Лекция Пегматитовый процесс 2 страница

Фенитами называют любые силикатные породы (граниты, гнейсы, амфиболиты, эффузивы, песчаники.) подвергшиеся интенсивному контактово-метасоматическому изменению под воздействием щелочных метасоматических растворов, возникающих при эволюции щелочных магматических расплавов.

Фениты образуют вокруг крупных массивов щелочных пород контактовые ореолы в несколько десятков и сотен м. Строение ореолов зональное. Кроме того, они встречаются внутри щелочных массивов и в виде пятен среди вмещающих пород на удалении 1 - 2 км от контакта.

Альбитизация в природе проявляется в ходе развития ряда процессов. Так, она уже отмечалась как поздняя стадия пегматитообразования, накладывающаяся на пегматиты, а также поздняя стадия процессов фенитизации. Здесь же имеется в виду процесс, при котором возникают апограниты.

Образование апогранитов вызывается воздействием щелочных Na метасоматоз дистиллятов гранитной магмы, накапливающихся в верхней застывшей части интрузива, на ранее образовавшийся гранит. Именно с апогранитами связаны крупнейшие в мире месторождения Nb и Та в Сев. Нигерии, поставляющие до 80% Nb в капиталистические страны. Апограниты также источники Li, Rb, Be, Tr, Zr, Hf.

Грейзенами называют контактово-метасоматические породы существенно кварц-слюдистого (мусковит, иногда циннвальдит K(Li,Fe,Al)₃ [AlSi₃O₁₀] (OH,F)₂) состава часто с топазом, флюоритом, турмалином, ПШ и бериллом, вольфрамитом, касситеритом, молибденитом, висмутином (Bi₂S₃), реже танталитом (Fe, Mn) Ta₂O₆ и колумбитом (Fe, Mn) Nb₂O₆.

Они образуются при взаимодействии высокотемпературных пневмато- и лито-гидротермальных растворов, богатых F и Cl (отделившихся при кристаллизации гранитной магмы) с алюмосиликатными породами - гранитойдами, кислыми и средними эффузивами, песчаниками, сланцами.

Образуются эндогрейзены (в самой интрузии) и экзогрейзены во вмещающих породах (рис. 3.11).

Рис. 3.11 Схема геологического залегания грейзенов

Грейзенизация занимает промежуточное положение между кристаллизацией пегматитов и образованием гидротермальных жил за счет конденсации летучих исходных магмы. Грейзенизация развивается на глубинах 1-5 км при Р = 250-1300 кг/см², судя по газово-жидким включениям Р ~ 2000-2500 кг/см², Т - 500-300^оС, т.е. в основном отвечает надкритическому состоянию растворов, находящихся в виде плотных высококонцентрированных флюидов.

Грейзенизация на более поздних стадиях переходит в типичный гидротермальный процесс, характеризующийся образованием оловянно-кварцевых, вольфрамово-кварцевых жил. Они секут грейзены, образуя сложную сетку многочисленных прожилков, получивших название штокверков. Грейзены вместе с рудными жилами представляют часто промышленный интерес, как источник Sn, Bi, W, Mo, Be, Li и TR. Крупные грейзены - в Казахстане, Забайкалье.

Образование скарнов. Скарнами называют известково-магнезиально-железистые силикатные породы, образующиеся при контактово-метасоматических процессах. Они возникают на контакте изверженных пород (чаще гранитов, но могут и щелочных, и ультраосновных) с вмещающими карбонатными породами.По составу скарны делят на известковые и магнезиальные.

Известковые (кальциевые) образуются по известнякам, в качестве основных минералов содержат пироксены ряда диопсид-геденбергит, гранаты ряда гроссуляр-андрадит, волластонит, везувиан (табл. 1.3).

