Учебное пособие для студентов специальности I 51. 01. 01 " Геология и разведка месторождений полезных ископаемых"

Геохимия постмагматического минералообразования

жүктеу/скачать 5.81 Mb.

бет	18/34
Дата	11.07.2016
өлшемі	5.81 Mb.
	#192142
түрі	Учебное пособие

1 ... 14 15 16 17 18 19 20 21 ... 34

8.4.Геохимия постмагматического минералообразования

Постмагматический (послемагматический) процесс –образование этапов и геофаз, следующих после кристаллизации самого расплава и часто от него пространственно и хронологически обособленные (поствулканический).

Перенос химических элементов и их отложение в виде минералов может идти по двум направлениям: отложения минералов при кристаллизации и в результате химических реакций.

При кристаллизации происходит выделение из раствора галита, гипса, барита, флюорита. Второй путь – осаждение в результате химических реакций – преобладает.

Рассмотрим более детально второй путь осаждения минералов. Химические реакции могут быть обменными и более сложными, если удаляются и выделяются продукты реакции (CO₂ и др.).

Критериями, позволяющими определить формы переноса, служат:

Химический состав минералов наблюдаемой парагенетической ассоциации.
Характер и интенсивность изменения вмещающих пород.
Состав газово-жидких включений в минералах рассматриваемого генезиса.
Физико-химические свойства соединений, в форме которого возможен перенос рассматриваемого элемента, которые должны соответствовать реальности нахождения именно такого соединения в физико-химических условиях рудообразования.

Рассмотрим примеры указанных четырех вариантов.

Реализация первого варианта может осуществляться, если вместо очень устойчивого магнетита наблюдается парагенезис сидерита с гематитом. Это явление объясняется очень высоким парциальным давлением CO₂, которое обуславливает реакцию:

Fe₃O₄ + CO₂ ↔ Fe₂O₃ +FeCO₃

магнетит гематит сидерит

По второму варианту изменения вмещающих пород состоит в следующем. Происходят важные процессы преобразования минералов, связанные со сменой щелочного или кислотного характера среды на окислительные условия. Например, серицитизация или карбонатизация пород в результате воздействия щелочных растворов; или каолинитизация, порфиритизация, реже алунитизация пород при участии кислых растворов. Высокое содержание в растворах CO₂ вызывает образование кальцита или доломита. Содержащийся в растворе H₂S приводит к осветлению пород, разрушению темноокрашенных железистых минералов с выносом железа в виде пирита. Ионы фтора вызывают фторитизацию породы или образование фторсодержащих слюд. При более высоких температурах растворы с фтором образуют топаз. Если растворы натриевые, то происходит альбитизация породы, а при понижении температуры – цеолитизация. Калиевые растворы приводят к серицитизации или одуляризации породы.

По третьему варианту состав газово-жидких включений в минералах служит достоверным признаком для выяснения состава рудоотлагающего раствора. В процессе роста кристалла важно использовать первичные включения, которые соответствуют первоначальному раствору. Вторичные используются для заполнения трещин в кристалле, так появляется во включениях горного хрусталя минерал-узник галит.

По четвертому варианту рассмотрим реальные соединения, существование которых ограничено составом рудообразующего раствора и типом замещения вмещающих пород:

Щелочные элементы переносятся в расплавах и растворах в виде элементарных ионов K⁺, Na⁺, Ba²⁺ и т.д. При высоких температурах может происходить возгон галогенидов NaCl, KCl и др.
Галогениды могут переноситься в виде элементарных анионов (F^–, Cl^–, B^–, I^–) в растворах. Однако фтор со щелочноземельными элементами Pb²⁺, Cd²⁺ образует труднорастворимые соединения как CaF_.2 в составе зубной эмали. Фтор является сильным комплексообразователем, по сравнению с его аналогами: K₂[SiF₆], Na₂[SiF₆].
Сера транспортируется в виде газообразного H₂S или его водных растворов в форме HS^–, S^2– при щелочной реакции, в эндогенных процессах – в виде молекулы газа:

2H₂S = S₂ + 2H₂

Свободная сера может образовываться при термической диссоциации сульфидов железа, меди:

2FeS₂ = 2FeS + S₂

В гидротермальных растворах сера может мигрировать дополнительно в виде сульфоанионной формы: AsS₂, Sb₂S₄^2–, SnS₃^2–, AuS₃^3–. Щелочные слои этих элементов хорошо растворимы, а строение и состав самих анионов зависит от рН, концентрации HS^– и S^2–. Между собой они связаны реакцией обратного равновесия типа:

AsS₂^– + SbS₃^3– ↔ SbS₂^– + AsS₃^3–

В зоне окисления ион серы переносится в форме SO₄^2– и при высоких температурах эта форма иона устойчива.

Многие халькофильные элементы (Cu, Sn, As и др.) и переходные с достроенными электронными оболочками (Ti, V, Cr, Zr, Tr, U и др.) с высокой валентностью при средних ионных радиусах создают форму переноса в виде комплексных соединений: [Fe³⁺(C₂O₄)₃]^3–, [UO₂(CO₃)₃]^4–, [Si(W₃O₁₀)₄]^4–, [Sn(F, OH)₆]^2–. Они образуют минералы, которые могут отлагаться при изменении температуры. Растворимость их исчезает при испарении и при взаимодействии с минералами вмещающих пород. На осаждение комплексных ионов влияет гидролиз, осаждение катионов анионами и наоборот, отложение карбонатов, окислительно-восстановительные условия.

