Эндогенные процессы минералообразования

Многие из этих процессов происходят на больших глубинах и недоступны прямому наблюдению. Поэтому знания об эндогенных процессах (особенно интрузивных) в значительной мере базируются на закономерностях, установленных при лабораторных исследованиях расплавов.

Магматические процессы (иногда употребляемые синонимы - маг- матогенные, собственно магматические) связаны с кристаллизацией магмы и деятельностью постмагматических растворов. Для них характерны высокие температура и давление (давление - для интрузивных образований), сравнительно низкий потенциал кислорода.

Магматическая кристаллизация. Как известно из курса «Общая геология» [28], магма в большинстве случаев представляет собой высокотемпературный силикатный расплав сложного состава. Изредка отмечаются магмы не силикатного состава. В геологии химический состав магмы и образующихся из нее минералов и горных пород принято выражать в окис- ной форме - петрогенные окислы. Основными являются Si02, А120з, FeO, MgO, CaO, Na20, K20. Эти окислы образуют главную часть минералов (90 %) магматических пород - преимущественно в виде силикатов и алюмосиликатов. Кроме породообразующих компонентов в состав магмы входят флюиды. Из них в процессах минералообразования главная роль принадлежит Н20 и С02, однако существенно значение F, С1, В, N, S и др.

По процентному содержанию в породе выделяют главные (основные) породообразующие минералы - составляют свыше 10 % от массы (объема) породы; второстепенные - 1-10 %; акцессорные (лат. акцессориус - дополнительный) - менее 1 %. Некоторые исследователи к акцессорным относят минералы, содержание которых в породе не превышает 5 %.

Такие компоненты, как MnO, BaO, NiO, самостоятельных индивидов чаще всего не образуют, а входят в виде примесей в кристаллические структуры породообразующих минералов. Эти и подобные им компоненты называют рассеянными.

Акцессорными компонентами в составе магмы являются Zr02, Р205, ТЮ2, Cr203, TR203, Fe203. Содержание их незначительно, однако они часто образуют самостоятельные минералы. Преимущественно это окислы - рутил ТЮ2, хромит FeCr204, магнетит Fe2+Fe3+204 и фосфаты - апатит Са5 [Р04]3 (F, С1, ОН), монацит Се[РО]4.

Таблица 2.3

Классификация магматических пород*

Порода

Содержание Si02, %

Ультраосновная

Не более 45

Основная

45-52

Средняя

52-63

Кислая

Не менее 63

Приведенные значения содержания Si02 незначительно варьируют в разных классификациях.

Наиболее существенна роль в расплаве Si02 ~ 25-80 %. Классификация магматических горных пород в зависимости от содержания этого окисла приведена в табл. 2.3, где представлены магматические горные породы нормального ряда. Кроме того, еще выделяют щелочные породы. В них содержание Na20 и/или К20 намного больше, чем в породах нормального ряда. Эти окислы в геологии называют щелочами, a (Na20 + К20) - суммой щелочей. Конкретное значение данной величины варьирует в зависимости от типа породы, например ~ 17 % для уртитов. По содержанию Si02 щелочные породы могут находиться в диапазоне от ультраосновных до кислых, однако большая их часть по этому параметру соответствует средним.

На минеральный состав пород при магматической кристаллизации существенное влияние оказывают процессы ассимиляции (полная переработка магмой вмещающих пород на пути ее движения) и гибридизации (частичная переработка). В результате химический состав магмы может значительно отличаться от первоначального.

Температура минералообразования наиболее высокая (~ 1 000-1 600 °С) при кристаллизации магм, излившихся на поверхность, т. е. для эффузивных магматических пород; для интрузивных - в пределах 700-1 000 °С. Некоторые интрузивные ультраосновные, основные и щелочные породы кристаллизуются при температуре большей 1 000 °С. Излившаяся на поверхность магма остывает очень быстро. Поэтому, как правило, в отличие от хорошо раскристаллизованных интрузивных пород, эффузивные представляют собой неравновесную систему вкрапленников - минералов, образовавшихся в расплаве до извержения и нераскристаллизовавшегося вулканического стекла, в котором самостоятельных минералов нет. Кроме того, вследствие резкого падения давления при излиянии магмы на поверхность от расплава отделяются летучие, унося с собой часть химических элементов. Поэтому парагенетические ассоциации минералов эффузивных пород не соответствуют таковым для интрузивных при одинаковом первоначальном составе расплава.

Один из факторов влияния давления на процесс магматической кристаллизации - это удержание в расплаве летучих компонентов магмы - Н20, С02, В, Р205, F, С1 и др. Отметим, что присутствие летучих компонентов уменьшает температуру кристаллизации магмы и обусловливает образование соответствующих данной температуре парагенетических ассоциаций минералов. Другой фактор - давление способствует образованию минералов с плотными структурами. Например, при увеличении давления основной плагиоклаз - анортит Ca[Al2Si20g] с рыхлой каркасной структурой становится неустойчивым, и вместо него образуются более плотные минералы гроссуляр Ca3Al2[Si04]3 (гранаты) и кианит Al2[0/Si04] (дистен). Пример иллюстрирует ранее приведенное положение о том, что давление обусловливает формирование определенных парагенетических ассоциаций минералов.

Типичные парагенетические ассоциации магматических пород и характерные для них промышленные минералы представлены в прил. 1.1. Там же указаны процессы изменения этих пород. Ниже приведен небольшой комментарий к этому приложению.

Главными породообразующими минералами ультраосновных пород являются оливин и пироксены. В качестве акцессорных часто отмечаются магнетит и хромит. Так как содержание Si02 в ультраосновных породах небольшое, то минерал кварц в их парагенетических ассоциациях в природе не встречен. К этим породам относят кимберлиты - специфические геологические образования в форме трубок взрыва, зарождающиеся в верхней мантии и выносимые на поверхность эксплозивным путем (эксплозия - выброс, взрыв). Интерес к кимберлитам обусловлен частой встречаемостью в них алмазов. В качестве индикатора при их поиске используется образующийся в кимберлитах и устойчивый в поверхностных условиях магнезиальный гранат - минерал пироп. Для ультраосновных пород характерна серпентинизация при автометаморфизме. Серпентинизация - процесс изменения (гидратации) этих пород под воздействием термальных водных растворов, выражающийся в замещении безводных магнезиальных силикатов минералами группы серпентина. При этом от первичных минералов - оливина и пироксенов - часто остаются только псевдоморфозы. С автометаморфизмом связывают образование по ультраосновным породам промышленных месторождений серпентин-асбеста и талька.

При автометаморфизме продукты магматической кристаллизации подвергаются воздействию более поздних (остаточных) порций расплава той же магмы или воздействию обособившихся из этой же магмы летучих. Все такие воздействия происходят в пределах единого геологического процесса без привноса вещества извне. Поэтому здесь автометаморфизм как процесс минералообразования рассматривается в границах магматической кристаллизации.

Для основных пород главные породообразующие минералы - оливин, пироксены и основной плагиоклаз. В подчиненном количестве встречается роговая обманка. Редок, но встречается, кварц.