Таблица 1.3 - Минералы кальциевых скарнов

Минералы- индикаторы	Главные минералы	Второстепенные и редкие минералы
Гроссуляр-андрадит	Гроссуляр- андрадит	Актинолит	Касситерит	Галенит
Диопсид-геденбергит	Диопсид- геденбер­ гит	Волластонит	Магнетит	Сфалерит
Скаполит	Скаполит	Хлорит	Шеелит	Пирротин
Везувиан	Везувиан	Кальцит	Молибде- нит	Апатит
Эпидот	Эпидот	Кварц	Пирит	Цатолит
Кальцит			Кобальтин Халькопи- рит	Данбурит Флюорит

Магнезиальные развиваются по доломитам, для них характерны богатые Mg минералы: форстерит, дипсид, шпинель (MgAl₂O₄), флогопит, иногда периклаз (MgO) (табл. 3.4). Известны и магнезиально-известковые скарны по переслаивающимся толщам доломитов и известняков. Глубина образования скарнов от 1-1,5 до 30-40 км, оптимальная 12-15 км, Р~ 3000-4000 кг/см², Т^о - 850-650^оС - для магнезиальных скарнов и 800-400^оС - для известковых, хотя для тех и других может доходить до 1000^оС.

Таблица 1.4 Минералы магнезиальных скарнов

Минералы- индикаторы	Главные минералы	Второстепенные и редкие минералы
Форстерит	Форстерит	Шпинель
Диопсид	Диопсид	Магнетит
Апатит (большие хорошие кри­	Флогопит	Апатит
сталлы, голубые, зеленые, кир-	Скаполит	Актинолит
пично-бурые)Шпинель (черная и	Кальцит	Хондродит (норбергит)
розовая) Хондродит		Лазурит Людвигит

Скарны могут залегать либо в зоне непосредственного контакта интрузивных тел с карбонатными породами (рис. 3.12), либо во вмещающих породах на незначительном удалении от ин­трузий (не более 200-400 м). Размер скарновых тел изменяется от 200-500 м до 1,5-2,5 км по простиранию при мощности от 10-60 до 200 м.Преобладающая масса скар­нов развивается биметасоматически, но оруденелые скарны чаще образуются контактово- инфильтрационным путем при мощном воздействии послемагматических растворов в трещинных зонах. Изучение процессов скарнообразования позволило выделить Д.С.Коржинскому эмпирические ряды подвижных элементов.

Рис. 3.12 Схема геологического залегания скарнов

Так SiO₂, Al₂O₃, TiO₂ - ведут себя инертно, т.е. в заметных количествах не привносятся и не выносятся растворами, но миграция их идет.

Н₂О, СО₂, Na₂O, K₂O, S, F, иногда СаО, С1, MgO, FeO, MnO выступают в качестве вполне подвижных компонентов. Но эти ряды не догма, в зависимо­сти от состава исходных пород возможны изменения.

Различают экзоскарны, образовавшиеся за счет известняков и эндоскар- ны, возникшие за счет гранитов. В эндоскарнах SiO₂ обладает относительно большой подвижностью, в результате чего возрастает A1₂O₃/SiO₂ и происходит десилификация, что дает месторождения корунда. В экзоскарнах - полный вы­нос СО₂ и 20% СаО, привнос SiO₂, A1₂O₃, Fe₂O₃, а позднее - F, Cl, B, Mo, Zn, Ag, Au, Co, As, Bi (в исходных известняках их не было).

Со скарнами связаны промышленные месторождения Fe (магнетита), Pb, Zn, Mo, Co, Au, W (шеелит) и др.

6Лекция ГЕНЕЗИС И ГЕНЕТИЧЕСКИЕ ПРИЗНАКИ МИНЕРАЛОВ В СКАРНАХ

Скарновые (контактово-метасоматические) породы и месторож­дения, связанные с ними, возникают на контактах химически разнородных пород при участии постмагматических растворов преимущественно путем метасоматоза. Метасоматозом в настоящее время называют замещение породы с изменением ее хими­ческого состава и структуры, при котором почти одновременно происходит растворение старых минералов и образование новых, так что порода постоянно остается твердой. Короче говоря, метасоматоз— это метаморфизм с изменением химического со­става.

В результате контактово-метасоматического процесса образуются прежде всего породы, состоящие в основном из гранатов и пироксенов, названные еще в 1882 г. шведским ученым А. Тёрнебомом скарнами (от шведского слова «скарн» — пустая порода). Поэтому коптактово-метасоматический процесс часто называют скарновым.

