Лекция 6 Магматические месторождения

Магматические месторождения образуются в процессе дифференциации и кристаллизации магмы при высокой температуре (1500—800°С), высоком давлении (сотни килограмм силы на квадратный сантиметр) и на значительных глубинах (3—5 км и более). Первоисточником вещества магматических месторождений является, вероятно, верхняя мантия Земли, о чем свидетельствуют приуроченность ряда месторождений и вмещающих их базальтоидных пород к глубинным разломам и близость отношений изо­топов серы сульфидов к метеоритному стандарту.

Для магматических месторождений характерна тесная связь их с изверженными горными породами, с которыми они образуются в результате общих процессов. В магматических месторождениях и вмещающих их изверженных породах встречаются сход­ные рудные и нерудные минералы, но количественно рудные минералы преобладают в месторождениях по сравнению с вмещающими породами.

Магматические месторождения представляют собой промышленные объекты как рудные (платина, хромит, железные, титановые и медно-никелевые руды и др.), так и нерудные (алмаз, графит, апатит и др.).

Большинство петрологов (Н. Боуэн, В. Гольдшмит и др.) считали все горные породы производными единой базальтовой магмы. в результате дифференциации которой возникли и разнообразные комплексы горных пород и связанные с ними рудные месторождения. Ф. Ю. Левинсон-Лессинг (1927 г.) к «магматическим» месторождениям относил не только «продукты непосредственной кристаллизации магмы, но и продукты ее материального воздействия на окружающую среду». Большой интерес представляют его работы об ассимиляционных явлениях в магме, т. е. о взаимодействии магмы с вмещающими породами, сопровождающемся частичным вплавлением пород кровли. Ассимиляция последних естественно, вызывает изменение химического состава активногс магматического расплава, что может явиться основной причиной Дифференциации магмы.

Содержание воды и летучих веществ понижает температур плавления магмы. Р. Горансон опытным путем доказал, что прр: содержании в расплаве 1% воды гранит плавится при температуре 1030°С, а при 5% воды — при температуре 840°С. Интересные Данные были получены при изучении камчатских вулканов. Базальтовая лава Ключевского вулкана имела максимальную температуру 1175°С; нижняя температурная границепластичности лавы была 690°С. Максимальная температура андезитовой лавы во время экструзии была 930°С, а пластическое состояние ее сохранилось при 650°С.

Магматические месторождения образуются как в геосинклинальных областях, так и на платформах.

В геосинклиналях две формации: перидотитовая с месторождениями хромитов и некоторых элементов группы платины; габбро-лироксенит-дунитоваяс месторождениями титаномагнетитов и эле­ментов группы платины. На платформах три рудные формации: основных и ультраосновных пород с медно-никелевыми месторождениями; ультраосновных пород, включающих алмазоносные кимберлиты; щелочных пород с месторождениями руд редких земель, тантала и ниобия, а также апатитов и апатит-магнетитовых руд.

На территории СHГ известны магматические месторождения протерозойского, каледонского, герцинского и раннемезозойского возраста; из более молодых по возрасту месторождений укажем раннеальпийские хромитовые месторождения Шорджинского массива Аменіі.

Магматические месторождения залегают главным образом в интрузивных породах. Находка самородного железа в базальтах Гренландии, представляющая исключение из этой закономерности, нуждается в обосновании земного, а не космического происхождения этого железа.

Интрузивные породы, вмещающие магматические месторождения, обычно относятся к основным и ультраосновным разностям — это габбро, нориты, пироксениты, перидотиты и дуниты. С основными породами (габбро, норитами, анортозитами) пространственно и генетически связаны месторождения титана, ванадия, меди, никеля, кобальта и платиноидов; с ультраосновными породами (дунитами, перидотитами, пироксенитами) — месторождения платины, хромитов, алмаза, иногда меди и никеля.

В кислых и средних породах магматические месторождения встречаются довольно редко. Следует отметить месторождение железных руд Кирунавара в Северной Швеции, генезис которого трактуется как результат глубинной дифференциации сиенитовой магмы. Некоторые ученые считают это месторождение первично-осадочным, впоследствии метаморфизованным.

Приуроченность магматических месторождений к основным породам можно объяснить двояко:

в основных породах отмечается повышенное содержание железа и других металлических компонентов, что благоприятствует формированию в них рудных залежей основная магма, содержащая относительно небольшое количество кремнезема, обладает меньшей вязкостью, лучшей подвижностью и, следовательно, она более способна к процессам дифференциации. Значительное влияние на процесс дифференциации магмы оказывают летучие компоненты (Н₂0, С1, В, Н, Р и др.), которые снижают температуру плавления руд и способствуют лучшей подвижности соединений. Многие магматические месторождения залегают среди полосчатых, псевдостратифицированных пород. Таковы гипербазиты Урала, Бушвельдский комплекс, щелочные породы Кольского полуострова и др.

