Новосибирский государственный

Вулканические возгоны (эксгаляции)

жүктеу/скачать 0.78 Mb.

бет	4/9
Дата	13.06.2016
өлшемі	0.78 Mb.
	#131322

1 2 3 4 5 6 7 8 9

1.1.2. Вулканические возгоны (эксгаляции)

Образование минералов этого генетического типа связано с деятельностью летучих компонентов, отделившихся от магмы и покинувших место ее кристаллизации. Это случается, когда магматический очаг оказывается связанным системой тектонических трещин с земной поверхностью (чаще всего это возможно при образовании вулканических аппаратов, в областях активного вулканизма). Прежде всего, отметим, какие именно летучие компоненты участвуют в эксгаляционном минералообразовании. Это: H₂O, HCl, NH₄Cl, H₃BO₃, H₂S, CO₂, P₂O₅ и др. Именно эти компоненты обнаружены при изучении газовой составляющей современных вулканических извержений, причем содержание их, особенно Н₂О в виде пара, может быть весьма значительным.

Встречный поток поверхностных вод, вымывающий на своем пути из горных пород некоторые соединения, в областях активного вулканизма прогревается до парообразного состояния и смешивается с летучими компонентами, отделившимися от магмы, реагирует с ними, образуя газообразные и парообразные галогениды и гидраты Fe, As, Sb, Hg (рис. 13).

П
однимаясь по вулканическим трещинам вверх, эти летучие соединения попадают в так называемую область разгрузки  вблизи жерл вулканов, при выходе трещин на поверхность. Здесь они дают начало новым, уже нелетучим, соединениям, которые оседают на стенках трещин, жерл в виде возгонов или эксгаляций, образуют конусы и трубы над местами выхода газовых струй. Какие при этом идут реакции и какие возникают минералы? Вулканические эксгаляции  это тот редкий случай, когда минерало-образование удается проследить прямо на месте, например, на Камчатке, на вулканах Курильских островов.

Благодаря этому такие реакции хорошо изучены. Из них главную роль играют реакции окисления; например, окисление сероводорода кислородом атмосферы с образованием самородной серы:

2H₂S + O₂  2H₂O + SO₂ + S (сера самородная);

2H₂S + SO₂  2H₂O + 3S.

Для примера приведем еще одну реакцию эксгаляционного образования гематита (за счет взаимодействия паров хлорного железа с водой):

2FeCl₃ + 3H₂O  Fe₂O₃ (гематит) + 6HCl.

Аналогичным путем в виде вулканических возгонов образуются: галогениды  галит NaCl, сильвин KCl, нашатырь NH₄Сl; сассолин (борная кислота) H₃BO₃; сульфиды  пирит FeS₂, реальгар As₄S₄, аурипигмент As₂S₃, киноварь HgS, висмутин Bi₂S₃. Поскольку сера, окисляясь, может образовывать ион SO₄^2-, возникают также сульфаты  гипс CaSO₄2H₂O, квасцы  KAl[SO₄]₂ 12H₂O, алунит KAl₃[SO₄]₂(OH)₆.

Весьма характерной является форма выделений образующихся минералов. Это корочки выцветов, мелкокристаллические друзы, тонкозернистые налеты. Легкоплавкие минералы, например, сера, образуют застывшие потоки, сталактиты, каплевидные и гроздевидные натеки; при выделении сероводорода H₂S через воду вулканических озер образуется тонкодисперсная сера, которая затем оседает на дно этих водоемов, образуя «серный песок».

В практическом отношении наибольшее значение эксгаляционное образование имеет для самородной серы и сассолина H₃BO₃  целые месторождения этих минералов, уже очень давно разрабатывающиеся, известны в Сицилии и на Курильских островах.

1.1.3. Пегматитовый процесс

ассмотрим случай, когда легколетучие компоненты, накапливающиеся при кристаллизации магмы, не имеют возможности уйти из расплава, как это происходит при образовании вулканических возгонов. Тогда летучие компоненты постепенно отжимаются в еще незакристаллизовавшуюся часть расплава и насыщают его. Обычно это происходит в конце магматической кристаллизации. Такой богатый, а иногда и пересыщенный летучими компонентами расплав называют остаточным.

В нем помимо летучих компонентов будут также накапливаться элементы, которые не вошли в состав породообразующих минералов (вследствие различия ионных радиусов или по причине резко отличных химических свойств).

Это такие элементы, как Li, Cs, Be, Ta, Nb, Sn, W, U, Th. Значит, остаточный расплав будет существенно отличаться концентрацией этих элементов от исходной магмы. Все это приводит к тому, что и кристаллизация такого расплава протекает существенно иначе. Рассмотрим главные особенности пегматитового минералообразования.

1. Обогащение остаточного расплава летучими компонентами делает его менее вязким, легкоподвижным и снижает температуру кристаллизации. Состав расплава становится эвтектическим (котектическим). Эвтектика  это легкоплавкий расплав, из которого идет одновременная совместная кристаллизация двух минералов. В случае гранитного остаточного расплава такой парой являются полевой шпат и кварц, в то время как при обычной кристаллизации гранитов полевые шпаты образуются существенно раньше кварца. Одновременная эвтектическая кристаллизация полевого шпата и кварца приводит к появлению закономерных, так называемых «графических» (письменных) срастаний этих минералов, которые первоначально и получили название пегматит (рис. 14).

2. По мере снижения температуры эвтектическая кристаллизация графических агрегатов сменяется образованием очень крупных индивидов полевого шпата и кварца. Именно вследствие разжижения расплава летучими ионы, строящие решетку этих минералов, могут легко передвигаться, и это обеспечивает хорошее питание растущих кристаллов. Такие агрегаты, состоящие из крупных индивидов кварца и полевого шпата, называют пегматоидными.

3. При дальнейшем остывании остаточного расплава пегматоидная кристаллизация сменяется образованием блоковых агрегатов. Это значит, что отдельные кристаллы полевого шпата и кварца из пегматоидных срастаний начинают разрастаться, вытесняя кристаллы другого минерала, и образуют гигантские индивиды  блоки, иногда по несколько тонн весом. Чаще такое преимущество получает полевой шпат, иногда образуется чисто полевошпатовая зона.