Для наиболее распространенных средних пород - диоритов характерна парагенетическая ассоциация роговой обманки, иногда биотита со средними плагиоклазами. В связи с увеличением содержания Si02 начинает кристаллизоваться кварц. Для другой довольно широко распространенной средней породы - сиенита (щелочной ряд) характерна ассоциация роговой обманки и/или биотита с калиевым полевым шпатом - микроклином или ортоклазом. Иногда вместе с роговой обманкой и биотитом совместно или раздельно с калиевым полевым шпатом в сиенитах ассоциируют пироксены - диопсид или эгирин-авгит. Для этих пород возможны промежуточные ассоциации с большим количеством калиевого полевого шпата и среднего плагиоклаза.

Для кислых пород количество свободного кремнезема (Si02) значительно. Поэтому кварц является главным породообразующим минералом. Кроме него типичны кислый плагиоклаз и биотит. Широко распространенные в земной коре граниты - парагенетическая ассоциация этих трех индивидов. Наличие второстепенных минералов отражается в названии породы. Например, роговая обманка - роговообманковый гранит и т. и. При высоком содержании темноцветных минералов порода становится переходной к средним - гранодиорит (нормальный ряд) или граносиенит (щелочной ряд).

Для щелочных пород характерны два варианта парагенетических ассоциаций:

  • • содержание суммы щелочей (Na20 + К20) > содержания А1203. В этом случае щелочей достаточно, чтобы связать свободную Si02 и А1203 в нефелине Na[AlSi04] и калиевых полевых шпатах. Кроме этих минералов для парагенетических ассоциаций типичны щелочной пироксен - эгирин, щелочной амфибол - арфведсонит и другие темноцветные щелочные минералы;
  • • содержание суммы щелочей (Na20 + К20) < содержания А1203. В этом случае содержания щелочей достаточно только для образования нефелина и калиевых полевых шпатов. Темноцветные минералы в данной парагенетической ассоциации чаще всего представлены типичными для пород нормального ряда биотитом и/или роговой обманкой.

Как акцессорные в щелочных породах обычны апатит, титанит (сфен) и др.

Весь свободный кремнезем в щелочных породах связывается Na20 и К20 в минералы нефелин, калиевые полевые шпаты и др. Поэтому кварц в парагенетических ассоциациях щелочных пород практически не встречается.

Особый случай образования щелочных пород - вариант, когда магматический расплав одновременно является и ультраосновным, и щелочным. Такой расплав насыщен большим количеством летучих компонентов - в первую очередь С02, Р2О5, F, Н20. При кристаллизации этого расплава образуются кольцевые массивы, наружная зона которых сложена ультра- основными породами, промежуточные зоны - щелочными, а к центральной части массива часто приурочены особые, существенно карбонатные породы - карбонатиты. Именно в них концентрируются летучие компоненты, а также акцессорные элементы. Здесь сочетаются минералы ультраосновного парагенезиса - оливин, флогопит, магнетит; щелочного - нефелин, апатит, редкоземельные и циркониевые минералы, а также карбонаты - кальцит, доломит, анкерит, сидерит (прил. 1.2).

Крупные месторождения промышленно ценных компонентов, генетически связанные с магматической кристаллизацией, в настоящее время известны только для ультраосновных, основных пород и карбонатитов:

  • • алмазы (в кимберлитах и перидотитах) - Якутия, Южная Африка;
  • • хромиты (в дунитах) - Урал, Казахстан, Монголия;
  • • платина и платиноиды (в хромитоносных дунитах) - Урал; Восточная Сибирь;
  • • ильменит-титаномагнетит - Урал, Казахстан;
  • • медно-никелиевые сульфидные месторождения - Норильск, Мон- четундра, Сёдбери (Канада);
  • • крупнейшие месторождения апатита - Хибины (Кольский полуостров);
  • • комплексные месторождения - магнетит, слюда (флогопит), апатит, а также минерализация на TR, Nb, Sr, Ti, U - карбонатиты Ковдора (Мурманская область), Африканды (Кольский п-ов).

Любые магматические породы нередко сами являются ценным сырьем и используются как облицовочный, отделочный и строительный материал, например розовые туфы Армении, лабрадориты Украины и т. д.

Вулканические возгоны (эксгаляции). Образование минералов этого генетического типа происходит за счет летучих компонентов, отделившихся от магмы. Такая природная ситуация возникает тогда, когда магматический очаг связан системой тектонических трещин с поверхностью Земли. Территориально эксгаляционное минералообразование приурочено к вулканам различного типа в областях активного вулканизма. Оно доступно прямому наблюдению, например вулканы Курильских островов и Камчатки. Исследования показали, что в эксгаляционном минералообразовании ведущая роль принадлежит Н20, НС1, NH4C1, Н3ВО3, H2S, С02, Р205 и некоторым другим летучим компонентам. Поверхностные воды в областях активного вулканизма прогреваются до парообразного состояния и, смешиваясь с отделившимися от магмы летучими компонентами, также участвуют в минералообразовании.

Образовавшиеся за счет отделившихся от магмы летучих компонентов и перегретых поверхностных вод соединения отлагаются у жерл вулканов, при выходе трещин на поверхность (область разгрузки). Формы выделений этих соединений, уже не летучих и называемых возгоны, или экс- галяции, весьма характерны. Это корочки, выцветы, мелкокристаллические друзы, тонкозернистые налеты. Легкоплавкие минералы, например сера, образуют застывшие потоки, сталактиты, каплевидные и гроздевидные натеки. При прохождении сероводорода H2S через воду вулканических озер образуется тонкодисперсная сера, которая, оседая на дно этих водоемов, образует «серный песок».

Благодаря возможности прямого наблюдения, реакции эксгаляцион- ного минералообразования довольно хорошо изучены. Из них главную роль играют реакции окисления; например, окисление сероводорода кислородом атмосферы с образованием самородной серы (реакция 2.1) или эксгаляционного гематита за счет взаимодействия паров хлорного железа с водой (2.2):

Аналогичным путем в виде вулканических возгонов образуются галоиды - галит NaCl, сильвин КС1, нашатырь NH4C1; сассолин (борная кислота) Н3В03; сульфиды - пирит FeS2, реальгар As4S4, аурипигмент As2S3, киноварь HgS, висмутин Bi2S3. Поскольку сера, окисляясь, образует ион S042”, возникают также сульфаты - гипс CaS04x2H20, квасцы KA1[S04]2x12H20, алунит KA13[S04]2(0H)6 и др. (прилож. 1.3).

Иногда за счет эксгаляционного минералообразования формируются месторождения. Например, разрабатываемые месторождения самородной серы и сассолина есть в Сицилии и на Курильских островах.