Существуют три основные гипотезы формирования стратифицированных интрузивов:

1. 
   ликвационное расслоение магмы на глубине с последовательной, послойной инъекцией расплавов разного состава в верхние горизонты земной коры;
   
2. 
   ликвационная, или кристаллизационная, дифференциация магмы на глубине и одноактное внедрение гетерогенных расплавов в верхние части Земли;
   
3. 
   ликвационная дифференциация рудоносных магм на месте становления массивов с дифференциальным перемещением молекул или минералов в магматической камере.
   

Формы рудных тел магматических месторождений отличаются значительным разнообразием. Среди них наблюдаются гнездо- и штокообразные тела (уральские месторождения платины), жило- и плитообразные залежи (Сарановское месторождение хромита), линзообразные залежи и жилы (медно-никелевые месторождения), столбообразные тела (алмазоносные кимберлиты Южной Африки й Сибири) и, наконец, залежи крайне неправильной формы.

Наряду с крупными залежами, размеры которых составляют сотни метров по простиранию и падению, встречаются и незначительные по размерам тела, имеющие несколько дециметров или сантиметров в поперечнике.

В большинстве магматических месторождений переход между рудой и вмещающей породой постепенный, через зоны затухающей рудной вкрапленности. Таково, например, большинство месторождений платиноносного хромита. Но в некоторых случаях контакт между рудой и вмещающей породой представлен резкой и четкой границей, что наблюдается на Кусинском месторождении титаномагнетитовых руд. Очень часто магматические месторождения представляют собой группу рудных залежей, в которой одно тело сменяется другим как по простиранию, так и по падению. Подобное явление часто наблюдается на уральских

Н. В. Павлов (1941 г.), изучивший четыре хромитоносных массива Южного Урала, установил следующие важнейшие закономерности:

1. 
   Акцессорные хромшпинелиды дунитов по сравнению с таковыми из перидотитов отличаются более высоким содержанием СггОз и минимальным содержанием А1₂0з; они менее магнезиальны и более железисты по сравнению с хромшпинелидами из перидотитов.
   
2. 
   Рудообразующие хромшпинелиды по сравнению с акцессорными содержат больше Сr₂0₃ и Мg0 и меньше А1₂0₃ и FеО.
   
3. 
   Состав хромшпинелидов, взятых в пределах как одного, так и нескольких близрасположенных рудных тел месторождения, имеет незначительные колебания. Состав же хромшпинелидов из месторождений, находящихся в пределах одного массива, но в различных по петрографическому составу участках, имеет заметные, а иногда и значительные отличия.
   

4. Существенно магнезиальные рудообразующие хромшпине

Магнезиально-железистые хромшпинелиды характерны для месторождений, залегающих в породах повышенной железистости. Для них отношение Мg0: FеО в хромшпинелидах 0,6—1,8; в ультрабазитах 4,7—9,8.

Следовательно, хромшпинелиды с повышенным содержанием хрома (более качественные) характерны для дунитов (а не перидотитов) и встречаются как рудообразующие (а не акцессорные) минералы.

Важное значение для целей опробования и оценки месторождений имеет то обстоятельство, что хромшпинелиды в пределах одного или близрасположенных рудных тел мало отличаются по составу.

Магматические месторождения, относящиеся к группе эндогенных образований," согласно А. Н. Заварицкому - (1926 г.) могут быть подразделены на следующие классы и типы. А. Кристаллизационные:

1. 
   ранней кристаллизации (аккумулятивные);
   
2. 
   поздней кристаллизации (фузивные). Б. Ликвационные:
   

1. 
   собственно ликвационные;синтектически ликвационные.
   
2. 
   Кристаллизационные месторождения
   

Для месторождений типа ранней кристаллизации (аккумулятивных) характерны следующие основные признаки:

1. 
   неправильная или пластообразная форма рудных тел;
   
2. 
   затухающие контакты, т. е. постепенный переход между рудой и вмещающей породой;
   
3. 
   кристаллически-зернистые структуры руд.
   