8.4.1.Вулканические возгоны

Генетический тип минеральных видов при вулканических возгонах (эксгаляциях) связан с деятельностью летучих компонентов, отделившихся от магмы и покинувших место ее кристаллизации. Это происходит в местах тектонических трещин и областях активного вулканизма, когда магматический очаг связан через трещины с земной поверхностью. Летучими компонентами вулканических возгонов являются H₂O, HCl, NH₄Cl, H₃BO₃, H₂S, CO₂, P₂O₅ и др. При выходе на поверхность они частично оседают на стенках трещин жерл в виде возгонов или эксгаляций, образуют конусы и трубы. Главную функцию здесь выполняет процесс окисления:

16H₂S + 16O₂ → 16H₂O + 8SO₂ + 4S₂↓;

16H₂S + 8SO₂ → 16H₂O + 3S₈↓.

Происходит взаимодействие паров хлорного железа с водой:

2FeCl₃ + 3H₂O → Fe₂O₃↓ + 6HCl.

Аналогично образуется NaCl, KCl, NH₄Cl, H₃BO₄, ряд сульфатов, сульфидов, квасцы, алуниты. Отложения минералов представлены в виде корок, налетов, друз, натеков.

8.4.2.Пегматитовый процесс

При раскристаллизации магмы часть легколетучих компонентов не имеет возможности уйти из расплава и постепенно отжимается в незакристаллизовавшуюся часть расплава и насыщает его обычно в конце процесса. Такой расплав перенасыщенный летучими компонентами называется остаточным, а сам процесс – пегматитовым. Кристаллизация такого расплава протекает иначе.

Геохимические исследования пегматитов были начаты А.Е. Ферсманом (1942). Пегматитовый процесс был разделен им на пять этапов и одиннадцать геофаз и показано его завершающее место в общем процессе эволюции магматизма:

B (800 – 700˚C) – в контактной зоне с породой удерживает гранит или магнетит;

C (700 – 600˚C) – пегматитовая зона с прорастанием кварца и полевого шпата;

D–E (600 – 500˚C) – образование породы с пегматитовыми жилами, удерживает шерл, мусковит, берилл;

F–G (500 – 400˚C) – флюидно-гидротермальные условия, образующие пневматолитовые минералы – зеленые слюды, альбит, литиевые соединения и др.

H–I–K–L (400 – 50˚C) – гидротермальные процессы с образованием зеленых слюд (жильбертит, кукеит), сульфиды, карбонаты, цеолиты.

В пегматитах химические элементы распределены контрастно с перемешиванием легких и тяжелых. Ведущие элементы пегматитов: H, Li, Be, O, Si, Al, Na, K, Rb,Cs, Tr; главные: B, F, Sc, P, Sn; запрещенные: Ne, Co, Ni, As, Se, Br, Kr, Ru, Rh, Pd, In, Os, Ir, Pt, Hg, Xe. Другие элементы относятся к случайным. Таким образом, пегматиты обогащенные редкими, преимущественно литофильными и летучими компонентами. Преобладают элементы нечетных порядковых номеров с нечетной валентностью, особенно одно- и трехвалентные.

Наиболее распространены гранитные пегматиты как источники Ta, Li, Cs, оптического флюорита, ювелирных камней, полевого шпата, слюды, пьезокварца и другого ценного сырья. Пегматиты щелочной магмы содержат руды Nb и TR. Менее распространены пегматиты основных и ультраосновных пород. Все они формируются на глубинах от 2 до 15 км и более.

Элементы гранитных пегматитов, как правило, образуют ионы, аналогичные природным газам и представляют собой системы низкого энергетического уровня с малыми величинами энергии решеток минералов.

Пегматиты более характерны для докембрийских гранитов, менее – для палеозойских и мезозойских. Известны их образования как на щитах, так и в складчатых поясах.

Главные особенности пегматитового процесса в минералообразовании сводятся к следующему (рис. 13):

Рис. 13. Зональность замкнутого пегматитового тела (по И.Т. Бакуменко и др., 2001)
Условные обозначения: 1 – занорыш; 2 – кварцевое ядро; 3 – блоковая (полевошпатовая) зона; 4 – пегматоидная зона; 5 – графическая зона; 6 – аплитовая зона.