Пегматитовый процесс. В современной геологии считают, что этот процесс минералообразования протекает в случае, когда летучие компоненты при магматической кристаллизации не имеют возможности отделиться от расплава - отсутствуют пути возможного отделения (тектонические трещины и т. п.). Тогда такие компоненты накапливаются в еще не раскристаллизованной части расплава и насыщают ее. Обычно это происходит на завершающей стадии магматической кристаллизации. Пересыщенный летучими компонентами расплав называют остаточным расплавом. В нем кроме летучих компонентов также накапливаются элементы (Li, Cs, Be, Та, Nb, Sn, W, U, Th), которые не вошли в состав ранее образовавшихся минералов. Причина этого - значительные отличия ионных радиусов или химических свойств данных элементов от тех, которые уже приняли участие в минералообразовании. Отсюда остаточный расплав значительно отличается по составу от исходного. Его кристаллизация называется пегматитовым процессом минералообразования.

Обогащение остаточного расплава летучими компонентами делает его менее вязким, легкоподвижным и уменьшает температуру кристаллизации. Его состав становится эвтектическим. Эвтектика - такое состояние легкоплавкого расплава, при котором идет одновременная совместная кристаллизация двух или большего количества минералов. В том случае, когда остаточный расплав гранитного (кислого) состава, то одновременно кристаллизуются полевой шпат и кварц. Это обусловливает закономерное срастание (графические агрегаты) данных минералов, называемое «письменный гранит», или «еврейский камень» (рис. 2.2). В ранний период становления геологии именно такие срастания понимались как содержание термина «пегматит». При обычной магматической кристаллизации гранитов полевые шпаты образуются существенно раньше кварца.

В строении пегматитовых тел наблюдается зональность (рис. 2.3), обусловленная уменьшением температуры процесса. Эвтектическая кристаллизация графических агрегатов (позиция 3 на рис. 2.3) сменяется образованием очень крупных индивидов полевого шпата и кварца - пегматоид- ные агрегаты. При дальнейшем остывании остаточного расплава за пегма- тоидной кристаллизацией идет образование блоковых агрегатов (позиция 4 на рис. 2.3). Отдельные кристаллы (в большинстве случаев это полевой шпат) увеличиваются в размерах, вытесняя кристаллы другого минерала. Образуются гигантские индивиды одного минерала - блоки, иногда по несколько тонн весом. За счет образования блоковых агрегатов часто образуется мономинеральная полевошпатовая зона.

Закономерное срастание кварца (темное) и полевого шпата (светлое) - «письменный гранит», или «еврейский камень» [70]

Рис. 2.2. Закономерное срастание кварца (темное) и полевого шпата (светлое) - «письменный гранит», или «еврейский камень» [70]

Строение пегматитовой жилы Мурзинка (Урал] по А.Е. Ферсману [48]

Рис. 2.3. Строение пегматитовой жилы Мурзинка (Урал] по А.Е. Ферсману [48]: 1 - гранит; 2 - зона аплита;

3 - «письменный гранит»; 4 - крупнокристаллические массы полевого шпата и кварца; 5 - «занорыш» (полость с друзами кристаллов]

После того как материал для кристаллизации блоковых агрегатов исчерпан, остающийся в избытке кварц завершает процесс, образуя кварцевое ядро или кварцевую ось пегматитового тела. К этой зоне часто приурочены полости, на стенках которых формируются хорошо образованные кристаллы дымчатого кварца, топаза, берилла, турмалина и других минералов (позиция 5 на рис. 2.3). Такие полости (не только в пегматитах) называют «занорышами».

В том случае, когда остаточный расплав по тектоническому нарушению переместится во вмещающие породы (граниты, позиция 1 на рис. 2.3), может возникнуть жильное тело пегматита с еще одной самой внешней зоной - аплитовой (позиция 2 на рис. 2.3). Сложена зона мелкозернистым кварц-полевошпатовым агрегатом, который кристаллизуется вдоль стенок трещины жилы. Мелкозернистость обусловлена тем, что по сравнению с остаточным расплавом стенки трещин значительно более холодные. Это вызывает одновременную кристаллизацию множества зародышей.

Зональность в пегматитах не всегда проявляется четко и полностью, при интенсивных метасоматических процессах зоны затушевываются.

Развивая теорию образования пегматитов А.Е. Ферсмана, К.А. Власов [13] выделяет четыре стадии формирования гранитных пегматитов:

  • • пегматитовая стадия - температура ~ 700-600 °С - эвтектическая кристаллизация с образованием «письменного гранита;
  • • пегматоидная стадия - температура ~ 600-500 °С - кристаллизация трехфазовой системы. Ранее выпавшие минералы (твердая фаза) реагируют с газовой и флюидной фазами. Идет метасоматиче- ское замещение с образованием крупнокристаллических, гигантозернистых микроклина, мусковита, альбита, берилла, шерла (разновидность турмалина черного цвета), топаза, кварца;
  • • надкритическая стадия - температура ~ 500^400 °С. С понижением температуры создаются условия перехода газовой фазы в жидкую, что обусловливает интенсивное развитие метасоматоза. Минералы - кварц, полевой шпат, мусковит, рубеллит, редкометальные минералы Li, Се, Be (сподумен, лепидолит и др.);
  • • гидротермальная стадия - температура ~ 400-50 °С. Присутствует только жидкая фаза, расплава нет. Минералы - карбонаты, цеолиты, сульфиды, возможна редкометальная минерализация.

Летучие компоненты начинают принимать участие в минералообра- зовании во время формирования блоковой зоны, а иногда и раньше. Они входят в состав мусковита, топаза, турмалина, флюорита, апатита.

Накопление летучих компонентов в остаточном расплаве свойственно не только кислым магмам. Пегматиты образуются при кристаллизации остаточных расплавов любого состава. Например, известны габбро- пегматиты и дунит-пегматиты. Однако наиболее распространены гранитные пегматиты, сиенит-пегматиты и пегматиты нефелиновых сиенитов. Их минералы приведены в прил. 1.4.

Вопрос формирования и последующих изменений пегматитов сложен и изучен далеко не полно. Отметим, что выдающийся отечественный геолог А.Е. Ферсман посвятил изучению пегматитов [48] большую часть жизни, однако не считал, что раскрыл этот вопрос полностью.

С гранитными пегматитами связаны промышленные месторождения Li, Be, Nb, Та, Sn, а также U, Th, Cs, Rb, редких земель (TR), слюд и керамического сырья. В пегматитах нефелиновых сиенитов и сиенит- пегматитах концентрируются Zr, Hf, U, Th, Nb, Та, TR, Ti. Из занорышей в пегматитах добывают драгоценные камни - бериллы различной окраски, полихромные турмалины, топазы, хризоберилл, полудрагоценные дымчатые кварцы. Пегматиты служат источником пьезокварца, оптического флюорита и турмалина, которые используются в лазерной технике.

Пневматолитово-гидротермалъные и метасоматические процессы. Эти процессы протекают после кристаллизации расплава и превращения его в горную породу. Отсюда они являются постмагматическими. Метасоматоз (метасоматизм) (греч. soma - тело) - замещение одних минералов другими с существенным изменением химического состава породы и обычно с сохранением объема и твердого состояния породы под воздействии флюидов высокой химической агрессивности. Многие авторы относят метасоматические к метаморфическим процессам минералообразова- ния, каковыми они по сути и являются. В то же время метасоматоз генетически связан с кристаллизацией расплава. Отделившиеся в этом процессе (кристаллизации) флюиды переносят компоненты от магматического очага в подвергающиеся метасоматозу породы. Поэтому отнесение метасоматоза к группе магматических процессов минералообразования (см. табл. 2.1) также правомерно, поскольку не изменяет его внутреннего содержания.