4. После исчерпания материала для кристаллизации блокового полевого шпата остающийся в избытке кварц завершает кристаллизацию, образуя так называемое кварцевое ядро. Важную роль в его формировании играют и постмагматические процессы. Если остаточный расплав кристаллизуется в замкнутой полости внутри массива гранитов, то в соответствии с описанным механизмом кристаллизации в пегматитовом теле возникает зональность, показанная на рис. 14.

Если же остаточный расплав по тектоническому нарушению переместится во вмещающие гранитный массив породы, то может возникнуть жильное тело пегматита с такой же зональностью, однако здесь часто

хрошо развита еще одна самая внешняя зона  аплитовая. Она сложена мелкозернистым кварц-полевошпатовым агрегатом, который кристаллизуется вдоль стенок трещины, видимо потому, что по сравнению с остаточным расплавом стенки трещин значительно более холодные, и это сразу вызывает кристаллизацию множества зародышей. В жильных телах пегматитов наиболее поздний кварц, слагающий осевую часть жилы, именуют не кварцевым ядром, а кварцевой осью жилы.

5. К зоне кварцевого ядра или кварцевой оси бывают приурочены полости, стенки которых усажены хорошо образованными кристаллами дымчатого кварца, топаза, берилла, турмалина,  так называемые занорыши.

А как проявляются в минералообразовании летучие, не входящие в состав полевого шпата и кварца, но обеспечивающие протекание пегматитового процесса? Они удерживаются в остаточном расплаве наиболее долго, хотя и начинают принимать участие в минералообразовании во время формирования блоковой зоны, а иногда и раньше. Они входят в состав слюды (мусковита), топаза, турмалина, флюорита, апатита.

Согласно первоначальной схеме образования пегматитов, предложенной А. Е. Ферсманом, в какой-то момент летучие настолько обогатят остаточный расплав, что он постепенно превратится в надкритическую флюидно-газообразную среду, богатую силикатами (Ферсман ошибочно связывал с ней формирование пегматоидных агрегатов), а затем  в высокотемпературный гидротермальный раствор. По экспериментальным данным такого постепенного перехода расплава в растворы нет и обособление постмагматических растворов происходит путем вскипания кристаллизующегося пегматитового расплава. С обособлением крупных флюидных пузырей связано формирование занорышей магматического этапа и минерализации в них. Кроме того, постмагматические растворы начинают взаимодействовать с минералами, образовавшимися на предшествующих этапах, выщелачивать и изменять их, вызывая метасоматические замещения одних минералов другими. Такие изменения и замещения ранних минералов более поздними могут происходить в несколько стадий и сопровождаются переотложением вещества в пределах пегматитового тела и усложнением его состава.

Именно с этим этапом поздних метасоматических преобразований в пегматите бывает связано образование таких промышленно важных минералов, как слюда, берилл, сподумен (Li), танталит-колумбит (Ta, Nb), касситерит (Sn). Представление об образовании пегматитов из остаточного расплава развивалось трудами ряда российских ученых, уточнявших значение отдельных этапов для формирования промышленных пегматитов разных типов (редкометальных, редкоземельных, слюдяных, керамических пегматитов). Изучение некоторых пегматитовых тел и целых полей

пегматитов привело к представлению, что не всегда их образование связано с кристаллизацией остаточного расплава. А. Н. Заварицкий, например, считал, что образование таких крупнокристаллических пород может происходить за счет перекристаллизации и укрупнения минералов породы, сходной по минеральному составу. Особенно много взаимоисключающих гипотез предложено для объяснения генезиса и особенностей строения редкометальных и мусковитовых пегматитов. Это означает, что в каждом конкретном случае необходимо изучение объекта на месте и лабораторными методами для установления способа его образования, генезиса.

Остановимся еще на некоторых явлениях, сопровождающих пегматитовое минералообразование. Основположник изучения пегматитов А.Е. Ферсман выделял пегматиты чистой линии, когда остаточный пегматитовый расплав кристаллизуется в породах, близких по химическому составу. Очевидно, что в этом случае никакого влияния вмещающих пород не будет, и минеральный состав таких пегматитов целиком определяется составом остаточного расплава.

Если же расплав попадает в породы, резко отличные по химизму, то происходит его взаимодействие с этими породами, которое меняет состав расплава. Такие пегматиты Ферсман называл пегматитами линии скрещения. Частным случаем пегматитов линии скрещения являются десилицированные пегматиты, – когда при внедрении гранитного пегматитового расплава в ультраосновные породы, с одной стороны, происходит десиликация расплава (вплоть до исчезновения кварца из продуктов кристаллизации), а с другой  расплав обогащается компонентами ультраосновных пород (в первую очередь  магнием и хромом). Это приводит к появлению флогопита (магнезиальной слюды), не характерного для обычных гранитных пегматитов, и к появлению, хромсодержащего изумруда вместо обычного берилла. Примером десилицированных пегматитов является месторождение «Изумрудные копи» на Урале, где известна именно такая ассоциация  с полевым шпатом, но без кварца, с изумрудом, хризобериллом в слюдяных флогопитовых оторочках, так называемых слюдитах.

При внедрении пегматитового расплава в породы, богатые глиноземом, происходит обогащение его Al₂O₃ и появление в парагенезисе андалузита, силлиманита, кианита, альмандина, а при избытке глинозема, когда кремнезем уже весь связан, возможно появление корунда. Особенно эти изменения бывают заметны в приконтактовых частях жил.

Кристаллизация гранитного пегматитового расплава в карбонатных толщах приводит к выносу К и кремнезема и привносу Са (образование плагиоклазитов).

Кристаллизация пегматитового расплава в трещинах, секущих толщу магнезиальных известняков (Кухи-Лал, Памир), сопровождалось частичным выносом кремнезема и привносом Mg, что привело к появлению в пегматите оторочки флогопита, кордиерита (Mg), дравита (Mg-турмалина) и силлиманита.

Заканчивая рассмотрение пегматитового минералообразования, отметим, что накопление летучих в остаточном расплаве свойственно не только кислым магмам. Значит, пегматиты как продукт кристаллизации остаточного расплава могут образоваться при кристаллизации любых пород. Действительно, известны габбро-пегматиты, дунит-пегматиты, сиенит-пегматиты и пегматиты нефелиновых сиенитов. Однако, за исключением последних двух, встречаются они гораздо реже гранитных.