В более поздние стадии процесса кристаллизации магмы в последней накапливаются особые летучие вещества, так называемые минерализаторы, к которым относятся соединения хлора, фтора, бора, воды и др. Присутствие минерализаторов в магме уменьшает ее вязкость и понижает температуру кристаллизации рудных минералов, что может привести к образованию поздне-магматических или так называемых гистеромагматических месторождений.

А. Г. Бетехтин (1937 г.) к гистеромагматическим месторождениям отнес месторождения хромитов Урала, Казахстана, Кавказа и подавляющее большинство месторождений зарубежных стран. Вопреки ранее существовавшим представлениям о сегрегационном характере этих месторождений он убедительно доказал их поздне-магматическое происхождение из подвижных расплавов, обогащенных летучими компонентами.

В позднемагматических месторождениях в первую очередь кристаллизуются силикатные породообразующие минералы, а затем — рудные. При кристаллизации рудных минералов в почти затвердевшем геологическом теле (интрузиве) будет находиться остаточный рудный расплав, который может несколько перемещаться в пределах интрузии как под.влиянием внешних текто­нических сил, так и вследствие своего внутреннего газового напряжения. Образующиеся при этом позднемагматические месторождения характеризуются следующими чертами:

1) вытянутой, жилообразной или плитообразной формой рудных тел

2. 
   резким, как правило, контактом между рудой и вмещающей породой;
   
3. 
   сидеронитовой структурой руд (рудный минерал располагается в промежутках между нерудными и цементирует последние) .
   

к ликвационным относятся промышленные месторождения медно-никелевых руд, известные в Канаде, Африке и СССР. Они тесно связаны с базальтоидными породами. Руды комплексные: кроме меди и никеля они содержат кобальт золото, серебро, селен, теллур. Главные минералы — пирротин, пентландит, халькопирит.

Эти месторождения отличаются от месторождений хрома и титана. Рудные тела встречаются не только среди материнских интрузивов, но выходят и за их пределы. Руды халькофильные, состоят в основном из сульфидов. Месторождения эти возникают, формируются и изменяются в течение всего процесса становления интрузива. Образуются они магматическим путем, но в их развитии, возможно, некоторую роль играют и постмагматические процессы. Глубина образования месторождений различная. Примерами гипабиссальных месторождений могут служить Норильск I (глубина 2,5 км) и месторождения Печенги (глубина 2 км). К месторождениям мезоабиссальной фации и отчасти абиссальной относят риф Меренского (~8 км) и Монче-Тундру (5 км).

Ликвационные месторождения образуются путем разделения жидкого однородного магматического расплава на несмешиваю-щиеся силикатные и рудные жидкости. Так, при плавке сульфидных медных руд в шахтных печах получаются несмешивающиеся и разделяющиеся между собой по плотности сульфидный расплав (штейн) и силикатная масса (шлак). Ликвация экспериментально доказана для силикатных и сульфидных масс И. Фогтом, Я. И. Ольшанским и др.

Я. И. Ольшанский в 1947—1950 гг. опубликовал результаты своих исследований по сплавлению сульфидов с силикатными минералами пород средней основности. Оказалось, что при температуре выше 1500°С, особенно в присутствии минерализаторов, суль­фиды в известной степени растворимы в силикатном расплаве. По мере понижения температуры растворимость сульфидов уменьшается и первичная магма начинает разделяться на сульфидный и силикатный расплавы. Он установил, что сульфидный расплав обладает высокой подвижностью и текучестью.

Ликвацией можно объяснить формирование сульфидно-никелевых месторождений в основных породах. В начальной стадии процесса ликвации магмы образовались, вероятно, небольшие жидкие каплевидные выделения сульфидов в жидкой же силикатной магме. Затем эти капельки соединялись между собой в более крупные и под действием силы тяжести опускались вниз. У постели интрузива таким путем формировались жило- или пластообразные рудные тела, получившие название «донных залежей». Типичным примером таких месторождений являются медно-нике-левые месторождения Садбери в Канаде и Монче-Тундра на Кольском полуострове.

Под действием внешних тектонических сил рудный расплав может, по-видимому, переместиться внутри интрузива и даже выйти за его пределы и образовать так называемое инъекционное, или отщепленное, месторождение. Действительно, в районе месторождения Садбери да и в некоторых месторождениях Советского Союза (Норильское) наблюдаются сульфидные залежи не только в габбровой интрузии, но и во вмещающих ее вулканогенных породах.