Алъбитизация (образование апогранитов). Апограниты (греч. апо - после, апограниты - буквально - «по гранитам») - метасоматические породы, образовавшиеся в результате постмагматического изменения (альби- тизации) гранитов и других гранитоидов под воздействием кислых высокотемпературных растворов (флюидов), богатых щелочами, отделившихся при кристаллизации материнских пород [1].

Процесс минералообразования, называемый в геологии «альбитиза- ция», протекает в условиях воздействия флюидов на уже раскристаллизованный, но еще не остывший гранитный массив. Летучие компоненты отделяются от него после кристаллизации и уходят в области наименьшего давления - апикальные (верхние, наружные) части массива. Минеральный состав этих областей изменяется, причем флюиды, обусловливающие аль- битизацию, в значительной степени обогащены Na.

Для гранитов нормального ряда характерная парагенетическая ассоциация - кварц, калиевый полевой шпат, кислый плагиоклаз, биотит и небольшое количество акцессорных минералов. Альбитизация в первую очередь затрагивает калиевый полевой шпат (реакция по типу 2.3) и плагиоклаз (2.4):

Значительная часть калия, освобождающегося при альбитизации калиевого полевого шпата, обычно выносится за пределы гранитоидного массива во вмещающие породы. Поэтому здесь увеличивается количество слюды. За счет другой части калия, накапливающегося в зоне альбитизации, часто образуется амазонит с высоким содержанием Rb (до 1,8 % Rb20). Этот минерал слагает крупнокристаллические гнезда и иногда гигантозернистые жилы.

Высвобождающийся при альбитизации плагиоклаза кальций связывается во флюорите CaF2 (фтор содержится в составе летучих компонентов). Количество кварца или остается неизменным, или несколько снижается. В целом получается осветленная (лат. albus - белый) порода, состоящая преимущественно из альбита и кварца, хорошо заметная на фоне неизмененных гранитов в виде пятен или линейных зон. Альбитизация, как правило, сопровождается уменьшением зернистости породы - исходный среднезернистый биотитовый гранит становится мелкозернистой породой. Темноокрашенный биотит обычно замещается более светлыми мусковитом или хлоритом.

Кроме К, Na и F альбитизирующие флюиды несут такие элементы, как Li, Rb, Be, Nb, Та, Zr, Hf, TR. В апогранитах эти элементы накапливаются и нередко дают промышленные месторождения. Например, до 80 % Nb добывается из апогранитов Северной Нигерии. Так как перечисленные химические элементы в земной коре встречаются в небольших количествах, то наряду с термином «апограниты» как синоним нередко используют термин «редкометальные граниты». Минералы апогранитов приведены в прил. 1.5.

Грейзенизация. Грейзены (нем. greisen - расщепление) - метасомати- ческие постмагматические породы, которые образуются при воздействии на алюмосиликатные породы пневматолитово-гидротермальных растворов, отделившихся при кристаллизации гранитной магмы. Принципиальное отличие грейзенов от апогранитов в том, что здесь наиболее активным элементом является калий, а не натрий (апограниты). Такая последовательность активности химических элементов обусловлена тенденцией уменьшения температуры минералообразования, которая в общем случае имеет вид «кристаллизация гранитов —? пегматиты —? апограниты —> грейзены —> гидротермальный процесс». Более позднее образование грейзенов подтверждается их развитием по апогранитам. Процесс грейзенизации протекает при температуре ~ 600-375 °С. Так же как и апограниты, грейзены локализуются в апикальных (верхних) частях гранитоидного массива.

При грейзенизации образуется большое количество светлой слюды - мусковита, содержащего в катионной группе до 12 % К20. Этим минералом в первую очередь замещается биотит (темная, часто черная слюда), затем калиевые полевые шпаты и кислый плагиоклаз. Высвобождающийся кальций плагиоклаза, как и в апогранитах, связывается в минерал флюорит CaF2. В результате грейзенизации гранит преобразуется в кварц-мусковитовый агрегат светлого или светло-серого цвета. Типичны обогащенные фтором и бором топаз и турмалин. Летучие компоненты привносят в грейзены такие элементы, как Sn, W, Be, Mo, Bi, Та, Nb. Поэтому здесь наряду с отмеченными минералами образуются касситерит Sn02, танталит-колумбит (Fe,Mn)(Nb,Ta)206, берилл Al2Be3[Si60i8], вольфрамит (Fe,Mn)W04, молибденит MoS2, висмутин Bi2S3, арсенопирит FeAsS.

Грейзенизация нередко распространяется во вмещающие породы. При этом часто образуются тела, которые называются штокверки. В данном случае их минерализация такая же, как и в грейзенах гранитоидов. В общем случае (не только при грейзенизации) штокверк - тело неправильной формы, в котором горная порода пронизана густой сетью различно ориентированных жил и прожилков рудных минералов. Минералы грейзенов указаны в прил. 1.6.

Контактово-метасоматические процессы (скарнообразование). Эти процессы протекают на границе магмы и вмещающих ее пород. Отсюда первая часть термина - контакт различных сред. Минералообразование происходит при активном обмене компонентами между магмой и вмещающими породами - вторая часть термина - метасоматоз. Необходимыми и достаточными условиями для минералообразования по рассматриваемому генетическому типу являются:

  • • резкое отличие составов магмы и вмещающих пород. В образовавшейся при этом неравновесной системе работа по образованию новых минералов происходит в соответствии с принципом минимизации свободной энергии;
  • • наличие флюидов, которые переносят компоненты между неравновесными составляющими системы «магма - вмещающие породы».

Скарнообразование - наиболее распространенный и изученный тип в данной группе процессов. Скарн (швед, skam - грязь, отбросы - первоначально местное название рудовмещающих и сопутствующих рудам темно- цветных пород) - породы, образующиеся метасоматическим путем на контакте карбонатных вмещающих пород с магматическими, чаще всего кислыми, гранитоидными расплавами (породами, рис. 2.4). Отмечены скарны и на контактах карбонатных пород с ультраосновными, основными, щелочными магмами. Но степень неравновесности «магма - вмещающая порода» наибольшая в системе «кислая магма - карбонатная порода». Поэтому именно здесь реакции метасоматоза наиболее интенсивны. Зона изменения минерального состава от контакта в сторону интрузии называется «эндоскарн»; в сторону вмещающей породы - «экзоскарн». Мощность первой зоны - от сантиметров до первых метров; мощность второй может достигать сотен метров.

В зависимости от состава вмещающих карбонатных пород выделяют скарны двух типов - магнезиальные и известковые.

Магнезиальные скарны образуются на контакте с магнезиальными карбонатными толщами - доломитами, доломитовыми мраморами. Поэтому для них характерна ассоциация минералов, богатых Mg, или одновременно Mg и Са - форстерит, флогопит, шпинель, диопсид, энстатит, тремолит и некоторые другие минералы.