Кроме того, гранитные пегматиты могут быть связаны не только с кристаллизацией остаточных расплавов, возникающих при дифференциации гранитных магм (камерные, редкометальные), но и с процессами анатектического выплавления расплавов при региональном метаморфизме высокой ступени (мусковитовые, редкоземельные, керамические). Магматический этап формирования остаточных гранитных пегматитов находится в пределах 700–500 ^оС, анатектических  850–650 ^оС. При более низких температурах идут процессы постмагматической переработки ранних агрегатов.

Образование пегматитов происходит на относительно небольших глубинах: камерных (хрусталеносных и флюоритоносных)  на глубине 1,5–3,5 км, редкометальных  3,5–7 км, мусковитовых  7–11 км, редкоземельных и керамических  более 11 км.

Пегматитовый тип минералообразования чрезвычайно важен в практическом отношении. С гранитными пегматитами связаны промышленные месторождения Li, Be, Nb, Ta, Sn, а также U, Th, Cs, Rb, редких земель (TR), слюд и керамического сырья. Пегматиты нефелиновых сиенитов и сиенит-пегматиты являются концентраторами Zr, Hf, U, Th, Nb, Ta, TR, Ti. Из пегматитовых занорышей добывают драгоценные камни  бериллы различной окраски, цветные (полихромные) турмалины, топазы, хризоберилл, полудрагоценные дымчатые кварцы. Пегматиты служат также источником пьезокварца, оптического флюорита и турмалина, используемого в лазерной технике.

1.1.4. Пневматолитово-гидротермальные и метасоматические процессы

Теперь перейдем к характеристике магматогенных постмагматических метасоматических процессов, идущих путем замещения одних минералов другими после кристаллизации магматического расплава и образования твердых магматических пород. Мы уже столкнулись с тем, что на поздних стадиях формирования пегматитов в них проявляется метасоматоз, т. е. замещение одних минералов другими  растворение и вынос (иногда частичный, иногда почти полный) ранних продуктов и отложение на их месте новых минералов, нередко с образованием псевдоморфоз (от прежнего минерала сохраняется лишь его внешняя форма) или сохранением реликтов исходных минералов, структур и текстур пород. Кроме того, происходит и прямое секреционное отложение вещества постмагматическими (пневматолитовыми и гидротермальными) растворами в полостях, возникших при трещинообразовании (гидротермальные жилы) или выщелачивании (гидротермокарст).

1.1.4.1. Альбитизация (образование апогранитов)

Апограниты (апо  после, «по гранитам»)  метасоматические породы, образовавшиеся в результате постмагматического изменения (альбитизации) гранитов и других гранитоидов под воздействием кислых высокотемпературных растворов, богатых щелочами, отщепившихся при кристаллизации этих гранитоидов.

Очевидно, что сущность процесса  альбитизация, идущая с привносом большого количества натрия, вытесняющего калий из его соединений. Привнос этот осуществляется высокотемпературными растворами, т. е. летучими компонентами, которые при кристаллизации гранитоидов отделяются, но не уходят, а начинают воздействовать на неостывшие еще, но уже полностью кристаллические гранитоиды, изменяя («перерабатывая») их. В наибольшей мере такой переработке подвергаются апикальные (т. е. наружные, верхние) части массивов  выступы гранитных куполов, потому что именно сюда, в область пониженного давления, устремляются насыщенные летучими альбитизирующие растворы, обособляющиеся из еще кристаллизующихся более глубинных частей магматического очага. Как меняется при этом минеральный состав исходного гранита? Состав нормального гранита  кварц, калишпат, кислый плагиоклаз (альбит-олигоклаз), биотит и небольшое количество акцессорных минералов.

Альбитизация в первую очередь затрагивает калишпат и плагиоклаз:

K[AlSi₃O₈] + Na⁺  Na[AlSi₃O₈] + K⁺,

Ca[Al₂Si₂O₈] + 2Na⁺ + 4 SiO₂  2Na[AlSi₃O₈] + Ca²⁺.

Биотит при этом обычно замещается мусковитом или хлоритом. Высвобождающийся при альбитизации плагиоклаза Са связывается во флюорите CaF₂ (F из раствора). Количество кварца или остается неизменным, или несколько снижается. В целом получается осветленная (альба  белый) порода, состоящая преимущественно из альбита и кварца, хорошо заметная на фоне неизмененных гранитов в виде пятен или линейных зон осветления, если альбитизирующие растворы поступали вдоль крупных протяженных трещин, тектонических нарушений. При этом альбитизация, как правило, сопровождается уменьшением зернистости  исходный среднезернистый биотитовый гранит становится мелкозернистой породой.

Помимо Na альбитизирующие растворы несут такие важные элементы, как Li, Rb, Be, Nb, Ta, Zr, Hf, TR. В апогранитах эти элементы накапливаются и нередко дают промышленно важные месторождения. Так, до 80 % Nb добывается из апогранитов Северной Нигерии. Апограниты  важный источник Ве, образующего в них такие минералы, как бертрандит Be₄[Si₂O₇](OH)₂ и фенакит Be₂[SiO₄], поэтому наряду с термином апограниты нередко используется нейтральный термин редкометальные граниты. Кроме того, в апогранитах в промышленных количествах встречаются пирохлор NaCaNb₂O₆F, циркон Zr[SiO₄], гадолинит Y₂FeBe₂{O[SiO₄]}.

Что касается калия, высвобождающегося при альбитизации калишпата, то значителная часть его, переходя в раствор, обычно выносится за пределы гранитоидного массива, во вмещающие породы, где заметно увеличивается количество слюды. Другая его часть, постепенно накапливаясь в растворе по мере связывания Na в виде альбита, может образовать амазонит  калишпат с высоким содержанием Rb (до 1,8 % Rb₂O) в виде крупнокристаллических гнезд, крупнокристаллических до гигантозернистых жил. Поскольку происходит переменное возрастание активности то калия, то натрия, вытесненный при образовании амазонита Na может позже вновь дать альбит, замещающий в виде каемок и по трещинам кристаллы амазонита.

1.1.4.2. Грейзенизация

Грейзены  это метасоматические постмагматические породы, которые образуются при воздействии пневматолитово-гидротермальных растворов, отделившихся при кристаллизации гранитной магмы, на алюмосиликатные породы, в первую очередь  сами гранитоиды.