В. К. Котульский (1948 г.), рассматривая общие вопросы формирования медно-никелевых месторождений, впервые высказал гипотезу абиссальной ликвации. По его мнению, сплошные и вкрапленные сульфидные руды различаются не только морфологически, но и по условиям образования. Накоплению сплошных сульфидов способствовала контаминация магматическим расплавом кислых пород, приводившая к уменьшению растворимости сульфидов в нем. При внедрении одной силикатной магмы она продолжала дифференцироваться, в результате происходила лик­вация с образованием придонных вкрапленных руд.

Рассматривая образование медно-никелевых месторождений Норильского района, Н. С. Зонтов (1959 г.) выделяет сингенетическое оруденение и рудные жилы, генетически связывая то и другое с интрузивом дифференцированных габбро-диабазов. Н. С. Зонтов и сингенетическое, и жильное оруденение относит к ликва ционно-магматическим образованиям, в которых сульфидный расплав обособился в жидко-магматическую стадию, а сульфиды кристаллизовались в послемагматическую стадию в уже затвердевшем интрузиве.

На месторождении Монче-Тундра кроме вкрапленных руд типа донных залежей обнаружены сульфидные жилы в ультраосновных породах. Эти жилы приурочены к крутопадающим тектоническим трещинам, не выходят за пределы ультраосновных. пород, имеют резко выраженные контакты и представлены почти сплошными сульфидными рудами (пирротин, пентландит, халько пирит, магнетит и изредка пирит). Некоторые исследовател склонны были относить их к гидротермальным образованиям, н( А. Г. Бетехтин (19551) убедительно доказал их магматический генезис.

Кристаллизация сульфидов в жилах Монче-Тундры произошла в поздний магматический период, о чем свидетельствует наблю даемое в рудах под микроскопом замещение рудных зерен ильме нита сульфидами. Отсутствие в рудах троилита указывает на то что температура кристаллизации сульфидов едва ли превышал; 300°С, но из этого не следует, что сульфиды отщепились от мате ринской интрузии в виде гидротермальных растворов. Действи тельно, породы, вмещающие рудные жилы, почти не изменень и содержат свежий оливин, который под воздействием водны; растворов превращается в серпентин. Таким образом, сульфид ные массы, обособившиеся от материнской интрузии, содержали очень мало воды, но они все же обладали низкой вязкостью и сво бодно проникали в трещины и поры породы.

По данным Н. М. Годлевского (1968), о магматическом ликвационном и сингенетическом образовании сульфидных руд свиде тельствуют:

1. 
   морфология сульфидного горизонта, полностью подчинен ного общей структуре массива;
   
2. 
   отсутствие контроля оруденения со стороны трещиноватости;
   
3. 
   расположение сульфидов в интерстициях между силикатами и в виде капель;
   
4. 
   расслоение капель, внизу которых тяжелый пирротин а вверху — более легкий халькопирит;
   

Промышленное значение пегматитов очень велико, так как они служат источником весьма ценного и разнообразного горнорудного сырья. Как рудные месторождения пегматиты разрабатываются для получения редких элементов; рассеянных элементов; редкоземельных элементов; радиоактивных элементов. Как нерудные полезные ископаемые они содержат мусковит, полевой шпат, кварц, турмалин, андалузит, криолит, корунд, а также драгоценные и поделочные камни — изумруд, сапфир, аметист, аквамарин, хризоберилл, топаз, циркон, фенакит и др.

Вопрос о происхождении пегматитов сложный и в настоящее время не имеет однозначного решения. В геологической литературе как советскими, так и зарубежными учеными в разное время были высказаны различные гипотезы о генезисе пегматитов.

Геологическое строение и морфология пегматитов Пегматитовые месторождения приурочены как к геосинклинальным областям, так и к платформам. В геосинклиналях наиболее распространены гранитные пегматиты, образующиеся в среднюю стадию развития. На платформах развиты преимущественно пегматиты щелочных пород, а гранитные встречаются редко.

Пегматиты являются производными различных магм и обычно генетически и пространственно связаны с интрузиями следующих групп изверженных пород: 1) гранитами и гранодиоритами; 2) сиенитами и нефелиновыми сиенитами; 3) габбро и норитами; 4) ультраосновными-щелочными комплексами.

Наиболее распространены в земной коре гранитные пегматиты, имеющие и наибольшую промышленную ценность. Значительно уступают им по распространению и значению пегматиты щелочных пород — сиенитов и нефелиновых сиенитов. Пегматиты основных и ультраосновных пород практического значения почти не имеют. В дальнейшем будут описаны главным образом гранитные пегматиты, которым А. Е. Ферсман (1940) посвятил свой капитальный труд «Пегматиты», широко известный как в СНГ, так и за рубежом.