Скарновый процесс очень сложный, многостадийный, приводящий к образованию не только простых (безрудных) скарнов — пироксенгранатовых пород, но и сложных (обычно рудных) скарнов, являющихся месторождениями полезных ископаемых.

Скарновые месторождения могут иметь большое промышлен­ное значение как источники руд железа, вольфрама, молибдена, меди, цинка, свинца, золота, кобальта, мышьяка, олова, бора, бериллия и других металлов. В контактово-метасоматических об­разованиях могут формироваться также месторождения ряда не­металлических полезных ископаемых (флогопита, корунда и др.).

Среди многочисленных советских исследователей контактово-метасоматических образований, создателей современной тео­рии скарнообразования и минералогии скарновых месторождений, выделяются имена А. Н. Заварнцкого, Д. С. Коржинского, П. П. Пилипенко, Н. А. Смольянпнова и др., зарубежных ученых— В. Гольдшмидта, В. Линдгрена и др.

УСЛОВИЯ И СПОСОБЫ ОБРАЗОВАНИЯ МИНЕРАЛОВ ПРИ КОНТАКТОВО-МЕТАСОМАТИЧЕСКОМ ПРОЦЕССЕ

Контактово-метасоматический процесс происходит на сравнительно небольших и средних глубинах земной коры (1—3 км), в приконтактовых областях интрузивов с вмещающими обычно карбонатными породами и является одним из важнейших постмагматических процессов. Ему обычно предшествует нормальный контактовый метаморфизм (термометаморфизм) пород при внедрении в них магматического расплава. Вмещающие породы под влиянием высокой температуры в результате перекристаллизации преобразуются в новые контактовые породы. В результате, например, глинистые сланцы превращаются в контактовые роговики, песчаники — в кварциты, известняки — в мраморы. Затем на контакте интрузивной породы и вмещающих пород под влиянием газовых, газоводных и водных растворов развивается сложный, многостадийный контактово-метасоматический процесс. Происходит взаимообмен химическими компонентами (CaO, MgO, SiіОг и др.) между контактирующими разнородными породами, интенсивный привнос одних химических элементов и их соединений в область контакта и вынос других. Новые минералы как продукты разнообразных химических реакций метасоматически развиваются не только во вмещающих (в области экзоконтакта), но и в интрузивных породах (в обла­сти эндоконтакта), распространяясь в них на протяжении от нескольких сантиметров до десятков и сотен метров от плоскости контакта.

Главными факторами минералообразования при контактовом процессе являются следующие.

1. Химический состав и физико-механические свойства вмещающих и интрузивных пород. Известно, что наиболее сложные по составу и строению скарны развиваются на контактах сред-некислых пород (гранодиоритов, кварцевых диоритов, монцони-тов) с известняками, доломитами и богатыми кальцием и магнием эффузивными породами. Большая или меньшая пористость и трещиноватость пород также влияет на интенсивность минералообразования и формы минеральных тел.

2. Химический состав постмагматических (газовых, флюидных и водных) растворов, циркулирующих в зоне контакта. Преобладают в них вода и летучие компоненты. Важную роль иг­рают изменения концентрации кислорода, серы и щелочей.

3. Физико-химические факторы. Температура. Минералообразование при контактовом процессе, по последним данным, происходило, видимо, в условиях падения температуры от 900° до 100—50°.

Давление, обусловленное литостатическим давлением выше­лежащих пород, играет сравнительно второстепенную роль. Оно препятствует удалению летучих из области контакта, влияет на температуру кристаллизации минералов.

Режим кислотности — основности постмагматических растворов— очень важен в минералообразовании на пневматолитовом и гидротермальном этапах скарнового процесса. В соответствии с ходом кислотно-основной эволюции растворов выделяются ранняя (щелочная), кислотная (выщелачивания) и поздняя (щелочная) стадии постмагматического процесса.

Большое значение имеют окислительно-восстановительные условия среды образования минералов, особенно железа и других элементов с меняющейся валентностью.

Существует две основные гипотезы образования скарнов: стадийная, наиболее полно обоснованная П. П. Пилипенко [28], и контактово-реакционная, развиваемая Д. С. Коржинским.