Определение очень похожее на определение апогранитов. И там метасоматоз, и здесь объектом изменения являются ранее кристаллизовавшиеся граниты. В чем разница этих процессов?

Во-первых, подчеркивается пневматолитово-гидротермальный характер изменения: пнеума означает газ, то есть часть реакций может идти под воздействием газообразных летучих компонентов  таких, как НF, НCl, B₂О₃. Это очень сильные реагенты, создающие сильнокислую среду, которая способствует глубокой переработке пород с явлениями растворения и выноса (выщелачивания) даже таких стойких минералов, как кварц (SiO₂ + 4HF  SiF₄ + 2H₂O). Во-вторых, грейзенизация происходит при высокой активности калия, и потому при тех же исходных гранитоидах возникает иная ассоциация минералов: кварц легко растворяется и переотлагается, хотя общее его количество возрастает, что видно из реакции замещения калишпата мусковитом и топазом:

калишпат мусковит топаз кварц

5K[AlSi₃O₈] + 3HF  KAl₂[AlSi₃O₁₀](OH,F)₂+ Al₂F₂[SiO₄] + 11SiO₂+

2K₂O + H₂O.

При грейзенизации самым чувствительным минералом гранита является биотит  он в первую очередь замещается мусковитом; следом за ним мусковитом же замещаются полевые шпаты (калишпат, реакция приведена выше, и кислый плагиоклаз, кальций которого тут же связывается фтором с образованием флюорита). Таким образом, в результате грейзенизации гранит превращается в кварц-мусковитовый агрегат  породу серого цвета (грей  серый), содержащую минералы, богатые летучими: фтором  топаз, флюорит, мусковит; бором  турмалин. Вместе с летучими при грейзенизации приносятся такие элементы, как Sn, W, Be, Mo, Bi, Ta, Nb. Поэтому в грейзенах наряду с отмеченными минералами образуются касситерит SnO₂, танталит–колумбит (Fe,Mn)(Nb,Ta)₂O₆, берилл Al₂{Be₃[Si₆O₁₈]}, вольфрамит (Fe,Mn)WO₄, молибденит MoS₂, висмутин Bi₂S₃, арсенопирит FeAsS.

Так же, как и апограниты, грейзены образуются преимущественно в апикальных частях гранитных массивов и нередко  во вмещающих граниты породах, если это породы алюмосиликатные (сланцы, гнейсы). При грейзенизации нередко возникают штокверки  неправильная сеть, сплетение кварцевых жил, окруженных грейзенизированной породой. Эти жилы представляют собой бывшие трещины, по которым происходило движение пневматолитово-гидротермальных растворов, а затем они заполнялись кварцем, мусковитом, частично даже калишпатом, переотложенным из окружающих участков пород, подвергшихся грейзенизации. Поэтому такие жилы содержат те же характерные минералы грейзенов  топаз, берилл, флюорит, турмалин и все остальные, упомянутые выше рудные минералы. Они являются свидетельством того, что высокотемпературный (600–375 ^оС) процесс грейзенизации во времени без перерыва сменяется высокотемпературным (375–250 ^оС) гидротермальным процессом.

Остановимся на временном соотношении грейзенов и апогранитов. Для этого надо принять во внимание зависимость активности K и Na от кислот ности-щелочности среды и температуры (рис. 15). Из этого графика видно, что К и Na попеременно активны, как это уже было отмечено для апогранитов. Но минералы при этом возникают различные. Образование большого количества мусковита происходит после альбитизации в более кислой среде.

Действительно, нередко грейзены накладываются на апограниты, и общую последовательность уже рассмотренных магматогенных процессов можно выразить так: кристаллизация гранитов  пегматиты  апограниты  грейзены  гидротермальный процесс. Эта последовательность отвечает общему снижению температуры.

Однако, прежде чем перейти к следующему по температуре гидротермальному процессу, остановимся на явлениях, сопровождающих кристаллизацию магмы, которые происходят во вмещающих массив породах и в его приконтактовой части.

1.1.4.3. Контактово-метасоматические процессы

При внедрении магмы вмещающие породы в первую очередь испытывают прогрев, причем наиболее сильно тогда, когда магма кристаллизуется и отдает максимальное количество тепла. Прогрев сам по себе способен стимулировать многие реакции во вмещающих породах, но особенно активно изменения протекают, если вмещающие породы резко отличны по химизму от магматического расплава и продуктов его кристаллизации. По законам термодинамики реакции будут протекать в направлении сглаживания различий химизма контактирующих сред, т. е. начнется обмен компонентами между магмой (а затем  магматической породой) и вмещающей породой. Так как вмещающая порода при этом остается в твердом состоянии, то такой обмен возможен лишь путем метасоматоза  реакций замещения. Поскольку они идут на контакте двух сред, такие процессы и названы контактово-метасоматическими. Мы остановимся на характеристике двух из них – фенитизации и скарнообразовании.

1.1.4.3.1. Фенитизация

Название происходит от местности Фен в Скандинавии, где этот процесс был впервые изучен. При внедрении щелочной магмы в силикатные и алюмосиликатные породы (гнейсы, граниты, песчаники, габброиды, амфиболиты) происходит вынос из кристаллизующегося расплава большого количества щелочей  K₂O и Na₂O, которые активно воздействуют на вмещающие породы, изменяя их. Это изменение идет тем интенсивнее, чем сильнее отличаются вмещающие породы от внедрившейся магмы по составу. И особенно, если сами вмещающие породы неоднородны и контрастируют между собой по химизму (тогда и между ними тоже начинают идти реакции).

В результате такого воздействия магмы на вмещающие породы вокруг массива щелочных пород возникает ореол контактово-метасоматических пород, которые и получили название фениты. Этот ореол обычно имеет зональное строение, так как температура и степень метасоматического замещения по мере удаления от контакта во вмещающие породы меняются (рис. 16).

Так, вблизи контакта со щелочным интрузивом, где прогрев наиболее сильный, а количество поступающих щелочей максимально, первоначальные минералы вмещающих пород полностью замещаются новообразованными, среди которых будут щелочные минералы, характерные для самой магматической щелочной породы: недосыщенный кремнеземом нефелин, щелочной пироксен  эгирин, калишпат (ортоклаз). Чуть дальше от контакта образуются эгирин-авгит или диопсид, альбит и тонкоигольчатый эгирин.