Пегматитовые тела залегают среди материнских интрузий и во вмещающих породах. В первом случае они располагаются ближе к периферии интрузивных тел (гранитов, гранодиоритов); во втором — находятся среди пород кровли (осадочных или метаморфи­ческих) , чаще вблизи контакта с интрузией или на небольшом удалении от него.

Соотношения пегматитовых тел с боковыми породами различны и зависят, по А. Е. Ферсману, от условий остывания и геологической обстановки. В зависимости от условий остывания контакты могут быть как постепенными (медленное остывание пегматитового тела во вмещающей породе), так и довольно резкими (быстрое остывание).

Если пегматитовое тело залегает среди гранитного массива материнской магмы, то переходы гранита в пегматит постепенные, и границу пегматитового тела трудно установить. Если же пегматитовое тело залегает среди пород кровли интрузива, то контакты пегматитовых жил резкие и минеральный состав их зависит от состава боковых пород: в кислых гранитоидных породах в зальбандах образуется аплит, в основных и ультраосновных — биотитовая оторочка.

Часто пегматиты встречаются в виде системы залежей, насчитывающей многие десятки, а иногда сотни и тысячи тел. Таковы, например, пегматитовые поля Мамского слюдоносного района в Восточной Сибири, редкометальные пегматиты Забайкалья и др

В морфологическом отношении пегматитовые тела очень разнообразны. Среди них встречаются жилы, линзы, веретено-, трубо-и сигарообразные тела и, наконец, неправильные по форме залежи. Для тел пегматитовых месторождений характерны непостоянная мощность, чередование раздувов с пережимами и наличие боко­вых ответвлений, или апофиз.

Важной особенностью пегматитовых тел является их сложное выклинивание как по простиранию, так и по падению. Обычно наблюдается расщепление пегматитового тела на многочисленные отпрыски или так называемые пальцы. Это расщепление пегма­титовых тел при выклинивании А. Е. Ферсман и его последователи объясняют как результат активного внедрения во вмещающие породы подвижного пегматитового расплава.

Крупные пегматитовые тела нередко сопровождаются густой сетью пегматитовых прожилков, образующих так называемые мигматиты.

Размеры пегматитовых тел различны. Известны крупные жиль протяженностью по простиранию 300—500 м и мощностью 20 и более метров; но известны и незначительные по величине жилы — протяженность их несколько метров при мощности до 1 м. Весьма значительные колебания размеров наблюдаются у линзообразных пегматитовых тел, среди которых встречаются проводнички мощностью в несколько миллиметров в пережимах и тела, имеющие мощность в раздувах в несколько десятков метров. А. Е. Ферсман в качестве примера пегматитов такого рода указывает месторождение Северной Карелии. Трубообразные пегматитовые тела редки и имеют небольшие размеры.

Строение пегматитов, их текстуры и структуры Строение пегматитовых тел может быть однородным и неоднородным, в зависимости от этого они разделяются на недифференцированные и дифференцированные. В первых минералы располагаются более или менее равномерно. В более распространенных дифференцированных пегматитах наблюдается известная закономерность в пространственном размещении зон различного минерального состава и строения. Например, в гранитных пегматитах А. Е. Ферсман выделяет пять главнейших зон, следующих от периферии к центральной части тела:

1) мелкозернистая, аплитовая зона обычно порфировидного

строения;

2) зона письменного гранита с характерной графической

структурой;

3. 
   зона крупнокристаллического агрегата пегматоидной структуры;
   
4. 
   зона выполнения пустот путем последовательного наложения или замещения с характерной друзовой текстурой;
   
5. 
   зона гидротермального минералообразования с развитием зонарной крустификационной текстуры.
   

Действительно, главную массу пегматитового тела слагают важнейшие породообразующие минералы гранитов: кварц, полевой шпат, слюда. Да и сравнительно редкие минералы пегматитов встречаются в виде аксцессорных примесей в гранитах.

Кроме того, для гранитных пегматитов характерны минералы, содержащие летучие компоненты: Н₂0, НС1, НF, Н₃C0₃, Н₃Р0₄ и др. К числу таких минералов относятся: мусковит , содержащий воду; топаз ; берилл и др.

В пегматитах встречаются также минералы, которые в других эндогенных месторождениях представляют большую редкость. Это соединения ниобия, тантала, циркония, лития, рубидия, цезия, а также элементов группы редких земель, таких, как лантан, церий, самарий, иттрий, диспрозий, эрбий и др.