Геологический разрез одного из скарновых железорудных месторождений [5]

Рис. 2.4. Геологический разрез одного из скарновых железорудных месторождений [5]: черное - железная руда, представленная магнетитом

Известковые (известковистые) скарны формируются на контакте с мраморизованными известняками и мраморами, поэтому здесь преобладают минералы, обогащенные Са - волластонит, гроссуляр-андрадит, диопсид- геденбергит, везувиан, эпидот и некоторые другие минералы (прил. 1.7).

Температура скарнообразования различна. Для магнезиальных скарнов она составляет 850-650 °С, известковых - 80СМ-00 °С. Непосредственно у контакта при максимальном прогреве температура может подниматься до 1 000 °С.

При остывании зоны контакта в скарнированных породах развивается трещиноватость. 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 и этап более поздних, главным образом гидротермальных образований. Происходит как перекристаллизация скарновых, так и отложение в скарнах гидротермальных минералов, компоненты которых приносятся растворами из магматического очага. За счет гидротерм формируются важные в промышленном отношении минералы, такие как шеелит Ca[W04], молибденит, минералы Be, Sn, Fe, Со, Pb + Zn, Си, самородное золото.

В зависимости от преобладающей концентрации полезных компонентов среди скарновых месторождений выделяют:

• железорудные (магнетитовые) скарны - горы Магнитная, Высокая, Благодать, Верблюжка (Урал), Соколово-Сарбайское месторождение (Казахстан), скарны Горной Шории, группа сравнительно небольших по запасам месторождений юга Красноярского края и др.;

  • • меднорудные скарны (с халькопиритом, борнитом, халькозином) - Хакасия;
  • • вольфрамоносные скарны (с шеелитом) - Майхура, Чорух-Дайрон, Лянгар (Средняя Азия), Тырныауз (Кавказ);
  • • скарны с полиметаллическим оруденением (сфалеритом, галенитом) - Тетюхе или Дальнегорское (Приморье);
  • • скарны с кобальтовым оруденением (кобальтином CoAsS) - Даш- кесан (Азербайджан);
  • • золоторудные скарны - Горная Шория и Алтай;
  • • бороносные скарны (с людвигитом (Mg,Fe)2Fe[B03]02) - Якутия, Горная Шория.

Гидротермальные процессы. Этот генетический тип завершает магматический этап и связан с гидротермами - минералообразование, обусловленное геологической деятельностью нагретых вод. Гидротермальные растворы, обособившиеся от магмы на последней стадии ее кристаллизации, называются магматогенными, или ювенильными водами. Как правило, наиболее богаты водой кислые магмы, тогда как основные и ультраосновные являются более «сухими». Ювенильные воды не единственный источник гидротермальных растворов. Существенную роль в их формировании играют поверхностные воды, просачивающиеся вглубь земной коры и нагревающиеся за счет тепла магматического очага. Такие воды называются метеорными. Они содержат ряд компонентов, присутствие которых обусловлено экзогенными процессами и промышленной деятельностью человечества (антропогенной деятельностью). Например, содержание ртути в поверхностных водах за счет такой деятельности сопоставимо с годовой мировой добычей этого металла. Значительное количество воды освобождается при обезвоживании осадочных и других пород при погружении их на глубину в ходе метаморфических процессов. Эти воды называются метаморфоген- ными и также участвуют в гидротермальном минералообразовании. Следовательно, рассматриваемый процесс обусловлен совокупной деятельностью ювенильных, метеорных и метаморфогенных вод. Гидротермы, отделившиеся от магматического очага (ювенильные), первоначально кислые (низкое значение pH), обогащены летучими компонентами (в первую очередь, НС1 и HF) и содержат элементы, не вошедшие в состав породообразующих минералов - W, Mo, Sn, Be, U, Си, Zn, Pb, Au, Ag, Bi и др.

Состав гидротерм, формирующихся за счет метеорных вод, обусловлен первоначальным составом поверхностных вод, а также компонентами, растворяемыми в этих водах при их прохождении через породы, сквозь которые они фильтруются.

Состав метаморфогенных вод определяется составом пород, подвергаемых метаморфизму.

Исследования гидротермальных растворов показали, что ими хорошо переносится кремнезем Si02 в форме кварца и халцедона - типичные минералы гидротермальных образований; и очень плохо - А1203 - алюмосиликаты и силикаты алюминия встречаются здесь редко. В общем случае гидротермы переносят компоненты в форме хорошо растворимых комплексных соединений, коллоидных и истинных (ионных) растворов. Для продуктов гидротермальной деятельности обычно образование минералов, содержащих Си, Pb, Zn, Hg, Аи, Fe, Со, Ni, As, Sb, Bi, а также Sn, W, Mo, U, иногда Mn. Кроме того, характерны элементы, называемые в геологии щелочными и щелочноземельными - Na, К, Са, Mg, Ва.

Минералообразование из гидротерм связано с такими параметрами, как кислотность-щелочность среды pH, окислительно-восстановительный потенциал Eh, температура Т и давление Р. Эти величины изменяются по мере движения гидротерм через вмещающие породы. Пример зависимости минералообразования от параметров среды - из химически нейтральных гидротерм (pH = 7) отлагаются преимущественно карбонаты, а не какие- либо другие минералы. Еще пример - изменение Eh за счет увеличения концентрации кислорода в гидротермах при их движении к поверхности влечет за собой окисление аниона S2’ до S042". В результате кроме сульфидов начинают образовываться сульфаты, например барит Ba[S04], который является типичным минералом гидротермальных образований.

Кислотно-щелочной баланс (pH) определяется количественным соотношением свободных положительных (Н+) и отрицательных (ОН-) ионов. Когда в воде больше свободных ионов водорода (Н+), такая вода имеет щелочную реакцию pH > 7. Кровь человека щелочная (pH = 7,35-7,45). Вода, называемая «живой», имеет щелочной pH, равный примерно pH нашей крови. Когда в воде больше свободных ионов (ОН-), такая вода имеет кислую реакцию или pH < 7. Для воды, называемой «мертвой», pH = 3-4. В химически чистой дистиллированной воде ионы уравновешены. Она нейтральна и имеет pH = 7.

Окислительно-восстановительный потенциал (ОВП, Eh или Eh), называемый также редокс-потенциал, характеризует степень активности электронов в реакциях, связанных с их присоединением или отдачей. При окислительном Eh вода отнимает электроны у всего, с чем соприкасается (например у бактерий, микробов или вирусов). Этим объясняются бактерицидные и дезинфицирующие свойства такой воды при применении ее в медицине. При восстановительном Eh вода отдает электроны веществам, с которыми вступает в реакцию (восстанавливает, «оживляет» их). В природной воде значения Eh колеблются от -400 до +700 мВ (милливольт). Eh водорода равно нулю. При положительном Eh (~ +100 и более милливольт) свойства воды окислительные. Характерно для поверхностных и близповерхностных вод. При отрицательном Eh (~ -50 милливольт и менее) свойства воды восстановительные. Типично для зоны застойных подземных вод.