Большую роль в создании современных представлений о скарнообразовании сыграла гипотеза стадийного образования скарнов скарнирующими растворами, отщепляющимися от магматического очага и приносящими главную массу вещества и минерализаторов. Разнообразие минерального состава и зональность скарнов объясняются изменением состава привносимых веществ. Наиболее полно эта гипотеза была разработана П. П. Пилипенко в его монографии «Скарны и оруденение», опубликованной в 1939 г. В этой работе он писал: «... под скарнами будем понимать контактные образования (породы или иные минеральные ассоциации), выделяющиеся на границе между магмой и известняками, реже другими породами в форме пластообразных залежей, труб или жил, путем метасоматиче-ского, реже конкреционного отложения продуктов газоводной дестилляции магмы в виде известково-железистых и железо-магнезиальных силикатов, иногда окислов железа и сульфидов» [28, с. 5].

П. П. Пилипенко предложил парагенетическую и геохимическую схему развития скарнового процесса при постепенном понижении температуры, разделив его на шесть фаз метасоматоза:

1-ая фаза кремниевого (Si) метасоматоза (диопсид).

2-ая фаза алюмокремниевого (Si, А1) метасоматоза (гроссуляр, андрадит, геденбергит).

3-я фаза галоидного (С1) метасоматоза (скаполит).

4-ая фаза железного (Fe³+, Ғ²⁺) метасоматоза (гематит I, магнетит I ).

В течение этих фаз (1200—750°) образуются так называемые «сухие» скарны, состоящие из минералов, в состав которых не входит вода. В последующие фазы формируются «водные» скарны, состоящие из минералов с конституционной водой.

5-ая фаза (750—400°) флюидоводного (W, С!, ОН, С0₂, Ғе³+, Ғе²+) метасоматоза (шеелит, эпидот, дашкесанит и другие роговые обманки, кальцит, магнетит II).

6-ая фаза (400—250°) сульфидного метасоматоза с тремя подфазами: подфаза мышьяково-серного (As, Bi, Со, S, Те) метасоматоза (арсенопи-рит, кобальтин, висмутин, тетрадимит, золото I, пирит I);

подфаза железо-медного (Fe²+, Си, S, Mo, Zn) метасоматоза (магнетит III, гематит II, золото II, пирротин, пирит II, халькопирит, сфалерит I, молибденит);

подфаза свинцово-цинкового (Zn, Pb, Fe²+) метасоматоза (сфалерит II, галенит, пирит III).

Эта гипотеза образования скарнов, предложенная П. П. Пилипенко много лет назад, должна сейчас восприниматься критически, с учетом огромного фактического материала, накопленного при изучении новых скарновых месторождений. Например, следует добавить такие типоморфные рудные минералы, как борат людвигит — в 4-ую фазу, бериллиевый силикат гельвин — в 5-ю фазу, шеелит второй генерации — в железо-медную подфазу 6-ой фазы.

В схеме П. П. Пилипенко имеются неясные и спорные места. Сам автор отмечает / схематичность своих представлений и указывает на возможность выпадения или совмещения отдельных фаз метасоматоза в зависимости от геологических и физико-химических условий.

В течение нескольких десятков лет Д. С. Коржинским разрабатывается гипотеза контактового реакционно-метасоматического образования скарнов, сущность которой кратко сводится к следующему.

Контактово - метасоматический процесс протекает на контакте химически разнородных пород, например гранитоидов и известняков (рис. 31), при условии наличия в них поровых постмагматических растворов. Последние содержат разнообразные химические компоненты, обладающие различной (дифференциальной) подвижностью. Одни, обычно инертные, — ма­лорастворимые и медленно диффундирующие (А1₂0₃, Si0₂, СаО и др.), другие, вполне подвижные, — хорошо растворимые и быстро диффундирующие (Н₂0, С0₂, К₂0, Na₂0, Fe, F и др.). Подвижность некоторых компонентов зависит от состава вмещающих пород. Например, в контактах с известняками СаО инертен, a MgO подвижен, в контактах с доломитами, наоборот, MgO инертен, а СаО подвижен.