К числу таких редких, но ценных минералов относятся следующие: пирохлор, монацит; ксенотим; ортит; колумбит; танталит; сподумен; лепидолит,

Обычные рудные минералы в пегматитах распространены нешироко, однако иногда используются промышленностью. К числу таких относятся: вольфрамит; касситерит; молибденит; ильменит; висмут и др.

Пегматиты щелочных изверженных пород (сиенитов, нефелиновых сиенитов) встречаются значительно реже гранитных пегматитов и имеют меньшее промышленное значение. В щелочных пегматитах практический интерес представляют минералы: ильменорутил, пирохлор, лопарит, циркон, содержащие тантал, нио­бий, титан и редкие земли.

Генезис пегматитов. Генезис пегматитов является очень сложным и в настоящее время дискуссионным вопросом. Даже место пегматитов в генетической классификации нельзя считать твердо установленным: одни исследователи выделяют их в самостоятельную категорию пегматито­вых месторождений, другие — относят к магматическим, а третьи — к постмагматическим образованиям. Многочисленные гипотезы образования пегматитов можно свести к трем группам:

а) выделение пегматитов из остаточного расплава магмы;

б) образование их метасоматическим путем;

в) образование путем перекристаллизации пород и их последующего метасоматоза.

Роль летучих компонентов в пегматитах сводится к следующему. Они понижают температуру кристаллизации расплава и обусловливают меньшую вязкость магмы, что способствует ее дифференциации и образова­нию более крупных и совершенных по форме кристаллов. Например, при содержании 1% Н₂0 температура плавления расплава понижается на 30—50°С, а при содержании 10—12% Н₂0 —на 300—400°С. Кроме того, летучие компоненты вызывают известное внутреннее напряжение магматического расплава, что способствует большой подвижности его среди окружающих пород. Когда расплав, отделившись от магматического очага, внедряется в открытую полость или тектонически нарушенную зону, начинается его кристаллизация. Так как расплав теперь не имеет связи с магматическим очагом, то система в физико-химическом отноше­нии будет замкнутой, или закрытой.

Кристаллизацию расплава А. Е. Ферсман рассматривает в соответствии с эволюционной теоретической схемой Фогта—Ниггли, которая допускает неограниченную растворимость в магме летучих соединений.

В физико-химической диаграмме кристаллизации гранитных пегматитов, принятой А. Е. Ферсманом, выделяются эпимагматический, пневматолитический и гидротермальный этапы. Среди них последовательно выделяются девять геофаз¹: В, С, О, Е, Р, О, Н, Э, К.

Геофаза В (800—700°С)—эпимагматическая, образуются контактовые мелкозернистые зоны, отделяющие пегматит от вмещающей породы.

Геофаза С (700—600°С)—пегматитовая, возникает графическая зона с закономерным срастанием кварца и полевого шпата. Образуется эвтектика, кристаллизующаяся при минимальной температуре и состоящая из полевого шпата — микроклина (74%) и кварца (26%). Такие срастания носят название письменный гранит, или еврейский камень.

Геофазы Э—Е (600—500°С)—пегматоидные с характерными минералами турмалином, мусковитом, бериллом, топазом, дымчатым кварцем и др.

Геофазы Р—О (500—400°С) — надкритические, образуются зеленые слюды, альбит, лепидолит с характерным замещением ранее образованных минералов.

Собственно пегматитовый процесс ограничивается двумя критическими точками —верхней (и нижней Р. Верхняя критическая точка (Э, отвечающая границе между пегматитовой и пегматоид-ными геофазами, характеризуется сменой биотита мусковитом окончанием кристаллизации письменного гранита и, наконец, что самое важное,— переходом сс-модификации кварца в р-модифика-цию при температуре около 575°С.

Нижняя критическая точка Р, располагающаяся на границе надкритической и гидротермальной геофаз, характеризуется растворением или замещением топаза и образованием жильбертита. Точка эта отвечает приблизительно критической температуре воды — от 374 до 400° (в зависимости от примесей).

Между критическими точками Э и Р кристаллизация происходит из двухфазовой системы — флюидной (газово-жидкой) и твердой. Выше точки (3 кристаллизация протекает из магма­тического расплава в условиях трехфазовой системы — расплав, газ, твердое вещество. Ниже точки Р кристаллизация снова идет из трехфазовой системы — гидротермальный раствор, газ, твердое вещество.

А. Е. Ферсман (1940) подразделяет гранитные пегматиты на два класса:

1. 
   пегматиты чистой линии;
   
2. 
   пегматиты линии скрещения.
   