Относительно температурного интервала гидротермального минера- лообразования у исследователей в современной геологии нет единого мнения. Поэтому укажем интервал, включающий крайние граничные цифры - от 400 до 50 °С. В зависимости от изменения температуры в гидротермальных отложениях формируются либо различные минералы, либо полиморфные модификации минералов.

Давление в рассматриваемом процессе изменяется от литостатического в области формирования гидротерм (верхний предел) до одной атмосферы в поверхностных условиях (нижний предел). Эти изменения также влияют на образование определенных минералов. Например, при высоком давлении растворенная в гидротермах углекислота Н2С03, связываясь с Са, кристаллизуется в форме соединения Са(НСОЗ)2. При резком уменьшении давления за счет образования трещин, связывающих область формирования гидротерм с близповерхностными зонами, происходит реакция разложения Са(НС03)2 с образованием минерала кальцит СаС03, свободной двуокиси углерода С02 и воды Н20.

По морфологии для гидротермальных отложений наиболее характерны жилы. Жила в геологии - протяженное в двух направлениях геологическое тело, образовавшееся либо в результате заполнения трещинной полости минеральным веществом или горной породой, либо вследствие метасоматического замещения горных пород вдоль трещин минеральными веществами. В соответствии с этим определением выделяют два способа образования гидротермальных жил:

  • • путем заполнения открытых трещин отлагающимися из раствора минералами. В этом случае идет последовательное нарастание минерального вещества на стенки трещины и рост от них к центру на свободное пространство - секреционный тип отложений. Контакт с вмещающими породами, как правило, четкий, хорошо выраженный. Для характеристики строения жил этого типа часто используют термины «осевая часть жилы» (термин в пояснении не нуждается) и «зальбанды» (нем. горный термин) - боковые поверхности жилы, отделяющие ее от вмещающих горных пород. Нередко термин «зальбанды» распространяется на прилегающие к жиле небольшие по мощности зоны вмещающих пород, когда в этих зонах концентрируются рудные минералы;
  • • путем метасоматического преобразования вмещающих пород. В этом случае гидротермальные растворы, просачиваясь вдоль тонких (часто капиллярных) трещин, взаимодействуют с минералами вмещающих пород, обусловливая процесс метасоматоза. Формируются зоны - гидротермальные жилы, минеральный состав которых отличается от состава вмещающих пород. Рост минералов здесь происходит от осевой части жилы (капиллярной трещины) в сторону вмещающей породы, т. е. от центра к периферии - конкреционный тип отложений. Контакты таких жил с вмещающими породами нечеткие, расплывчатые.

По температуре образования среди гидротермальных отложений выделяют:

  • • высокотемпературные (гипотермальные) ~ 300-400 °С;
  • • среднетемпературные (мезотермальные) ~ 150-350 °С;
  • • низкотемпературные (эпитермальные) - менее 200 °С.

В зависимости от источника растворов и области минералообразова- ния гидротермальные отложения подразделяются на три типа - плутогенный (связанный с интрузивным магматизмом), вулканогенный и телетер- мальный.

Плутогенный тип. Гидротермы связаны с магматическими очагами. Минералообразование происходит в глубинных частях земной коры, часто недалеко от материнской интрузии (рис. 2.5). Образуются минералы преимущественно высоко- и среднетемпературной гидротермальной минерализации.

Гидротермальное минералообразование по плутогенному типу [5]

Рис. 2.5. Гидротермальное минералообразование по плутогенному типу [5]

К рассматриваемому 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, калиевый полевой шпат.

К среднетемпературному плутогенному типу относятся карбонатные и кварц-карбонатные жилы с минералами Ag, Со, Ni, Bi, U (Рудные Горы в Чехии и Германии). Сюда же включают минерализацию Co-Ni-As формации (Хову-Аксы, Тува), Ag-Co-Ni формации (Онтарио, Канада). Среднетемпературными являются многочисленные полиметаллические (Zn, РЬ, Си, часто с Ag) месторождения (Рудный Алтай, Забайкалье, Северный Кавказ) и полиметаллическая минерализация, наложенная в гидротермальную стадию на скарны - Тетюхе (Приморье). К средневысокотемпературным относятся золотокварцевые месторождения Якутии, Северо-Востока России.

Вулканогенный тип. Ассоциации минералов формируются за счет гидротерм, связанных с близповерхностными магматическими очагами, нередко имеющими выход на поверхность (вулканами). Существенная роль в формировании таких гидротерм принадлежит метеорным водам. Минералообразование идет в близповерхностных условиях, т. е. при быстром снижении температуры и частых тектонических подвижках, способствующих резкому уменьшению давления. Это 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 в рассматриваемом генетическом типе минералооб- разования представляют колчеданные залежи субмаринного происхождения. Источником рудного вещества здесь является вулканический материал (пепел, газы), отлагающийся на дне морей вблизи действующих вулканов или выносимый при подводных извержениях. В дальнейшем рудное вещество перераспределяется под воздействием низкотемпературных растворов, циркулирующих в таких вулканогенно-осадочных толщах. Колчедан - общее название руд, состоящих преимущественно из сернистых (сульфидных) минералов. Submarine geology - подводная геология.

Примеры вулканогенных гидротермальных образований:

  • • кварц-халцедоновые жилы с золотом (Балей, Забайкалье);
  • • оловоносные и олово-висмутовые жилы (Приморье);
  • • медно-порфировое и молибденовое оруденение в кварцевых порфирах или близповерхностных гранитах (Сорское месторождение, Хакасия);
  • • колчеданные залежи субмаринного характера, иногда с золотосодержащим пиритом (Урал);
  • • антимонит-вольфрамитовые жилы (Зопхито, Северный Кавказ);
  • • кратерно-озерные отложения серы с реальгаром As4S4, аурипиг- ментом AS2S3.

Телетермальный тип. Эти гидротермальные образования не имеют видимой связи с магматизмом. Принято считать, что отложения сформированы растворами, далеко ушедшими от непосредственного источника. Такая минерализация нередко приурочена к зонам глубинных разломов. Обычно жилы телетермального типа просты по химическому составу. К этому типу относятся месторождения ртути (минерал киноварь HgS), сурьмы (минерал антимонит Sb2S3), сурьмяно-ртутные, часто присутствуют минералы мышьяка (арсенопирит FeAsS, реальгар As4S4 и др.) - 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.

Гидротермальные метасоматиты. Это особый случай гидротермального минералообразования. Характеризуется формированием обширных ореолов метасоматически измененных вмещающих пород на путях движения гидротерм. Не следует путать эти ореолы с гидротермальными жилами, образовавшимися путем метасоматоза по тонким капиллярным трещинам. Жила по морфологии представляет собой геологическое тело, развитое в двух направлениях - по длине и ширине. Морфология метасо- матических ореолов самая разнообразная. Они занимают весь объем вмещающих пород, что позволяет использовать их как критерий для поиска гидротермальных жил. Охарактеризуем некоторые часто встречаемые в природе процессы формирования гидротермальных метасоматитов.