На большем удалении от контакта, во второй зоне, уменьшается количество новообразованных минералов (в первую очередь  нефелина) и сохраняются реликты первичных минералов вмещающих пород.

Еще дальше от контакта самые щелочные из новых минералов уже не образуются, количество незамещенных первичных минералов возрастет, а затем по мере удаления от контакта вынос щелочей будет фиксироваться только по вновь образованному альбиту. В конце концов, можно проследить весь переход вплоть до исходных вмещающих пород, на которых воздействие щелочного массива уже никак не отразилось.

Температура фенитизации вблизи контакта достигает 1200–1000 ^оС, то есть такая же высокая, как температура кристаллизации щелочной магмы.

Чем фениты обратили на себя внимание? Тем, что нередко вместе со щелочами во вмещающие породы выносятся Nb, Ta, TR, Zr, Hf  те элементы, которыми щелочные магмы богаты; и в фенитах они нередко дают скопления таких минералов, как пирохлор (Nb, Ta, TR, U, Th), циркон (Zr + Hf), бастнезит (TR), и в этом случае фениты становятся ценной рудой. Типичными примерами фенитов являются контактово-метасоматические ореолы вокруг щелочных массивов Хибин, Вишневых Гор (Урал), Сибири.

1.1.4.3.2. Скарнообразование

Скарны  это породы, которые образуются метасоматическим путем на контакте карбонатных вмещающих пород с магматическими, чаще всего кислыми, гранитоидными породами.

Следует отметить, что скарны и скарноподобные породы могут возникать и при внедрении ультраосновных, основных, щелочных магм, и даже на контакте карбонатных и немагматических силикатных толщ, но все-таки наиболее типичны случаи внедрения в карбонатные породы гранитоидных магм, поскольку именно тогда проявляется контрастность контактирующих сред по химизму, а значит, наиболее активно идет обмен компонентами. Такой обмен вызывает изменение минерального состава пород и в приконтактовой части гранитного массива (эндоскарны), и особенно  в приконтактовой части со стороны вмещающих пород (экзоскарны) (рис. 17). Поскольку он происходит путем замещения обеих пород, то к нему приложим термин биметасоматоз (предложен Д. С. Коржинским). Считают, что скарны образуются на глубине 3–7 км и образованию их способствует возникновение трещин контракции (усадки объема при остывании магматических пород).

В зависимости от состава вмещающих карбонатных толщ образуются скарны двух типов  магнезиальные и известковые.

1. Магнезиальные скарны образуются на контакте с магнезиальными карбонатными толщами  доломитами, доломитовыми мраморами  CaMg(CO₃)₂. Поэтому для них характерна ассоциация минералов, богатых магнием, или двойных солей Са и Mg:

форстерит Fo Mg₂[SiO₄],

флогопит Phl KMg₃[AlSi₃O₁₀](OH,F)₂,

шпинель Sp MgAl₂O₄,

диопсид Di CaMg[Si₂O₆],

энстатит En Mg₂[Si₂O₆],

минералы группы хондродита-гумита 

Mg₂[SiO₄]Mg(F,OH)₂4Mg₂[SiO₄]Mg(F,OH)₂,

тремолит Trem Ca₂Mg₅[Si₄O₁₁]₂(OH)₂,

иногда 

магнезиальный турмалин NaMg₃Al₆[Si₆O₁₈](BO₃)₃(OH,F)₃₊₁.

2. Известковые (известковистые) скарны образуются на контакте с мраморизованными известняками и мраморами, поэтому здесь преобладают кальциевые силикаты:

волластонит Voll Ca₃[Si₃O₉],

гроссуляр-андрадит Gross-Andr Ca₃Al₂[SiO₄]₃  Ca₃Fe₂[SiO₄]₃,

диопсид-геденбергит Di-Häd CaMg[Si₂O₆]  CaFe[Si₂O₆],

везувиан Ves Ca₁₀(Mg,Fe)₂Al₄[SiO₄][Si₂O₇]₂(OH,F)₄,

эпидот Ep Ca₂FeAl₂[SiO₄][Si₂O₇]О(OH),

тремолит Trem Ca₂Mg₅[Si₄O₁₁]₂(OH)₂.

Температура скарнообразования различна: для магнезиальных  850–650 ^оС, известковых  800–400 ^оС. Непосредственно у контакта при максимальном прогреве температура может подниматься до 1000 ^оС.

По мере остывания зоны контакта, вследствие контракции скарнированных пород, развивается трещиноватость, и в трещины начинают поступать сначала пневматолитово-гидротермальные, а затем – гидротермальные растворы, которые отделяются при кристаллизации магматических пород. Растворы активно изменяют более ранние скарновые минералы, поэтому в образовании скарнов различают собственно скарновый этап (подразделяемый на раннескарновый и позднескарновый) и этап более поздних наложений, главным образом гидротермальных. Эти наложения приводят не только к

перекристаллизации скарновых минералов и замещению раннескарновых минералов позднескарновыми, но и к отложению в скарнах гидротермальных минералов, компоненты которых приносятся растворами из магматического очага. Среди них такие очень важные в промышленном отношении, как шеелит Ca[WO₄], молибденит MoS₂, минералы Be, Sn, Fe, Co, Pb + Zn, Cu, самородное Au.

По характеру рудной специализации среди скарнов выделяют железорудные скарны (магнетитовые) – г. Магнитная, Высокая, Благодать, Верблюжка (Урал), Соколово-Сарбайское м-е (Тургайский прогиб), скарны Горной Шории; меднорудные скарны (с халькопиритом, борнитом, халькозином) – Хакасия; вольфрамоносные скарны (с шеелитом) – Майхура, Чорух-Дайрон, Лянгар и др. (Средняя Азия), Тырныауз (Кавказ); скарны с полиметаллическим оруденением (сфалеритом, галенитом) – Тетюхе или Дальнегорское (Приморье); скарны с кобальтовым оруденением (кобальтином) – Дашкесан (Азербайджан); золоторудные скарны – Горная Шория и Алтай; бороносные скарны (с людвигитом (Mg,Fe)₂Fe[BO₃]O₂) – Якутия, Горная Шория.