Скарны образуются путем метасоматоза, который бывает двух типов — диффузионный и ннфильтрационный.

Диффузионный метасоматоз заключается в передвижении компонентов в неподвижном поровом растворе из участков с высокой их концентрацией к местам с низкой концентрацией. В результате диффузионного метасоматоза, происходящего при встречном передвижении компонентов, прежде всего кремния и кальция, между контактирующими силикатными и карбонатными породами и называемого поэтому биметасоматозом, образуются простые, обычно безрудные скарны, Для них характерна диффузионная метасоматическая зональность минералов, отличающихся переменным составом.

Инфильтрационный метасоматоз осуществляется переносом компонентов движущимися поровыми растворами и приводит к образованию сложных рудных скарнов жильного типа. При этом большое значение имеет фильтрационный эффект, заключающийся в том, что при прохождении растворов через горные породы, играющие роль полупроницаемых перегородок, одни компоненты растворов могут отставать от других. Благодаря этому в скарнах возникает инфильтрационная метасоматическая зональность минералов с постоянным составом.

Состав биметасоматических скарнов определяется инертными компонентами и прежде всего SiO₂, А1₂0з и СаО или MgO. Для изучения парагенезиса минералов (парагенетического анализа) в контактово-метасоматических образованиях Д. С. Коржинский применил равнокатетные треугольники (см. рис. 34), на вершинах которых находятся инертные компоненты. На сторонах треугольника и внутри него располагаются соответствующие минералы, образующиеся при определенных соотношениях инертных компонентов. Последовательность биметасоматических зон изображается закономерной кривой.

Биметасоматическая гипотеза контактового процесса и па-рагенетический анализ образующихся при этом минеральных ассоциаций разрабатывались Д. С. Коржинским при изучении медносульфидных скарнов на Урале. Используя парагенетиче-ский анализ, он предсказал открытие флогопитовых месторождений в Сибири. Тем не менее эта гипотеза требует дальнейшего развития, особенно в отношении рудных минералов. В ней слабо учитывается количественная сторона явлений, не дается полной картины эволюции (стадийности) скарнового процесса, имеются противоречия и несоответствия между физико-химическими и математическими положениями гипотезы и наблюдаемыми в природе фактами.

Обе гипотезы образования скарнов, не исключающие, а дополняющие одна другую, являются крупными достижениями нашей геологической науки. Вторая гипотеза помогает изучению ранних стадий скарнового процесса, когда значительную роль играет биметасоматоз; первая необходима для познания более поздних стадий процесса, характеризующихся нарастанием привноса веществ, обеспечившим рудообразование в скарнах. Эти гипотезы послужат фундаментом для создания в будущем единой теории очень сложного, многостадийного контактово-метасоматического процесса.

В связи со сложностью скарнового процесса, в ходе его Минералы образуются различными способами. Наиболее обычным является метасоматический способ и перекристаллизация. В открытых полостях минералы выделяются путем свободной кристаллизации.

7 Лекция ГЕНЕЗИС И ГЕНЕТИЧЕСКИЕ ПРИЗНАКИ МИНЕРАЛОВ В ПНЕВМАТОЛИТО-ГИДРОТЕРМАЛЬНЫХ И ГИДРОТЕРМАЛЬНЫХ ОБРАЗОВАНИЯХ

Разнообразные по составу метасоматиты и рудные жилы сложены минералами пневматолитового и гидротермального происхождения. Пневматолитовый процесс (от греч. «пнеума» — газ, пар)—это процесс минералообразования, происходящий при активном участии газо- и парообразной фазы, состоящей прежде всего из паров воды. В условиях больших давлений при температуре около 400 °С пары воды сгущаются в гидротермы (горячие водные растворы). Процесс образования минералов из горячих минерализованных растворов называют гидротермальным. Таким образом, пневматолитовый процесс обычно предшествует гидротермальному. Они тесно взаимосвязаны и могут дать одинаковые минералы. Кроме того, пневматолитовые образования встречаются гораздо реже гидротермальных жил и почти не образуют самостоятельных месторождений. Поэтому в учении о месторождениях полезных ископаемых пневматолитовые образования рассматриваются вместе с высокотемпературными гидротермальными, как грейзеновые. Некоторые ученые (Д. С. Коржинский и др.) вообще отрицают возможность пневматолиза на больших глубинах.