Образование вторичных кварцитов. Когда обогащенные летучими компонентами (HF, SO2, НС1) кислые растворы взаимодействуют с алюмосиликатными породами в близповерхностных условиях, происходит вынос щелочей, кальция и других компонентов этих пород. На месте остаются лишь самые инертные - кремнезем, глинозем, окись титана. Так на месте кислых эффузивов возникают вторичные кварциты - близ- проверхностные аналоги грейзенов. Они имеют зональное строение, а в наиболее «проработанных» участках за счет избытка глинозема образуются корунд А1203, диаспор АЮ(ОН). Затем формируется зона андалузита Al2[0/Si04] (или силлиманита Al2[0/Si04]3), которая сменяется обогащенными кварцем породами, напоминающими обычные кварциты. В наименее прогретых участках образуются каолинит АЦБцОш] [ОН]8, пирофиллит Al2[Si40io](OH)2, серицит (тонкочешуйчатая разновидность мусковита KAl2[AlSi3Oi0] [ОН]2), алунит KA13(S04)2(0H)6. Именно таким образом сформировалось месторождение поделочного пирофиллита в Туве.

Серицитизация. Этот процесс представляет собой низкотемпературный аналог грейзенизации - воздействие на алюмосиликатные породы пневматолитово-гидротермальных растворов, отделившихся при кристаллизации гранитной магмы. Сопровождается образованием большого количества серицита (греч. serikys - шелковый, по характерному шелковистому блеску) - мелкочешуйчатой разновидности мусковита. Данный минерал формируется за счет алюмосиликатов вмещающих пород, прежде всего полевых шпатов.

Эпидотизация. Низкотемпературное гидротермальное метасо- матическое изменение, характерное для тектонических зон дробления (пути движения растворов) силикатных пород, обогащенных кальцием. За счет высокого содержания этого компонента в значительных количествах образуется эпидот Ca2FeAl2[Si04][Si207]0(0H). Измененные в ходе процесса породы приобретают характерный для данного минерала зеленоватый оттенок, а иногда формируются породы, почти полностью состоящие из мелкозернистого эпидота - эпидозиты. Процесс широко распространен при изменении плагиоклазов основных магматических пород.

Березитизация. Гидротермальное метасоматическое изменение алюмосиликатных пород, при котором образуется ассоциация серицит + кварц + пирит + анкерит CaFe[C03]2. Процесс нередко сопровождает гидротермальные месторождения золота; назван по Березовскому месторождению на Урале. Пирит здесь бывает золотосодержащим. Иногда березитизация является поисковым признаком на вольфрамовое, молибденовое и медное оруденение.

Лиственитизация. Гидротермальное низкотемпературное метасоматическое изменение ультраосновных пород, при котором образуются кварц-карбонатные метасоматиты с ярко-зеленой хромсодержащей слюдой - фукситом KaAl2[AlSi3Oio] (ОН)2. Обычна примесь рудных минералов - пирита и гематита. Нередко листвениты сопровождают гидротермальное золотое оруденение.

Хлоритизация. Чрезвычайно широко распространенное гидротермальное метасоматическое изменение пород, сопровождающее многие низкотемпературные гидротермальные жилы. Хлорит (Мп,А1)6(ОН)8 (Si,Al)2 (греч. хлорос - зеленый, за окраску) образуется преимущественно за счет биотита.

Серпентинизация, оталькование. Г идротермальное метасоматическое изменение ультраосновных пород. Может быть автометаморфическим, но может протекать и при воздействии гидротермальных растворов, связанных с более поздними, обычно кислыми, интрузиями. Характерно образование значительных количеств серпентина Mg6[Si4Oi0] [ОН]8 и талька Mg3[Si4Oio][OH]2.

Пропилитизация. Это сложный комплекс гидротермальных метасоматических изменений вулканических пород в областях активного вулканизма. Связан с изменением состава гидротермальных растворов от кислых до щелочных. Главные минералы пропилитов - альбит, хлорит, кальцит, пирит, кварц. Обычны пренит Ca2Al(Al,Si3Oio)(OH)2, эпид от, ак- тинолит Ca2(Mg,Fe)5(OH,F)2(Si4On)2, серицит, адуляр KAlSi308 (разновидность полевого шпата), цеолиты. Г[осле пропилитизации часто образуются секущие кварцевые жилы или зоны окварцевания, сопровождающиеся кварц-пирит-серицитовыми и другими метасоматитами. Наблюдаются переходы от пропилитов к вторичным кварцитам.

Цеолиты - группа минералов подкласса каркасные силикаты. Как правило, в состав кристаллической структуры цеолитов входит вода, называемая цеолитной.

Кроме перечисленных выше к низкотемпературным гидротермальным метасоматическим изменениям вмещающих пород относятся процессы, названия которых происходят от названия минерала (класса, группы минералов), образующегося в значительных количествах. Это карбонати- зация, окремнение, каолинизация, алунитизация и т. п.

Гидротермальные метасоматиты имеют самостоятельное значение как полезные ископаемые. Например, месторождения нерудного сырья - каолиниты для фарфоровой промышленности, талька - для использования в медицине, пирофиллита - поделочный камень и т. д.

В целом гидротермальная минерализация обусловливает формирование промышленных концентраций многих полезных компонентов. Из месторождений данного генетического типа добывается около 70 % мировой добычи молибдена, вольфрама, олова; 50 % добычи меди и многое другое. Минералы гидротермальных ассоциаций приведены в прил. 1.8.

Метаморфические процессы. Метаморфизм (греч. metamorphoomai - преображаюсь, подвергаюсь превращению) - изменения строения, минерального и химического состава горных пород в земной коре и мантии под воздействием флюидов, температуры и давления. Обусловлены эти изменения совокупностью процессов приспособления подвергающейся метаморфизму породы (протолита) к новым термодинамическим условиям, отличным от первоначальных условий ее образования.

Региональный метаморфизм. Название связано с тем, что изменениям подвергаются большие области (регионы) горных пород. Основными факторами, определяющими степень метаморфизма, являются температура, литостатическое давление, наличие флюидов и их давление - давление жидкости и газов в трещинно-поровом пространстве массива горных пород. Верхний температурный предел - интервал ~ 700-1 200 °С - температура плавления в зависимости от состава и других параметров, подвергающейся метаморфизму породы. Литостатическое давление значительно колеблется, достигая десятков тысяч атмосфер на больших глубинах. Давление флюидов (флюидное давление) в верхних слоях земной коры при открытом на дневную поверхность трещинно-поровом пространстве определяется весом столба жидкости, т. е. изменяется с глубиной по гидростатическому закону. Для участков локально закрытого или резко изменяющегося объема трещинно- порового пространства, либо изменяющейся проницаемости горных пород оно может быть больше веса столба жидкости для данной глубины.

Приведем общие тенденции в процессах минералообразования при региональном метаморфизме:

  • • с увеличением температуры уменьшается роль воды и двуокиси углерода в образовании минералов;
  • • возрастание давления обусловливает увеличение плотности образующихся минералов.

Состав образовавшихся при метаморфизме пород является относительно стабильным в границах определенных значений температуры и давления. В соответствии с этим введено понятие «фация метаморфизма» («метаморфическая фация») - совокупность метаморфических горных пород различного состава, отвечающих определенным условиям образования по отношению к основным факторам метаморфизма (рис. 2.6). Впервые это понятие сформулировано финским геологом Пентти Эскола (1883— 1964) в начале XX века.