Расплав с обилием летучих компонентов менее вязкий и снижает температуру кристаллизации. Состав расплава становится эвтектическим (котектическим), когда идет совместная кристаллизация двух или более минералов из гранитного остаточного расплава, например, полевой шпат и кварц (при обычной кристаллизации полевой шпат образуется раньше кварца). Это приводит к образованию закономерных («графических» (письменных) срастаний этих минералов, которые первоначально получили название пегматит (см. рис. 13.).
По мере снижения температуры эвтектическая кристаллизация «графических» агрегатов сменяется образованием очень крупных индивидов полевого шпата и кварца. Эти агрегаты называются пегматоидными.
Дальнейшее остывание остаточного расплава приводит к смене пегматоидной кристаллизации на образование блоковых агрегатов, иногда по несколько тонн весом, иногда с образованием чисто полевошпатовой зоны. Кристаллы другого минерала вытесняются.
После исчерпания материала для кристаллизации блокового полевого шпата остающийся в избытке кварц завершает кристаллизацию, образуя кварцевое ядро с участием постмагматических процессов. Если этот процесс протекает в замкнутой полости внутри гранита, то в пегматитовом теле возникает зональность как показано на рис. 13. Если остаточный расплав переместился по тектоническому нарушению во вмещающие гранитный массив породы, то может возникнуть жильное тело пегматита с той же зональностью и дополнительным формированием внешней зоны – аплитовой. Она обычно сложена мелкозернистым кварц-палевошпатовым агрегатом, который кристаллизуется вдоль стенок трещины с более низкой температурой. В жильных телах «кварцевое ядро» называют кварцевой осью жилы.
К зоне кварцевого ядра (кварцевой оси) бывают приурочены полости (занорыши), стенки которых усажены кристаллами дымчатого кварца, топаза, берилла, турмалина.
Летучие компоненты удерживаются в остаточном расплаве наиболее долго и принимают участие в формировании слюды (мусковита), топаза, турмалина, флюорита, апатита.
Постмагматические растворы могут взаимодействовать с минералами, образовавшимися на предшествующих этапах, выщелачивать, изменять их, вызывая метасоматические замещения и усложнять состав пегматитового тела (образование слюды, берилла, сподумена (Li), танталит-колумбита (Ta – Nb), касситерита (Sn).
Пегматиты как продукт кристаллизации остаточного расплава могут реже образовываться при кристаллизации любых пород: габбро-пегматиты, дунит-пегматиты, сиенит-пегматиты, пегматиты нефелиновых сиенитов.
Образование пегматитов происходит на разных, но небольших глубинах: 1,5 – 3,5 км – камерные (хрусталеносные и флюоритоносные); 3,5 – 7 – редкометалльные; 7 – 11 – мусковитовые; более 11 км – редкометалльные и керамические.
С гранитными пегматитами связаны промышленные месторождения Li, Be, Nb, Ta, Sn, U, Th, Cs, Rb, редких земель (TR), слюд и керамического сырья. Пегматиты нефелиновых сиенитов и сиенит-пегматиты концентрируют Zr, Hf, U, Th, Nb, Ta, TR, Ti. Пегматитовые занорыши дают драгоценные камни: бериллы, турмалины, топазы, хризобериллы, а также пьезокварц, оптический флюорит и турмалин.

8.4.3.Пневматолитово-гидротермальные процессы

Магматогенные, постмагматические, метасоматические процессы протекают путем замещения одних минералов другими после кристаллизации магматического расплава и образования твердых магматических пород. Среди них имеют значение только два процесса: альбитизация и грейзенизация.

Альбитизация – процесс образования метасоматических апогранитов (греч. «апо» – от (далеко от)) в результате постмагматического изменения (альбитизация) гранитов, гранитоидов под воздействием высокотемпературных щелочных растворов с летучими компонентами, отщепившихся при кристаллизации этих гранитоидов. Привносится большое количество Na, вытесняющего K из его соединений. Альбитизирующие растворы , насыщенные летучими компонентами, устремляются в верхнюю часть массива области пониженного давления.

Альбитизация затрагивает в первую очередь калишпат и плагиоклаз:

K[AlSi₃O₈] + Na⁺ → Na[AlSi₃O₈] + K⁺

Ca[Al₂Si₂O₈] +2Na⁺ + 4SiO₂ → 2Na[AlSi₃O₈] + Ca²⁺

Биотит замещается мусковитом или хлоритом, Ca связывается с F из раствора и образует флюорит. Получается осветленная (альба) порода, состоящая из альбита и кварца. Альбитизация сопровождается уменьшением зернистости. Кроме Na альбитизирующие растворы несут с собой Li, Rb, Be, Nb, Ta, Zr, Hf, Tr, которые накапливаются в апогранитах и дают промышленные месторождения, а также пирохлор (NaCaNb₂O₆F), циркон Zr[SiO₄], гадолинит Y₂FeBe₂{O[SiO₄]}. Калий уходит за пределы с раствором во вмещающие породы, где увеличивается количество слюды. Часть его накапливается в растворе по мере связывания Na в виде альбита, может образовываться амазонит – калишпат с высоким содержанием Rb (до 1,89% Rb₂O) зеленого цвета.

Грейзенизация (от "грей" – серый) приводит к образованию метасоматических постмагматических пород при воздействии пневматолитово-гидротермальных растворов, отделившихся при кристаллизации гранитной магмы, на алюмосиликатные породы. В первую очередь образуются гранитоиды при температуре 600 – 375˚С и кислой реакции среды.

Нередко грейзены накладываются на апограниты и общую последовательность уже рассмотренных магматогенных процессов можно выразить так: кристаллизация гранитов → пегматиты → апорганиты → грейзены → гидротермальный процесс. Эта последовательность отвечает общему снижению температуры.