В настоящей главе рассматриваются генезис и генетические признаки минералов в пневматолито-гидротермальных альбититах и грейзенах и в гидротермальных рудных жилах. Первые образуются из надкритических газо-водных (флюидных) растворов при температурах от 500 до 350 °С, вторые — из горячих водных растворов при температурах от 400 до 50 °С.

Практическое значение перечисленных минеральных образований чрезвычайно велико. В гидротермальных жилах заключены руды цветных (меди, свинца, цинка, сурьмы, ртути и др.), благородных (золота, серебра), радиоактивных и некоторых редких металлов, а также неметаллическое сырье — флюорит, барит и др. Грейзены содержат оловянные, вольфрамовые, молибденовые, бериллиевые, литиевые и другие руды, иногда драгоценные и цветные камни. Альбититы — источник разнообразных редких металлов — ниобия и тантала, циркония и гафния, редких земель и др.

Минералого-геохимические исследования грейзенов и гидротермальных жил проводили многие ученые: в СССР — С. С. Смирнов, А. Г. Бетехтин; Д. С. Коржинский, В. А. Николаев; за рубежом — В. Линдгрен, В. Эммонс и др., заложившие теоретические основы изучения этих образований. Минералогией их занимались П. П. Пилипенко, Я. В. Самойлов, Н. А. Смольянинов и О. Д. Левицкий и др. Несмотря на это, многие теоретические представления об их образовании остаются спорными, а ряд крупных и интересных месторождений недостаточно изученным. Альбититы недавно стали объектами горнодобывающей промышленности, и их минералого-геохимическое изучение развернулось только в последние.15—20 лет.

УСЛОВИЯ И СПОСОБЫ ОБРАЗОВАНИЯ МИНЕРАЛОВ ПРИ ПНЕВМАТОЛИТО-ГИДРОТЕРМАЛЬНОМ И ГИДРОТЕРМАЛЬНОМ ПРОЦЕССАХ

Пневматолито-гидротермальные альбититы и грейзены и гидротермальные жилы формировались на глубинах от умеренных (1—3 км) до больших (порядка 3—5 км и более). Для первых характерна приуроченность к апикальным частям или куполовидным выступам гранитных массивов (рис. 40).

Следует отметить, что описываемые процессы в природе не только выступают самостоятельно, завершая магматогенный процесс, но и проявляются как постмагматические этапы (обычно автометасоматические) сложных процессов минералообразования — пегматитового, карбонатитового, скарнового и вулканического. Кроме того, они могут быть наложены на ранее сформировавшиеся магматические, пегматитовые и другие тела. В этом случае они аллометасоматические и образуют наложенные альбититы, грейзены и гидротермалиты.

Условия образования минералов при пневматолито-гидротермальном и гидротермальном процессах очень разнообразны.

Геохимическими условиями являются характер и состав растворов. По характеру растворы могут быть: а) газовыми, газово-жидкими и жидкими; б) истинными (ионно-молекулярными) и коллоидными; в) кислыми, нейтральными и щелочными. В ходе процесса минералообразования растворы постоянно эволюционируют, о чем будет сказано ниже. Состоят они из растворителя — воды и растворенного вещества — минеральных солей и газов. Судят об их составе по составу различных термальных вод вулканических областей и газово-жидких включений в минералах. Изучая отношения изотопов кислорода и водорода в последних и сравнивая их с соответствующими отношениями в водах различного типа, можно определить источники воды гидротермальных растворов. Исследования показали, что гидротермы обычно представляли собой смесь ювенильных магматических или метаморфических вод с атмосферными водами глубокой циркуляции. Источниками минеральных веществ гидротермальных растворов могут быть разного типа магмы или боковые породы на путях циркуляции растворов.

Физико-химические условия минералообразования характеризуются температурой, давлением, концентрацией химических компонентов, а также кислотностью — щелочностью и окислительно-восстановительным потенциалом минералообразующей среды.

