice aferente.
• Multe skarnuri de plumb / zinc se găsesc în medii continentale asociate atât cu subducția, cât și cu ruptura . Rocile magmatice aferente variază foarte mult de la diorite la granite bogate în silice. De asemenea, ele se extind în diferite medii geologice, de la batoliti mezozonali la complexe de diguri și praguri de suprafață și până la extrudări vulcanice de suprafață. Dincolo de conținutul de Zn-Pb-Ag, scarnurile de plumb / zinc se pot distinge de alte tipuri de skarn pentru mineralogia caracteristică bogată în fier și mangan, pentru difuziunea lor de-a lungul contactelor litologice și structurale și pentru absența unor metamorfici semnificative centrate pe skarn nimburi. Aproape toate mineralele din aceste piele pot fi îmbogățite în mangan, inclusiv granate, piroxeni, olivină, piroxenoizi, amfiboli, clorit și serpentină.
  Pentru o serie de skarnuri de plumb / zinc, corpul magmatic asociat nu a fost găsit sau recunoscut, probabil pentru că este prea departe de skarn în sine. Mineralogia acestor skarns, cu toate acestea, distinge aceste minerale de plumb / zinc de depozite tipice (de exemplu, depozite de tip Mississippi-vale).
• Scuturile de tablă sunt asociate aproape exclusiv cu granitele bogate în silice generate de topirea parțială a scoarței continentale. Există un fir comun care unește diferitele tipuri de depozite de staniu, și anume suita caracteristică de oligoelemente (Sn, F, B, Be, Li, W, Mo și Rb) în rocile minerale și magmatice asociate. Această suită distinge skarns de iaz de toate celelalte tipuri de skarns. Multe depozite de staniu de staniu dezvoltă o etapă de degradare greisen , situată deasupra intruziunii, un skarn inițial și carbonați nealterați. Modificarea în greisen se caracterizează prin activitatea ridicată a fluorului și prin prezența mineralelor precum fluorit , topaz , turmalină , muscovit, grunerit , ilmenit și cuarț abundent. În multe cazuri, modificarea stadiului greisen distruge complet etapele anterioare ale alterării. Important, modificarea în stil greisen este absentă în toate celelalte tipuri de skarn.

Notă

Galleria d'immagini

Bibliografia

• Zharikov VA, Pertsev NN,. Rusinov VL, Callegari E., Fettes DJ - Metasomatism and metasomatic rocks. Recommendations by the IUGS Subcommission on the Systematics of Metamorphic Rocks - Web version (01.02.2007)
• Einaudi MT, Meinert LD, Newberry J. - Skarn deposits (1981) - Economic Geology, 75th anniversary Volume, pp. 317–391
• Einaudi MT, Burt DM - Introduction, terminology, classification and composition of skarn deposits (1982) - Economic Geology, vol. 77
• Meinert, LD - Skarns and Skarn Deposit (1992) - Geoscience Canada 19, pp. 145–162.
• https://web.archive.org/web/20180612135913/http://www.mingeoch.uni-jena.de/igwminmedia/Lehre_Lagerst%C3%A4ttenkunde/7_skarn_deposits__.pdf

Altri progetti

• Wikimedia Commons contiene immagini o altri file su Skarn

Collegamenti esterni

• ( EN ) Skarn , su Enciclopedia Britannica , Encyclopædia Britannica, Inc.

Portale Geologia	Portale Materiali
Portale Mineralogia	Portale Scienze della Terra