Отличие грейзенизации от альбитизации следующее:

Часть реакции может идти под воздействием газообразных летучих компонентов (HF, HCl, B₂O₃), которые образуют сильнокислую среду, что приводит к растворению и выносу даже кварца: SiO₂ + 4HF → SiF₄↑ + 2H₂O.
Грейзенизация протекает при высокой активности калия, поэтому возникает иная ассоциация минералов (калишпат замещается мусковитом, топазом с возрастанием SiO₂).
Самым чувствительным минералом гранита является биотит, который замещается мусковитом, полевые шпаты также замещаются мусковитом. Гранит превращается в кварцево-мусковитовый агрегат, содержащий минералы, богатые летучими компонентами: с F – топаз, флюорит, мусковит; с B – турмалин; с летучими привносятся Sn, W, Be, Mo, Bi, Ta, Nb и образуются их минералы.
При грейзенизации иногда возникают штокверки – сплетение кварцевых жил (бывшие трещины, по которым двигались растворы), в них образуются минералы грейзенов – топаз, берилл, флюорит, турмалин и др.).
Грейзенизация связана с тектоническими явлениями. Грейзен образуется в куполовидных выступах гранитных интрузивов за счет гранитов из жильных дериватов, кислых эффузивов и осадочно-метаморфических пород под воздействием постмагматических растворов. В породе увеличивается количество Si, Fe, Mg, Mn, привносятся Li, F, H₂O, Sn, W, Mo, Bi, As.

8.4.4.Контактно-метасоматические процессы

При внедрении магмы вмещающие породы испытывают прогрев и, при различии их химизма, по законам термодинамики, происходит обмен компонентами между ними путем метасоматоза, т.е. реакции замещения на контакте двух сред.

Метасоматоз. Теория метасоматоза разработана Д.С. Коржинским. Метасоматические процессы – это процессы изменения химического состава породы путем замещения одних химических элементов и минералов другими при участии поровых растворов, которые растворяют одни минералы и отлагают другие. Сама порода при этом сохраняет твердое состояние и ее объем не изменяется. При метасоматозе реакция носит обменный характер как при сорбции. Например, при образовании турмалиновых грейзенов в Казахстане в породы привносились Mg, B, Fe, Al,O, OH, F, Cl и выносились из породы Na, K, Si, H₂O.

Различают метасоматоз по месту образования (гипергенный, гидротермальный) и по механизму миграции (инфильтрационный и диффузный).

В зоне гипергенеза, по В.В. Добровольскому, коллоидные минералы метасоматически замещают полевые шпаты и другие обломочные минералы. В известняках Ca замещается Mg с образованием доломита. В гумидном климате комплексные гидроксиды Fe и Mn замещают глинистые минералы, обломочные силикаты и алюмосиликаты, местами кварц. Метасоматоз менее характерен в аридном климате, где кальций замещает глинистые минералы.

Гидротермальный метасоматоз протекает при температуре 40 – 500°С. Он часто предваряет рудообразование. Основную роль выполняет инфильтрационный метасоматоз, захватывая толщу до 8 км. Диффузионный метасоматоз действует обычно в пределах нескольких метров, чаще они совмещаются. Реакция метасоматоза экзотермическая и сопровождается связыванием воды в силикатах (хлоритизация, серицитизация, каолинитизация). На метасоматоз влияет реакция среды, поэтому выделяют кислотное выщелачивание и щелочной метасоматоз.

Кислые растворы формируются в гидротермах при средних температурах с содержанием HCl, HF, H₂S, CO₂ и других кислотных компонентов. С ними связаны грейзенизация, березитизация, пропилитизация.

Для высоких и низких температур характерна щелочная среда, которая вызывает альбитизацию, нефелинизацию, магнезиальный метасоматоз. Эти процессы протекают в средних и основных породах.

Метасоматоз образует вертикальную зональность с резким контактом между зонами. Отдельные метасоматиты («зональная колонка») объединяются в метасоматическую фацию. Совокупность фаций по вертикали создает метасоматическую формацию.

Теория метасоматической зональности разработана В.А. Жариковым. Главные особенности инфильтрационного и диффузного метасоматоза сводятся к следующему:

При просачивании растворов произвольного, но постоянного состава через породы произвольного, но однородного состава в результате изотермического метасоматоза образуется колонка резко отграниченных зон качественно различного минерального состава.
В пределах инфильтрационных метасоматических зон состав породы и растворов остаются постоянными, на границах зон происходят скачкообразное изменение состава породы и раствора. В зоне действия диффузии состав раствора, породы и минералов изменяется непрерывно.
Процессы замещения в инфильтрационных колонках выражаются в изменении качественного минерального состава на границе зон и количественных соотношений минералов в пределах зон.
По мере просачивания растворов инфильтрационно-метасоматические колонки испытывают равномерное разрастание. Общая скорость разрастания диффузионных колонок замедляется, разрастание отдельных зон может происходить равномерно или прогрессивно вплоть до изменения строения колонки.
Возникновение метасоматической зональности вызвано дифференцированной подвижностью компонентов. Увеличение интенсивности метасоматического процесса выражается в изменении режима компонентов в переходе их из инертного в подвижное состояние, что сопровождается уменьшением числа минералов и приводит к возникновению зональности. Дополнительная зональность возникает в случаях, когда при переходе от одной зоны колонки к другой возможна больше, чем одна реакция раствора с породой. Строение колонок сложное.