1.1.4.4. Гидротермальные процессы

Как видно из характеристики магматогенных процессов, все они заканчиваются проявлением гидротермальной деятельности, т. е. минералообразованием, связанным с действием нагретых вод. Тем самым уже устанавливается один из источников гидротермальных растворов  магматический расплав, который может содержать растворенную воду в значительных количествах. Как правило, наиболее богаты водой кислые магмы, тогда как основные и ультраосновные магмы являются более «сухими». Гидротермальные растворы обособляются по мере снижения температуры в ходе кристаллизации магм на последних этапах формирования магматических пород (магматогенные воды). Однако это не единственный источник гидротермальных растворов, исследования вулканических областей и изотопная геохимия показали, что существенную роль в их формировании могут играть метеорные воды  поверхностные воды, просачивающиеся на глубину, где они нагреваются за счет тепла магматических масс и могут дать начало гидротермальным растворам. Значительное количество воды высвобождается при обезвоживании осадочных и других пород при погружении их на глубину в ходе метаморфических процессов (метаморфогенные воды). Иногда воды корового происхождения называют вадозными, чтобы противопоставить их глубинным, ювенильным, однако термин «вадозные» часто используют и как синоним метеорных вод. Между ювенильными, метеорными и метаморфогенными водами может происходить

смешивание. Так как источники гидротермальных растворов различны, то и гидротермы будут иметь различный состав.

Магматогенные воды, богатые растворенными летучими компонентами магмы (HCl, HF), изначально определяют кислый, с низким рН, характер глубинных гидротерм. При прохождении таких растворов через породы за счет реакции с этими породами состав и кислотность растворов будут меняться. Из магматического очага они заимствуют элементы, не вошедшие в породообразующие минералы,  в первую очередь тяжелые, рудные элементы  W, Mo, Sn, Be, U, Cu, Zn, Pb, Au, Ag, Bi и др.

Состав гидротерм, формирующихся за счет метеорных вод, будет полностью определяться составом пород, через которые эти воды фильтруются. Однако это не означает, что метеорные воды изначально стерильны. Дождевые воды приносят на землю взвешенные в атмосфере вещества. Так, в связи с антропогенным воздействием на окружающую среду ежегодно на поверхность оседает количество ртути, соизмеримое с годовой мировой добычей.

В целом, сведения о химизме гидротермальных растворов мы черпаем, изучая продукты гидротермальной деятельности. Это изучение показало, что гидротермами хорошо переносится кремнезем (кварц, халцедон  типичные минералы гидротермальных образований) и очень плохо  глинозем, поскольку алюмосиликаты и силикаты алюминия среди гидротермальных минералов не характерны. Из катионов в продуктах гидротермальной деятельности мы видим: Cu, Pb, Zn, Hg, Au, Fe, Co, Ni, As, Sb, Bi, а также Sn, W, Mo, U, иногда Mn. Кроме того, характерны щелочные и щелочноземельные элементы (Na, K, Ca, Mg, Ba), причем о важной роли некоторых из них в гидротермальном процессе мы узнаем лишь по косвенным данным, исследуя включения минералообразующих растворов в минералах, поскольку эти элементы сами дают легкорастворимые соединения.

Уже указывалось, что по мере продвижения гидротерм меняется их кислотность. Не остаются неизменными и другие параметры. В частности, меняется окислительно-восстановительный потенциал (Eh) за счет увеличения содержания О₂ по мере продвижения растворов к поверхности. Это ведет к окислению аниона S^2- до SO₄^2- и появлению кроме сульфидов еще и сульфатов, например, барита Ba[SO₄], который становится в некоторых гидротермальных образованиях главным нерудным минералом.

Очень важным для гидротермального минералообразования является вопрос о формах переноса рудных элементов в растворах. Большинство из них дает слаборастворимые в истинных растворах соединения, что привело

к представлениям о переносе в виде комплексных соединений, растворимость которых значительно выше, либо об образовании рудных минералов из коллоидных растворов. Кроме того, повышение Т и Р значительно увеличивает растворимость некоторых минералов и делает возможным их перенос в виде прямых ионных растворов. В пользу того или иного способа переноса накоплен большой фактический и экспериментальный материал. Так, перенос Au может осуществляться в виде хлоридных или сложных полисульфидных комплексов. Наблюдения современного гидротермального минералообразования в вулканических областях показывают, что из коллоидных растворов могут образовываться силикатно-сульфидные руды, содержащие Cu, Fe, As, Sb, Pb, Mn.

Каковы причины отложения минералов из гидротермальных растворов? Прежде всего, следует остановиться на роли температуры и давления. Верхний предел температуры гидротермальных растворов определяется критической температурой воды и водных растворов: 375–400 ^оС. Очевидно, что постепенное снижение температуры, влияя на растворимость, приводит к минералообразованию. Так, даже в пределах одной гидротермальной жилы разновозрастные минералы могут иметь разную температуру образования. Нижним пределом, очевидно, являются близповерхностные процессы с участием водных растворов, часто называемых вадозными.

Давление может изменяться от одной атмосферы до полутора тысяч атмосфер и более, в пределе соответствуя литостатическому давлению. Долгое время считалось, что глубже 4,5–5 км резко снижается пористость пород и уменьшается возможность циркуляции растворов. Однако обнаружение продуктов гидротермальной деятельности на гораздо больших глубинах (Кольская сверхглубокая скважина  13 км) заставило расширить диапазон давлений для гидротермального минералообразования. Снижение давления нередко является более важной причиной минералообразования, чем снижение температуры, поскольку может происходить гораздо быстрее. Например, присутствие при высоком давлении растворенной углекислоты приводит к образованию легкорастворимого Ca(HCO₃)₂, но если вследствие тектонических подвижек произойдет приоткрытие трещин и практически мгновенный сброс давления, то растворенная СО₂ улетучится («вскипание» раствора), произойдет отложение кальцита:

Ca(HCO₃)₂  Ca[CO₃] + CO₂ + H₂O.

Еще одним важным фактором является изменение кислотности растворов по мере взаимодействия с породами, через которые они движутся. Например, в зависимости от кислотности раствора будут образовываться пирит или марказит, при нейтрализации растворов бутут осаждаться карбонаты.