К. А. Власов (1952 г.), так же как и А. Е. Ферсман, рассматривает гранитные пегматиты как продукт кристаллизации из остаточных расплавов. Идеи А. Е. Ферсмана о последовательной кристаллизации пегматитов из остаточного расплава магмы в значительной мере разделяются и А. И. Гинзбургом (1952 г.), который выделяет среди гранитных пегматитов три группы, образовавшиеся в различных геологических условиях:

1. 
   сингенетические (шлировые) пегматиты образуются среди глубинных гранитов, кристаллизующихся в спокойных тектонических условиях;
   
2. 
   эпигенетические (выжатые) пегматиты, кристаллизующиеся I в спокойной тектонической обстановке;
   
3. 
   эпигенетические (выжатые) пегматиты, кристаллизующиеся , в условиях часто меняющегося давления.
   

Согласно этой гипотезе все пегматитовые месторождения разделялись на два типа:

1. 
   простые пегматиты, состоящие из кварца и полевых шпатов;
   
2. 
   сложные пегматиты, содержащие кроме кварца и полевых шпатов редкие минералы и слюды.
   

Близкие взгляды на образование пегматитов высказал Д. С. Коржинскии (1937 г.), изучавший пегматиты Мамского слюдоносного района. По его представлениям, путем прямой кристаллизации из пегматитового расплава образовались гранитоподобные породы, письменные граниты и крупнокристаллический биотит в граните. Пегматоидные образования и гнезда сливного кварца возникли в результате перекристаллизации письменных гранитов, мусковит — вследствие гидролиза полевых шпатов. Апатит, турмалин и берилл сформировались в пегматитах путем метасоматического замещения полевых шпатов. Д. С. Коржинскии первым из исследователей указал на возможность перекристаллизации гранитоподобных пород и образование крупных блоков кварца и других минералов. Метасоматические процессы, определяющие заключительную стадию пегматитообразования, по данным Д. С. Коржинского, протекали по принципу открытой системы.

Процесс формирования пегматитов А. Н. Заварицким представлен в следующем виде. Исходя из низкого предельного содержания летучих (воды) в магме, следует допустить, что отделение газовой фазы от магматического расплава будет происходить на большой глубине при высоком давлении, если только концентрация летучих в магме превысит предельные значения. Следовательно, застывание магматической системы обязательно завершится отделением газовой фазы. Эта газовая фаза находится вначале в равновесии с выделившимися твердыми минералами и представляет собой раствор, насыщенный компонентами этих минералов. В газовой фазе находятся не молекулы силикатных минералов, а их составные части.

Следовательно, А. Н. Заварицкий отрицает существование особой пегматитовой магмы или пегматитового расплава, а признает существование пегматитообразующего газового раствора. Этот раствор, проникая по порам и трещинам, способствует преобразованию вмещающей породы, перекристаллизации в ней мелких или тонкозернистых образований в крупнозернистые пегматиты.

Таким образом, пегматиты представляют собой перекристаллизованные участки материнских пород: гранитов, аплитов, сиенитов, нефелиновых сиенитов и др. Процесс перекристаллизации происходит в замкнутой системе.

В дальнейшем газовый раствор диффундирует через боковые породы и, выделяясь, подвергается фракционной дистилляции. При этом состав раствора изменяется, и из него выпадают некоторые минералы. Кроме того, минералы, бывшие в равновесии с раствором, становятся неустойчивыми в изменившемся растворе и подвергаются новому растворению и замещению другими минералами. Поскольку процесс метасоматического замещения сопровождается выносом из раствора некоторых составных его частей, система из замкнутой превращается в открытую Итак, А. Н. Заварицкий выделяет два этапа формирования пегматитов.

Первый этап — перекристаллизация материнской породы под воздействием газового раствора, второй—сжижение раствора, выпадение из него минералов, замещение ранее выделившихся минералов вследствие изменения состава раствора и образование редких минералов пегматитовых жил.

В. Д. Никитин (1950, 1955 гг.), изучавший пегматиты Карелии и Кольского полуострова, предложил гипотезу генезиса пегматитов, близкую к гипотезе А. Н. Заварицкого (Никитин, 1967). По его мнению, пегматиты образуются в результате перекристаллиза­ции первоначально мелкозернистых магматических пород типа гранитов или аплитов. Перекристаллизация, представляющая собой первую стадию процесса, происходит при воздействии на указанные породы горячих водных растворов. Это будут постмагма­тические растворы, поднимающиеся с глубины, а не остаточные газовые растворы самой магмы, как считает А. Н. Заварицкий (1953).