Фенитизация (название от местности Фен в Скандинавии, где этот процесс был изучен). При внедрении щелочной магмы в силикатные и алюмосиликатные породы (гнейсы, граниты, песчаники и др.) происходит вынос из кристаллизующегося расплава большого количества щелочей (K₂O, Na₂O), которые активно воздействуют на вмещающие породы, изменяя их особенно при резко различном составе. В результате вокруг массива щелочных пород возникает ореол контактно-метасоматических пород, которые и получили название фениты. Этот ореол имеет обычно зональное строение:

Щелочной массив

I зона II зона III зона

При фенитизации нередко во вмещающие породы выносятся Nb, Ta, Tr, Zr, Hf. В фенитах они дают скопления минералов: пирохлор (Nb, Ta, TR, U, Th), циркон (Zr + Hf), бастензит (TR).

Скарнообразование приводит к формированию скарнов – известково-магнезиально-железистых силикатов, которые возникают метасоматическим путем на контакте карбонатных вмещающих пород с перегретыми (чаще кислыми гранитоидами) породами с летучими компонентами. Происходит при замещении обоих пород (биметасоматоз по Д.С. Коржинскому) (рис. 14).

Рис. 14. Формирование скарна

Скарном называли шведские рудокопы пироксен – гранатово-эпидотовую породу. Это название сохранилось в геологической литературе. Они образуются на глубине 3–7 км, чему способствуют возникающие трещины контракции (усадки объема при остывании магматических пород). В зависимости от состава вмещающих карбонатных толщ образуются скарны двух типов: магнезиальные (доломит, мрамор) и известковые (известняки):

Магнезиальные		Известковые
Образуются минералы: при температуре 850–650°С	форстерит (Mg₂[SiO₄]), флогопит, шпинель (MgAl₂O₄), диопсид CaMg[Si₂O₆], энстатит, периклаз, турмалин и др.	Образуются кальциевые силикаты при температуре 800–400°С	волластонит (Ca₃[Si₃O₉]), гроссуляр, диопсид, эпидот, тремолит и др.

При развитии трещиноватости в них поступают гидротермальные растворы, которые отделяются при кристаллизации магматических пород. Они изменяют ранние и более поздние скарновые минералы. Cкарновые образования перекристаллизовываются. В скарны из гидротерм поступает шеелит Са[WO₄], молибденит – MoS₂, минералы Bе, Sn, Fe, Co, Pb, Zn, Cu, самородное золото.

По характеру рудной специализации выделяют скарны: железорудные (г. Магнитогорск – Урал); меднорудные (Хакасия); вольфрамоносные (Средняя Азия); полиметаллические (Тетюхе – Дальний Восток); кобальтовые (Дашкесан – Азербайджан); золоторудные (Горная Шория – Алтай); бороносные (Горная Шория, Якутия).

Минеральный и химический состав скарнов характеризует металлогенические возможности той силикатной породы, на контакте расплава которой образовался скарн. Карбонаты кальция осаждают ряд алюмосиликатных минералов: пироксен, гранат, эпидот.

8.4.5.Гидротермальные процессы

Магматогенные процессы заканчиваются проявлением гидротермальной деятельности, т.е. происходит образование минералов под воздействием нагретых вод. Воды отделяются от магмы по мере снижения ее температуры в ходе кристаллизации. Часть вод поступает с поверхности путем просачивания и нагревания (вадозные и метеорные воды), часть вод освобождается при обезвоживании осадочных пород в процессе метаморфизации. Глубинные (ювенильные) воды могут смешиваться с метеорными, с формированием различного химического состава.

Магматогенные воды с летучими HСl и HF образуют кислые гидротермы, которые создают условия для формирования типичных минералов Si (кварц, халцедон), Cu, Pb, Zn, Hg, Au, Fe, Co, Ni, As, Sb, Bi, Sn, W, Mo, U, реже Mn, характерны минералы N, K, Ca, Mg, Ba. Форма переноса рудных элементов: ионная, коллоидная, комплексная.

Основные причины отложения минералов из гидротермальных растворов: температура, давление, щелочно-кислотные и окислительно-восстановительные условия. Форма отложения минералов в виде жил.

А.И. Перельман приводит систематику современных гидротерм (табл. 12).

Таблица 12

Систематика современных гидротерм (А.И. Перельман, 1989)

Щелочно-кислотные условия	Окислительно-восстановительные условия
Щелочно-кислотные условия	Окислительные	Восстановительные глеевые	Восстановительные сероводородные
Сильнокислые	Сильнокислые кислородные	Сильнокислые глеевые	Сильнокислые сероводородные
Слабокислые	Слабокислые кислородные	Слабокислые глеевые	Слабокислые сероводородные
Нейтральные и слабощелочные	Нейтральные и слабощелочные кислородные	Нейтральные и слабощелочные глеевые	Нейтральные и слабощелочные сероводородные сульфидные (источники Карловые Вары)
Сильнощелочные	Сильнощелочные кислородные	Сильнощелочные азотные термы	Сильнощелочные сероводородно-сульфидные (Тбилисские термы)

Кислородные гидротермы (I – IV классы) сернокислые и солянокислые с pH 0,5 – 3,5, богатые Fe, Al, местами Cu, Zn, Pb (Тихоокеанский пояс, Камчатка и др.). Воды содержат O₂, иногда H₂S, Eh достигает 1 В и более за счет HF, HCl.