Мы уже отметили роль Eh в изменении состава растворов, он же может служить и причиной отложения. Следует добавить лишь, что обычно все факторы связаны между собой, и речь может идти только о преобладающем влиянии какого-либо из них.

Следующий вопрос  формы отложения. Наиболее характерные формы гидротермального минералообразования  это жилы. Гидротермальные жилы образуются двояко:

1) путем заполнения открытых трещин отлагающимися из раствора минералами. В этом случае идет последовательное нарастание минерального вещества на стенки трещины и рост от стенок внутрь. Такое отложение называется секреционным (рис. 18). При этом могут возникать полосчатые жилы, когда образование одних минералов сменяется во времени отложением других. Если нарастарние идет вокруг обломков породы, попавших в трещину, образуются так называемые крустификационные жилы (crust  кора, корка). При многократном дроблении вмещающих пород и образовавшегося жильного материала и последующем новом отложении минералов возникают брекчиевидные жилы.

В строении жил различают осевую часть и зальбанды (боковые части), иногда этим термином обозначают поверхность контакта жилы и вмещающей породы или даже прилегающую к контакту часть вмещающих пород.

Для пологопадающих жил различают также лежачий и висячий бока жилы (рис. 18 а);

2) при метасоматическом образовании гидротермальных жил растворы, просачиваясь вдоль тонких, часто капиллярных, трещин, взаимодействуют с минералами вмещающих пород, растворяют, разъедают их (резорбция) и на их месте отлагают другие минералы. Вся зона вдоль трещины, захваченная такой переработкой гидротермальными растворами, может образовать жилу, в которой рост минералов будет происходить от трещины (т. е. осевой части жилы) в сторону вмещающей породы. Если жилы с секреционным типом заполнения имеют, как правило, резкие контакты с вмещающими породами, то жилы метасоматические  обычно неровные, контакты часто неотчетливые, связанные с перекристаллизацией окружающих пород (рис. 18 б). При этом, состав метасоматических жил часто меняется при переходе из одной вмещающей породы в другую. Например, в кварцевых жилах медного месторождения Бьют (США) меднорудные минералы отлагаются только в тех участках, которые залегают в гранитах, а участки, пересекающие аплитовые зоны, сложены просто кварцем.

Еще одной формой гидротермальной минерализации являются залежи. Они возникают при просачивании растворов или диффузии вещества через породы, при этом минералообразование может идти путем отложения в порах, а также за счет реакции с вмещающими породами. Морфология таких залежей весьма разнообразна, размеры различны. Наиболее крупные размеры (до 500 м) имеют меднорудные гидротермально-метасоматические залежи.

В зависимости от условий минералообразования и типа минерализации гидротермальные жилы подразделяют на несколько групп. Прежде всего, представляется естественным поделить жилы по температурам образования. Еще А. Эммонс выделил высокотемпературные (гипотермальные) – 300–400 ^оС, среднетемпературные (мезотермальные) – 150–350 ^оС, низкотемпературные (эпитермальные) жилы – ниже 200 ^оС. Это же подразделение берется за основу и теперь, однако во внимание принимаются источники растворов и область минералообразования. Поэтому все гидротермальное минералообразование делят на 1) плутоногенное, 2) вулканогенное и 3) телетермальное.

1. Плутоногенный тип. Гидротермы связаны с глубинными магматическими очагами, с их кристаллизацией на глубине и с функционированием и разгрузкой растворов тоже на глубине, часто неподалеку от материнской интрузии (плутона). Они формируют преимущественно высоко- и среднетемпературную гидротермальную минерализацию (рис. 19).

К этому типу относятся высокотемпературные кварцевые жилы, пространственно и генетически тесно связанные с грейзенами и имеющие аналогичную минерализацию: касситерит, вольфрамит, молибденит, берилл, висмутин. Из нерудных минералов основным является жильный кварц, обычен флюорит, иногда  топаз, в зальбандах жил часто присутствуют мусковит, калишпат.

К среднетемпературной плутоногенной относится минерализация «пятиметальной формации»  карбонатные и кварц-карбонатные жилы с минералами Ag, Co, Ni, Bi, U (Рудные Горы в Чехии и Германии). К ней же принадлежит минерализация «урезанных», т. е. неполных аналогов  Co-Ni-арсенидной формации (Хову-Аксы, Тува), Ag-Co-Ni формации (Кобальт, Онтарио, Канада). Среднетемпературными являются многочисленные полиметаллические (Zn, Pb, Cu, часто с Ag) месторождения (Рудный Алтай, Забайкалье, Северный Кавказ) и полиметаллическая минерализация, наложенная в гидротермальную стадию на скарны – Тетюхе (Дальнегорск), Приморье. К средне-высокотемпературным относятся золото-кварцевые месторождения Якутии, Северо-Востока России.

2. Вулканогенные гидротермальные ассоциации минералов формируются за счет гидротерм, связанных с близповерхностными магматическими очагами, нередко имеющими выход на поверхность (вулканы). Существенная роль в формировании таких гидротерм принадлежит метеорным водам. Минералообразование идет в близповерхностных условиях, т. е. при быстром снижении температуры, частых тектонических подвижках, способствующих сбросу давления. Это заметно сказывается на морфологии образующихся минералов  характерны мелкозернистые до колломорфных агрегаты, частое образование халцедона или халцедоновидного кварца, пространственное совмещение как высокотемпературных (касситерит, вольфрамит), так и низкотемпературных минералов. В целом, однако, преобладает низкотемпературная минерализация, и лишь некоторые месторождения относятся к высоко-среднетемпературным.

Особый случай представляют колчеданные залежи субмаринного характера, источником рудного вещества которых является вулканический материал (пепел, газы), отлагающийся на дне морей вблизи действующих вулканов или выносимый при подводных извержениях. В дальнейшим рудное вещество перераспределяется под воздействием низкотемпературных растворов, циркулирующих в таких вулканогенно-осадочных толщах.

Примеры вулканогенных гидротермальных образований:

а) кварц-халцедоновые жилы с золотом (Балей, Забайкалье);

б) оловоносные и олово-висмутовые жилы, иногда с колломорфным касситеритом  деревянистым оловом (Приморье; Хинган);

в) медно-порфировое оруденение в кварцевых порфирах или близповерхностных гранитах (Сорское месторождение, Хакасия);

г) колчеданные залежи субмаринного характера, иногда с золотосодержащим пиритом (Урал);

д) антимонит-вольфрамитовые (ферберитовые) жилы (Зопхито, Северный Кавказ);

е) кратерно-озерные отложения серы с реальгаром, аурипигментом.