Название фации обычно соответствует названию главных типов метаморфических пород, устойчивых в данных термодинамических условиях. Обозначаются они также по названию типичных метаморфических минералов и их парагенезисов, например - ставролитовая, андалузитовая, силлиманитовая, кианитовая и др.

Укажем фации регионального метаморфизма широко распространенных в природе алюмосиликатных пород [33; 46]:

  • • цеолитовая фация низких температур (100-300 °С) и низких давлений ((0,1-2)хЮ8 Па) с развитием минералов группы цеолитов наряду с глинистыми минералами, карбонатами, кварцем и др. Типичные представители пород - глинистые сланцы, серпентиниты;
  • • фация зеленых сланцев (250-450 °С и (0,5-3)х108 Па), представленная широким развитием хлоритов, серпентина, талька, эпидота, серицита, кварца, карбонатов. Типичные породы - различные зеленые сланцы;
  • • амфиболитовая фация (450-700 °С и (2-6)х108 Па) с обычными роговообманково-плагиоклазовыми ассоциациями. Типичные породы - разнообразные кристаллические сланцы, гнейсы, амфиболиты;
  • • гранулитовая фация (650-1 000 °С и (5—15)х 108 Па), устанавливаемая по присутствию ряда минеральных ассоциаций (силлиманит + ортоклаз; гиперстен + ортоклаз; силлиманит + гиперстен и др.). В этих условиях не могут существовать минералы, содержащие воду. Поэтому для данной фации обычны плотные и тяжелые породы. Типичные породы - гранулиты и эклогиты.

Кроме перечисленного нормального ряда фаций регионального метаморфизма с тенденцией непрерывного увеличения температуры и давления с глубиной, выделяется глаукофановая фация, характеризующаяся сравнительно низкими температурами (300-450 °С) и высокими давлениями (4-10)хЮ8 Па. В вещественном составе преобладают специфические минералы высоких давлений (глаукофан, лавсонит и др.). Типичные породы - голубые (глаукофановые) сланцы.

Минералы фаций регионального метаморфизма приведены в прил. 1.9.

Иллюстрация к понятию «фация метаморфизма» [33]

Рис. 2.6. Иллюстрация к понятию «фация метаморфизма» [33]. Цифрами внутри поля диаграммы обозначены различные метаморфические фации. Сплошные и пунктирные линии внутри поля диаграммы - термодинамические границы устойчивости метаморфических фаций. Флюидное давление (Рн2о = 1000 бар) - для данной диаграммы величина постоянная

Региональному метаморфизму подвергаются не только наиболее широко распространенные алюмосиликатные, но и любые другие породы. Укажем типичные минералы этого типа метаморфизма других (не алюмосиликатных), но также широко распространенных в природе пород.

Карбонатные породы. При метаморфизме известняков (реже доломитов) образуются мраморы (греч. marmaros - блестящий) - кристал- лически-зернистая мономинеральная метаморфическая порода, состоящая из кальцита. Когда исходная карбонатная порода содержит значительное количество доломита (обогащена Mg), а также прослои песка, глин, то при метаморфизме образуются кальцифиры - породы, состоящие из кальцита и магнезиальных минералов, аналогичные по ассоциации магнезиальным скарнам. Типичная парагенетическая ассоциация - кальцит, форстерит, диопсид, флогопит.

Кремнистые и железистые осадочные породы. При метаморфизме этих геологических образований формируются железистые кварциты (джеспилиты) - тонкослоистые породы, состоящие в основном из магнетита, гематита и кварца. Иногда встречается щелочной амфибол и некоторые железистые силикаты, например фаялит. Такие образования характерны для высокой стадии метаморфизма и на всем земном шаре приурочены к докембрийским образованиям. В России это руды Курской магнитной аномалии, на Украине - Кривой Рог, в США - месторождения Верхнего Озера.

При метаморфизме осадков с высоким содержанием А1203 (бокситы, древние коры выветривания латеритного типа) возникают высокоглиноземистые продукты - андалузит-кианитовые сланцы (иногда с диаспором), силлиманитовые сланцы, а также корундсодержащие породы (в основном за счет бокситов) - наждаки. Наждак - горная порода, представляющая собой ассоциацию мелких зерен корунда с другими минералами.

При метаморфизме древних россыпей образуются месторождения типа Витватерсранд (ЮАР) - с уранинитом, самородным золотом - мета- морфизованные золотоносные конгломераты.

При метаморфизме продуктов разложения организмов образуются каменные угли, антрациты, шунгиты (метаморфические породы, содержащие скрытокристаллический углерод), переходящие затем в графит. Минералы железистых кварцитов и наждаков представлены в при л. 1.10.

Контактовый метаморфизм (ороговикование). В общем случае контактовый метаморфизм - изменение минерального состава и/или перекристаллизация минералов горной породы на ее контакте с внедрившимся магматическим телом. Изменение минерального состава горной породы происходит за счет привноса и выноса компонентов флюидами. Такие процессы минералообразования называются контактово-метасоматическими (см. пневматолитово-гидротермальные и метасоматические процессы). Здесь рассмотрен вариант взаимодействия сред «магма - вмещающие породы», когда основной фактор минералообразования и перекристаллизации - температурное воздействие магмы. При таком типе контактового метаморфизма (иногда его определяют как контактово-термальный) образуются роговики - плотные, тонкозернистые горные породы. Минералообразование происходит без изменения химического состава подвергающейся метаморфизму породы, т. е. в данном случае метаморфизм является изохимическим. Отсюда химический состав вновь образованных минералов роговиков полностью определяется химическим составом минералов подвергающихся метаморфизму пород.

Карбонатные породы превращаются в контактовые мраморы. Отличие этих мраморов от мраморов, образующихся при региональном метаморфизме, - тонкозернистое строение. По мере увеличения в карбонатных породах глинистой составляющей (переход к мергелям) образуются роговики с волластонитом, оливином, шпинелью и карбонатами.

Глинистые породы превращаются в роговики, содержащие кордие- рит, андалузит, силлиманит, гранат, биотит, полевые шпаты.

Базальты и их туфы, а также граувакки переходят в роговики с пи- роксенами, основным плагиоклазом, роговой обманкой. Граувакка - темноцветная осадочная горная порода, состоящая из мелких слабо окатанных обломков главным образом метаморфических и магматических пород.

Высокоглиноземистые породы, как и при региональном метаморфизме, преобразуются в наждаки.

Наиболее низкотемпературными образованиями являются мускови- товые роговики; при средних температурах образуются амфиболовые роговики. При более сильном прогреве в роговиках появляются пироксены. Для самых высокотемпературных пород контактово-термального метаморфизма характерны спуррит (сперрит) Ca5(Si04)2(C03) и мервинит Ca3Mg(Si04)2, образующиеся по карбонатным и силикатно-карбонатным породам. Минералы этого типа метаморфизма приведены в прил. 1.11.

 
Посмотреть оригинал
< Пред   СОДЕРЖАНИЕ   ОРИГИНАЛ     След >