Глеевые термы (V – VIII классы) известны в альпийской зоне, по составу углекислые, азотные и др. Классы V и VI представлены хлоридными растворами с pH 2,0 – 3,5 и выщелоченными из пород элементами Fe, Mn, Sr, Ba, Pb, Zn, Cu и др. К классу VII относятся азотно-углекислые термы, обогащенные As, B, Li, Rb, местами Sb, Hg и др. К VIII классу принадлежат азотные термы сульфатно-гидрокарбонатно-натриевого состава и обогащены SiO₂, Ge, Be, F, W и Mo. Eh местами отрицательный (от –0,08 до –0,1 В).

Сероводородные и сульфидные гидротермы (IX – XII классы) содержат H₂S, HS^–, S^2–, возможны CO₂ и CH₄. Воды хлоридно-гидрокарбонатно-натриевые с азотом.

Отложения минералов связано с двумя типами жил (заполнение открытых трещин, метасоматическое образование).

По первому типу жилы образуются путем заполнения открытых трещин минералами, которые отлагаются из растворов (секреционные отложения на стенках). Возможно возникновение полосчатых жил, когда образование одних минералов сменяется во времени отложениями других. Если нарастание идет вокруг обломков породы в трещине, образуются крустификационные (crust – корка) жилы. При многократном дроблении вмещающих пород с образование жильного материала и последующем новом отложении минералов возникают брекчиевидные жилы. В строении жил различают внутреннюю осевую часть и боковые наросты – зальбанды. При метасоматическом образовании гидротермальных жил растворы, просачиваясь вдоль тонких капиллярных трещин, взаимодействуют с минералами вмещающих пород, растворяют, разъедают (резорбируют) их и на месте отлагаются другие минералы.

Жилы делят на высокотемпературные (гипотермальные, 300 – 400°С), средне- (мезотермальные, 150 – 350°С), низкотемпературные (эпитермальные, менее 200°С).

По источникам растворов и области минералообразования все гидротермальное минералообразование делят на плутоногенное, вулканогенное, телетермальное.

При плутоногенном типе минералообразования гидротермы связаны с глубокими магматическими очагами, часто вблизи от материнской интрузии (плутона). Они формируют высокотемпературную минерализацию (рис. 15). К этому типу относятся высокотемпературные кварцевые жилы. Они тесно связаны пространственно и генетически с грейзенами и имеют аналогичную минерализацию: касситерит, вольфрамит, молибденит, берилл, висмутин, жильный кварц, флюорит, иногда топаз, в зальбандах жил часто мусковит, калишпат.

При среднетемпературной плутоногенной минерализации образуются карбонатные и кварц-карбонатные жилы с минералами Ag, Co, Ni, Bi, U; полиметаллические месторождения (Zn, Cu, часто Ag). Полиметаллическая минерализация в гидротермальную стадию местами накладывается на скарны. Золото-кварцевые месторождения Якутии формировались при средне- и высокотемпературной минерализации.

Вулканогенная гидротермальная ассоциация минералов формируется за счет низкотемпературных гидротерм, связанных с магматическими очагами вблизи поверхности, иногда с выходами на поверхность (вулканы). Участвуют ювенильные и метеорные воды. Часто образуется халцедон, имеется вольфрамит, касситерит.

Низкая температура

Средняя температура

Высокая температура

Рис. 15. Схема минерализации жил по мере их удаления от источника

гидротермальных растворов и снижения их температуры
Телетермальные низкотемпературные гидротермы представляют собой растворы, далеко ушедшие от источника их образования. Приурочены к зонам глубинного разлома, где локализуются мелкие магматические тела. Формируются месторождения ртути, сурьмы, мышьяка с включением серебра.

Гидротермальное минералообразование сопровождается интенсивным изменением вмещающих пород (околожильное, околорудное изменение) и характеризуется следующими основными типами гидротермальных метасоматитов:

для кислых пород при средней и низкой температуре – окремнение, серицитизация, березитизация;
для средних и щелочных пород при низкой температуре – пропилитизация, лиственитизация, магнезиализация, карбонатизация, фосфатный метасоматоз, хлоритизация;
для ультраосновных пород – серпентинизация, отальковывание, нефелинизация, алунитизация.

У некоторых метасоматитов строгая приуроченность к определенному типу пород отсутствует. Известны переходные типы метасоматитов, а также наложение одних типов на другие (рис. 16).