С помощью методов определения температуры образования минералов (см. гл. II) получены следующие данные о примерных границах температур образования (в °С): альбититов 550—400, грейзенов 450—300, гидротермальных жил 400—50.

Давление, характеризующее образование гидротермальных минералов, в некоторой степени соответствует глубине формирования рудных жил. Предложен ряд лабораторных методов определения давления с использованием температур гомогенизации и декрепитации газово-жидких включений, по сопоставлению температур растворения зерен галита и исчезновению газового пузырька включений, по содержанию железа в сфалерите и др. В результате установлено, что отложение гидротермальных минералов происходило при давлениях от первых десятков до 400—500 МПа. Наиболее продуктивным рудным стадиям соответствуют давления, не превышающие 150—200 МПа.

Важным фактором минералообразования является концентрация того или иного химического компонента в гидротермальных растворах. При термодинамических расчетах реакций, протекающих в них, и при анализе парагенетических диаграмм исходят не из простых концентраций, а их эффективных концентраций ионов, т. е. из химических активностей. Важную роль, кроме металлов, играют такие компоненты, как кислород, сера, углерод карбонатный, хлор, фтор и бор, а также щелочи и кремнезем. Особенно большое значение имеют концентрации (режим) кислорода, серы и углерода карбонатного. Ими определяется последовательность отложения минералов: силикаты и окислы — сульфиды — карбонаты.

Кислотность или щелочность гидротермальных растворов, характеризующиеся концентрацией водородных ионов или водородным потенциалом (рН), определяют относительную активность катионов и анионов, направление химических реакций, следовательно появление тех или других минералов. Увеличение кислотности растворов способствует реакциям замещения (метасоматоза), при которых идет вытеснение сильных оснований слабыми (калия натрием и пр. альбитизации калиевых полевых шпатов, более сильных оснований алюминием при образовании топаза в грейзенах и т. д.). Увеличение щелочности растворов благоприятствует вытеснению слабых оснований сильными, например при калиевом метасоматозе (микроклинизации и т. п.). Поэтому по составу парагенетической ассоциации минералов можно судить о характере изменения режима кислотности — щелочности. Взаимосвязан с этим фактором кислородный потенциал, определяющий окислительно-восстановительные условия среды, от которых зависит ход химических реакций в минералообразованиии. Важнейшими геологическими факторами гидротермального минералообразования являются состав, текстурно-структурные черты и физико-механические свойства вмещающих пород. Они определяют: 1) способ образования минералов и форму минеральных тел, которые различны в карбонатных и некарбонатных породах; 2) минеральный состав жил, например при переходе сульфидно-кварцевой жилы из сланцев в мраморы; в ней могут появиться кальцит, флюорит, иногда шеелит; 3) характер околожильных изменений.

Представления о ходе постмагматических процессов, о физико-химической природе пневматолитовых и гидротермальных растворов остаются до сих пор дискуссионными и во многом неясными. Долгое время эти представления базировались на известной диаграмме П. Ниггли, который исходил из неограниченной растворимости летучих соединений в силикатном расплаве и его непрерывной эволюции (см. рис. 41).

Позднее, учитывая экспериментально установленную ограниченную взаимную растворимость в системе породообразующий силикат — вода, В. А. Николаев предложил так называемую диаграмму III типа с одной критической точкой на трехфазной кривой. Изобарическое сечение этой диаграммы представлено на рис. 41. Разрыв на линии концентраций АВ показывает, что промежуточные концентрации между А и В, занимающие большую часть диаграммы, отличаются отсутствием насыщенных молекулярно-дисперсных фаз. Ограниченная взаимная растворимость компонентов выражается в том, что при очень высоких давлениях насыщенные фазы системы — расплав и газообразный надкритический раствор — имеют незначительную концентрацию. Расплав вблизи В содержит 10—15 % компонента А, а газообразный раствор вблизи А содержит доли процента компонента В. Процесс образования постмагматических растворов, по мнению В. А. Николаева, протекает в следующие четыре этапа (рис. 42): а) магматический (L), б) магматической дистилляции — образования газовой фазы (L + G),в) пневматолитовый (G),г), гидротермальный (/-/).

Дата добавления: 2014-12-10