Вторая стадия процесса — метасоматоз, в результате которого образуются слюды и рудные минералы. Весь процесс формирования пегматитов, обе его стадии, по В. Д. Никитину, протекают по принципу открытой системы.

Итак, несмотря на большое число различных гипотез, вопрос о генезисе пегматитов до сих пор не решен и остается дискуссионным. Вероятно, наиболее приемлемы для учебных целей генетическая схема и классификация А. Е. Ферсмана. Они достаточно последовательны и базируются на большом фактическом материале, вполне удовлетворительно объясняют геолого-морфологические и структурно-минералогические особенности пегматитов, существенно отличающихся и от магматических, и от постмагматических месторождений. Кроме того, теоретические позиции А. Е. Ферсмана не так односторонни, как считают некоторые исследователи. Действительно, он рассматривает не только замкнутые, по и открытые физико-химические системы, признает важную роль метасоматического замещения в образовании более поздних стадий пегматитов и, наконец, допускает вынос летучих соединений из магмы и образование параллельно с пегматитами рудных жил. Данные из опытов Горансона, проводившихся в лабораторных условиях, не раскрывают полностью весьма сложных физико-химических процессов, происходящих в магме на большой глубине (см. гл. 10, опыты Дж. Кеннеди).

Классификация пегматитовых месторождений, их диагностические и поисковые признаки. А. Е. Ферсман среди пегматитовых месторождений чистой линии и линии скрещения выделяет по составу следующие типы.

Пегматиты чистой линии.Обычные и церовые пегматиты (с ортитом и монацитом) — Северная Каролина в США, Квебек в Канаде.

1. 
   Пегматиты с редкими элементами — СНГ, Финляндия, Норвегия.
   
2. 
   Бор-фтористые пегматиты — Восточная Сибирь, Индия, Африка.
   
3. 
   Фтор-бериллиевые пегматиты (с топазом) —Урал, Северная
   

5. Натро-литиевые пегматиты — Забайкалье, Восточная Сибирь

Мадагаскар, Канада.

Пегматиты линии скрещения

1. 
   Пегматиты с пневматолитовым избытком — Шерловая гора в Забайкалье, Циннвальд в Саксонии.
   
2. 
   Контактные пегматиты с диопсидом и роговой обманкой — Южная Норвегия, Мадагаскар; с андалузитом — Туркестано-
   

3. 
   Мигматические пегматиты — Изумрудные копи, Борзовское месторождение корунда на Урале.
   
4. 
   Пегматиты особого состава — графитовые пегматиты Гренландии и церитовые пегматиты Швеции и Южного Урала.
   

Диагностическими признаками пегматитовых месторождений являются геологические условия их залегания, структурно-морфологические особенности, парагенетическне ассоциации минералов и гидротермально-метасоматические изменения. Исходя из представлений А. Е. Ферсмана и А. И. Гинзбурга об условиях образования пегматитов, при их поисках необходимо руководствоваться следующими критериями.

1. 
   Пегматитовые тела залегают среди материнских гранитоид-ных пород, в зоне эидо- и экзоконтакта гранитных массивов, в участках прогиба кровли в крупных ксенолитах вмещающих пород и вдали от материнских интрузивов среди осадочно-мета-морфической толщи. Во многих случаях пегматитовые тела встре­чаются группами, образуя очень крупные пегматитовые поля.
   
2. 
   Пегматиты линии скрещения встречаются среди основных и ультраосновных пород, но для них характерна также связь с гранитоидными интрузиями.
   
3. 
   Нередко крупные пегматитовые месторождения бывают приурочены к тектонически нарушенным зонам и сопровождаются дайками изверженных пород.
   
4. 
   Формы пегматитовых тел отличаются большим разнообразием, наиболее характерны жило- и плитообразные тела. Для пегматитовых тел характерно наличие апофиз и разделение основного тела при выклинивании на многочисленные прожилки или «пальцы».
   
5. 
   Диагностическим признаком служат зональное строение пегматитовых тел и наличие полостей или так называемых зано-рышей в центральной части пегматитового тела. В этих полостях образуются крупные кристаллы и друзы самоцветов.
   
6. 
   Наиболее типичные структуры пегматитов — письменная (графическая) и крупнокристаллическая. Верными признаками пегматитов являются крупные или гигантские кристаллы кварца, слюды, полевого шпата, сподумена и других минералов.
   
7. 
   Наконец, необходимо обращать внимание на процессы мета-соматического замещения, отчетливо выраженные в пегматитах: альбитизациию микроклина, лепидолитизацию турмалина, мускови-тизацию кордиерита и др.