Рис. 16. Схема развития метасоматоза в системе интрузив – надинтрузивная зона в контрастных средах (по В.А. Кудряшову и др.):

1 – известняки, 2 – доломиты, 3 – скарны, 4 – граниты, 5 – 7 – продукты метасоматических процессов (5 – калишпатизированные граниты и калишпаты, 6 – альбитизированные граниты, 7 – грейзенизированные породы), 8 – 16 – грейзены (8 – слюдяно-кварцевый, 9 – кварцевый, 10 – топазовый и топаз-кварцевый, 11 – слюдяной, турмалин-слюдяной, 12 – топаз-флюоритовый, 13 – слюдяно-флюориитоовый, 14 – флюоритовый, 15 – слюдяно-селлаит-флюоритовый, 16 – селлаит-флюоритовый), 17 – жилы выполнения
Вторичные кварциты (окремнение) образуются при взаимодействии кислых растворов богатых летучими (SO₂, HF, HCl) с алюмосиликатными породами у поверхности с выносом щелочей и концентрацией кремнезема, глинозема и оксида титана. В порядке понижения температуры образуется корунд, андалузит, диаспор, алунит, каолинит, серицит, пирофиллит.

Серицитизация протекает при низкой температуре с образованием мелкочешуйчатого мусковита – серицита ("серикос" – шелковистый) во вмещающих полевошпатовых породах вокруг гидротермальных жил. Частный случай пропилитизации, но в породах бедных Ca и Mg.

Березитизация или "сульфидная грейзенизация" протекает при средних температурах с преобразованием кислых пород (гранитов, гранодиоритов, гранит-порфиров, кварцевых порфиров) под влиянием перегретых сульфидных растворов с HS^–, H₂S. Происходит разложение цветных минералов и части полевых шпатов с образованием светлых слюд, кварца и пирита. Выносятся Mg, Ca, Na, в мусковите фиксируется калий. Формируются золоторудные месторождения, W, Mo, Cu, ассоциации серицита, кварца, пирита, анкерита.

Пропилитизация – метасоматическое гидротермальное изменение основных и средних вулканических пород (андезиты, дациты, базальты) в зоне малых и средних глубин. Гидротермальные растворы могут быть от кислых до щелочных в областях активного вулканизма. Происходит замещение пироксена, роговой обманки, плагиоклаза, биотита и ортоклаза на хлорит, серицит, эпидот, альбит, кальцит, пирит, одуляр, цеолиты. Стеклянная масса превращается в полевой шпат и кварц с хлоритом.

Реакцию преобразования плагиоклаза и пироксена под действием газообразной и перегретой воды с образованием важнейших минералов пропилита можно представить следующим образом:

4[NaAlSi₃O₈ · CaAl₂Si₂O₈] + 5(Mg, Fe)SiO₃ + 5H₂O →

лабрадор пироксен

→ 2Ca₂Al₃Si₃O₁₂(OH) + (Mg, Fe)₅Al₂Si₃O₁₀(OH)₈ + 4NaAlSi₃O₈ + 4SiO₂

эпидот хлорит альбит кварц

Образуются разнообразные месторождения, связанные с гидротермальным рудоотложением.

Лиственитизация – процесс изменения основных и ультраосновных пород под влиянием перегретых углекислых растворов. Происходит разложение оливина, пироксенов, роговых обманок с образованием талька, кварца и магнезиально-железистых карбонатов – доломита, анкерита, брейнерита и др. Полевые шпаты превращаются в мусковит или серицит, реже в хромовую слюду – фуксит. При высоких парциальных давлениях CO₂ разложение идет до частичного образования пирофиллита Al₂Si₄O₁₀(OH)₂. Типичным для этого процесса является образование талька и карбонатов магния и железа.

При магнезиальном метасоматозе в основных породах пироксен и амфибол замещается оливином. В эндоконтактной зоне гранитов происходит отложение биотитов, роговой обманки и других магнезиальных минералов, при понижении температуры – хлоритизация алюмосиликатных минералов.

Карбонатизация – взаимодействие с известняками и их преобразование. В результате могут протекать следующие процессы.

Доломитизация известняков происходит в результате воздействия растворов, содержащих в повышенных концентрациях ионы Mg²⁺и SO₄^2–:

2CaCO₃ + Mg(SO₄)+ 2H₂O → CaMg(CO₃)₂ + CaSO₄ ∙ 2H₂O

известняк доломит гипс

Под воздействием растворов с Fe²⁺ или Mn²⁺ процесс протекает полнее с образованием сидерита FeCO₃ или родохрозита MnCO₃. В результате этого могут образовываться крупные промышленные месторождения железных и марганцевых руд. Взаимодействие с известняками гидротермальных сульфидных растворов приводит к образованию в известняках богатых метасоматических сульфидных месторождений, например, свинцово-цинковых руд. Они отлагаются в известняке за счет выноса части CaCO₃.

Карбонатный метасоматоз с силикатным связывает между собой процесс скарнообразования. Например, отложение в известняке форстерита Mg₂SiO₄, шпинели MgAl₂O₄, гроссуляра или везуавина.

Фосфатный метасоматоз при участии фтора и хлора приводит к образованию апатита в богатых известью породах.

Хлоритизация – процесс гидротермального изменения пород при низкой температуре с образованием хлорита за счет биотита.

Серпентинизация, оталькование – гидротермальное изменение ультраосновных пород с образованием серпентина и талька.

Нефелинизация – процесс привноса натрия вызывает извлечение глиноземов из пироксенов и амфиболов с возможным образованием нефелина.