Среди перечисленных типы в и д образуются при повышенных (т. е. средних) температурах.

3. Телетермальные гидротермальные образования не имеют видимой связи с магматизмом. Принято считать, что это растворы, далеко («теле-») ушедшие от своего непосредственного источника. Такая минерализация нередко приурочена к зонам глубинных разломов, в которых также локализуются мелкие магматические тела, создавая впечатление генетической связи. Однако частое образование без всякой приуроченности к магматическим породам, локализация в очень разных по химизму и литологии породах свидетельствуют, что связь эта  лишь кажущаяся. Обычно такие жилы просты по химическому составу. К этому типу относятся месторождения Hg, Sb, As  киноварные (ртутные), антимонит-киноварные (сурьмяно-ртутные), такие, как Хайдаркан, Кадамджай (Средняя Азия), Акташ (Горный Алтай), Терлиг-Хая (Тува), Никитовское (Украина).

По температурам образования телетермальные ассоциации низкотемпературные, о чем свидетельствует одновременное с рудными минералами образование халцедоновидного кварца.

Гидротермальное минералообразование обычно сопровождается интенсивным изменением вмещающих пород  это так называемое околожильное или околорудное изменение. Характерно, что масштаб такого изменения часто намного превышает мощность самих жил. Это позволяет использовать измененные породы (метасоматиты) в качестве поискового признака на те или иные гидротермальные ассоциации. Сейчас, когда все выходящие на поверхность месторождения уже найдены, по околорудным изменениям ведется поиск так называемых «слепых» тел. Перечислим основные типы гидротермальных метасоматитов.

1. Вторичные кварциты. Если богатые летучими (HF, SO₂, HCl) кислые растворы взаимодействуют с алюмосиликатными породами в близповерхностных условиях, происходит вынос щелочей, кальция и других компонентов этих пород, а на месте остаются лишь самые инертные из них  кремнезем, глинозем, окись титана. Так на месте кислых эффузивов возникают вторичные кварциты – близпроверхностные аналоги грейзенов. Они имеют зональное строение, и в наиболее «проработанных» участках образуются корунд, диаспор (за счет избытка глинозема при выносе остальных компонентов). Затем образуется зона андалузита (или силлиманита), которая сменяется обогащенными кварцем породами, напоминающими обычные кварциты. В наименее прогретых участках изменения образуются каолинит, пирофиллит, серицит, алунит. Именно таким образом сформировалось месторождение агальматолита  поделочного пирофиллита Al₂[Si₄O₁₀](OH)₂ в Туве.

2. Серицитизация. Другим аналогом грейзенизации является низкотемпературное образование мелкочешуйчатого мусковита  серицита («серикос»  шелковистый) во вмещающих породах вокруг гидротермальных жил. Серицитизация идет в том случае, когда температуры недостаточны для возникновения грейзенов (обычно при большом удалении растворов от материнской интрузии). Мусковит (серицит) при этом образуется за счет алюмосиликатов вмещающих пород, прежде всего, полевых шпатов.

3. Эпидотизация. Это низкотемпературное гидротермальное изменение, сопровождающее тектонические зоны в силикатных породах, богатых Са, необходимым для образования эпидота Ca₂FeAl₂[SiO₄][Si₂O₇]O(OH). Измененные в ходе этого процесса породы приобретают характерный для эпидота зеленоватый оттенок, а иногда получаются породы, почти полностью состоящие из мелкозернистого эпидота,  эпидозиты. Эпидотизация широко распространена при изменении плагиоклаза основных магматических пород.

4. Березитизация. Гидротермальное изменение алюмосиликатных пород, при котором образуется ассоциация серицит + кварц + пирит + карбонат (анкерит). Этот процесс нередко сопровождает гидротермальные месторождения золота и назван по Березовскому месторождению на Урале. Пирит в этом случае также бывает золотосодержащим. Иногда березитизация является поисковым признаком на вольфрамовое, молибденовое и медное оруденение.

5. Лиственитизация. Гидротермальное низкотемпературное изменение ультраосновных пород, при котором образуются кварц-карбонатные метасоматиты с ярко-зеленой хромсодержащей слюдой  фукситом, с примесью рудных минералов  пирита и гематита. Нередко листвениты сопровождают гидротермальное золотое оруденение.

6. Хлоритизация. Чрезвычайно широко распространенное гидротермальное изменение пород, сопровождающее многие низкотемпературные гидротермальные жилы. Хлорит при этом легко образуется за счет

биотита.

7. Серпентинизация, оталькование  гидротермальное изменение ультраосновных пород. Может быть автометаморфическим, а может протекать и при воздействии «чужих» гидротермальных растворов, связанных с более поздними, обычно кислыми, интрузиями.

8. Пропилитизация  сложный комплекс гидротермальных изменений вулканических пород в областях активного вулканизма, связанный с изменением гидротермальных растворов от кислых до щелочных. Главные минералы пропилитов  альбит, хлорит, кальцит, пирит, кварц; обычны  пренит, эпидот, актинолит, серицит, адуляр, цеолиты. После пропилитизации часто образуются секущие кварцевые жилы или зоны окварцевания, сопровождающиеся кварц-пирит-серицитовыми и другими метасоматитами. Наблюдаются переходы от пропилитов к вторичным кварцитам.

Кроме перечисленных, отметим еще такие низкотемпературные гидротермальные изменения, как карбонатизация, окремнение, каолинизация (аргиллизация), алунитизация  все это процессы, не требующие объяснений. Значение гидротермальных метасоматитов не исчерпывается их использованием в качестве поисковых признаков. Нередко они сами являются нерудными полезными ископаемыми  каолиниты (сырье для фарфоровой промышленности), месторождения талька и серпентина, пирофиллита.

В целом роль гидротермальной минерализации огромна, месторождения гидротермального генезиса дают до 70 % мировой добычи Mo, W, Sn, 50 % меди.

жүктеу/скачать 0.78 Mb.

Достарыңызбен бөлісу:

1 2 3 4 5 6 7 8 9