Алунитизация протекает в условиях окисления и присутствия в воде SO₃ с образованием серной кислоты. При этом сера осуществляет алунитизацию алюмосиликатных пород с образованием алунита KAl₃(SO₄)₂(OH)₆ и с выносом сульфатов щелочей и SiO₂.

В подавляющем большинстве случаев химические элементы, привносимые метасоматическими процессами – это петрогенные элементы, обладающие невысокими порядковыми номерами и атомными весами. В целом роль гидротермальной минерализации велика. Месторождения гидротермального генезиса дают до 70% мировой добычи Mo, W, 100% олова и 50% меди.

Взаимодействие термальных поровых растворов с породой приводит к формированию метасоматической зональности – последовательной смене метасоматитов (гидротермалитов) от наиболее измененной внутренней зоны к внешней и неизменной породе. Совокупность одновременно образовавшихся метасоматитов ("зональная колонка") называют метасоматической фацией. Совокупность фаций, возникшая в результате одного петрогенетического или генетически единого геологического процесса, представляет собой метасоматическую формацию (В.А. Жариков).

В.И. Рехарский выделил следующие три группы гидротермально-метасоматических формаций, которые расположены сверху вниз от ранних высокотемпературных к поздним низкотемпературным.

I. Гидротермально-метасоматические формации,
связанные преимущественно с гранитоидными породами

Магнезиально-скарновая	Fe, B, флогопит
Известково-скарновая	Fe,Cu, Co, V, Mn
Фельдшпатовая	Ta, Nb, TR, U, Th, Ti, Be, Li, Zr, Hf
Полевошпат-кварцевая	Mo, W, Sn, Cu
Грейзеновая	W, Mo, Sn, Be, Li, Bi
Турмалин-кварцевая (турмалин-хлоритовая)	Sn, Cu, W, Bi, Au, As
Пропилитовая	Au, Ag, Cu, As, Pb, Zn
Вторично-кварцитовая	Cu, Zn, Pb, Au, Ag
Кварц-серицитовая	Cu, Mo, Zn, Pb
Березитовая	Pb, Zn, Au, Ag, U, Mo, Bi, Sn, W, Be, Co, As, Sb, Hg
Аргиллизитовая	Hg, Sb, Sn, Au, Ag, As, U, Mo, Zr, Pb, Zn, Cu

II. Гидротермально-метасоматические формации, связанные преимущественно с ультраосновными и основными породами:

Серпентинитовая	Cr, асбест
Уралитовая	Ni,Cu, Pt, флогопит
Тальк-карбонатная	Ni,Cu, Au, тальк, магнезит
Брусит-валлериитовая	Cu, Ni, Co, Pt
Лиственитовая	Hg, Au, Cu, Zn, Pb

III. Гидротермально-метасоматические формации, связанные преимущественно с ультраосновными щелочными породами:

Альбититовая	Zr, Hf, Nb, Ta, TR, Th, U
Камафоритовая (апатит-магнетитовая)	Fe, Ti, P, Zr, Ta, Nb, Cu
Карбонатитовая	Nb, Ta, Zr, TR
Карбонат-флюоритовая	флюорит

Оруднение часто накладывается на метасоматиты или развивается одновременно с ним. Поэтому многие авторы рассматривают рудообразование как часть общего процесса метасоматоза («рудоносные метасоматиты»). По Г.Л. Поспелову гидротермальные месторождения возникают в застойных или полузастойных условиях. Проблема источника рудных элементов является дискуссионной.

Рудные элементы осаждаются из гидротермальных растворов в больших объемах горных пород, превосходящих промышленные рудные тела. Поэтому в каждой рудоносной гидротермальной системе следует различать рудное тело и первичный геохимический ореол, в котором запасы рудных элементов и их спутников могут быть значительными.

Зоны, опоясывающие обычные (аномальные) ореолы А.В. Кацнель назвал «субфоновыми ореолами». Их выявление повышает эффективность геохимических поисков.

Изучение элементов-примесей имеет важное практическое значение. Например, более 95% Cu на земле добывается из халькопирита (CuFeS₂), в котором установлены повышенные содержания Re, Zn, Se, Te, Ge, Au, Ni, Co, Ag, Cd, Tl, As, Sb, Pt, Pd, Rh и других элементов. Стоимость элементов-спутников в некоторых рудах в два-три раза превышает стоимость самой меди. В ряде случаев из руд извлекается только медь.

В гидротермальных рудах известны самородные Au, Ag, Bi, Te, Sn, Sb, As, присутствие которых не противоречит физико-химическим параметрам гидротермальных систем. М.И. Новгородова обнаружила в золоторудных и иных месторождениях «экзотические» самородные металлы Al, Zn, Cr, Cd, In, Co, карбиды и силициды металлов.

Формы миграции одного и того же элемента разнообразны в гидротермах от простых до комплексных ионов. Они осаждаются, по А.И. Перельману, на следующих геохимических барьерах гидротермальных систем: окислительном, сероводородном, глеевом, щелочном, кислом и термодинамическом.

жүктеу/скачать 5.81 Mb.

Достарыңызбен бөлісу:

1 ... 14 15 16 17 18 19 20 21 ... 34