3.3.3 Автометаморфизм (автометасоматоз)

Автометаморфизм (греч. аутос - сам) – по В. Н. Лодочникову, процесс метасоматического изменения магматических горных пород под влиянием летучих компонентов, отделившихся от той же интрузии или идущих из того же магматического очага, который образовал данную интрузию.

Примером автометаморфических изменений магматических пород является замещение первичных минералов вторичными: оливина - серпентином, плагиоклаза - серицитом, мусковитом, биотита, роговой обманки, пироксена - хлоритом и т.д. Если процесс автометаморфизма протекает интенсивно, то в пределах крупных магматических масс образуются метасоматиты. Среди их важнейших разновидностей рассмотрим серпентиниты, грейзены и вторичные кварциты.

	Серпентиниты являются метасоматитами, образованными по ультраосновным горным породам (рис.3.24). В ультраосновных породах содержание серпентина обычно незначительное, серпентиниты же состоят из серпентина более чем на половину или даже целиком. Мелкие тела ультраосновных пород часто полностью замещены серпентином. В крупных массивах
Рис.3.24 Серпентинит Нижнетагильский массив, Урал	серпентинитом замещаются

периферии ультраосновных массивов (массивы Албании), серпентин в них также развивается по тектоническим нарушениям. Протяжённые пояса ультраосновных пород, подвергшихся серпентинизации, именуются также серпентинитовыми поясами.

В геологическом плане можно выделить несколько типов серпентинизации:

1. Автометасоматическая серпентинизация. В дунитовом массиве при остывании магмы объём пород сокращается на 18% и в нём образуются контракционные трещины. В эти трещины из магмы (по В.Н. Лодочникову) устремляется флюидная фаза, которая оказывает на дуниты автометасоматическое воздействие.

Если флюидная фаза поступает не из магмы, а из вмещающих пород, то механизм такой серпентинизации будет протекать по иной схеме. В настоящее время специалисты по ультраосновным породам считают, что главная масса ультраосновных пород была выдвинута из мантии Земли в твердом горячем или холодном виде, следовательно, механизм серпентинизации в понимании В.Н. Лодочникова к ним не применим и требует разработки собственной схемы.

2. Контактово-метасоматическая серпентинизация. На контакте ультраосновных пород с гранитной интрузией образовалось уникальное по запасам Баженовское асбестово-серпентиновое месторождение на Урале. Причиной возникновения рудообразующих флюидов была гранитная магма, внедрившаяся позднее формирования ультраосновных пород.

3. Метасоматическая серпентинизация по тектоническим зонам. Ультраосновные массивы после своего образования были пересечены древними и более молодыми тектоническими зонами, по которым образовывались серпентиниты, за счёт метеорных вод, не имевщих отношения к процессу формирования ультраосновных массивов.

4. Экзогенная серпентинизация протекает при процессах выветривания под действием поверхностных и грунтовых вод в условиях тропического климата при температуре 25 - 80^ОС и давлении всего в 1 или несколько МПа (рис. 3.25).

В целом, в серпентинитах наблюдаются две парагенетические ассоциации минералов:

1. Метасоматическая с главным минералом серпентином, а также хлоритом, тремолитом, тальком, бруситом, магнезитом, доломитом, кальцитом, магнетитом, гарниеритом (изумрудно-зеленый), аваруитом и другими минералами;

2. Реликтовая, включающая оливин, пироксены и хромшпинелид.

Серпентин представлен тремя разновидностями:

1. Лизардитом - пластинчатой разновидностью;

2. Хризотилом - образует волокна и трубчатые структуры;

3. Антигоритом - присутствует в пластинках и табличках.

Рис. 3.25 Уровень грунтовых вод и зона серпентинизации в расслоенном массиве Великая Дайка, Зимбабве (Вильсон, 1982) 1 – клинопироксениты; 2 – уровень грунтовых вод; 3 – максимум глубины серпентинизации; 4 – дуниты и хромититы

Макроскопически хорошо диагностируется антигорит в пластинках длиной 5-30 мм. Все попытки классифицировать серпентиниты под микроскопом не были удачными. Для диагностики серпентинов надо пользоваться рентгеновскими данными, которые также несут ценную генетическую информацию.

Первичные горные породы, по которым образуются серпентиниты - это ультраосновные породы (дуниты, гарцбургиты, кимберлиты и другие), поэтому в серпентинитах мы наблюдаем реликтовые минералы этих пород (остатки оливина, хромшпинелида). Оливин замещается серпентином в первую очередь, затем им замещается ромбический пироксен, за ним моноклинный пироксен и последним замещается хромшпинелид. Реликтовых минералов может и не быть, если процесс серпентинизации "зашел далеко". По структуре серпентинита нередко можно определить, какие именно минералы ультраосновной породы были замещены серпентином, так как у серпентина сохраняется форма зерен реликтовых минералов. Например, псевдоморфоза серпентина по ромбическому пироксену называется баститом. Серпентины имеют разнообразные структуры - сетчатые, петельчатые, решетчатые или реликтовые – бластодунитовую, бластоофитовую и другие.

Предполагается, что образование серпентинитов невозможно без поступления значительного количества летучих компонентов, в первую очередь, большого количества воды. Содержание воды в серпентинитовых минералах составляет 12-13 масс. %. Серпентиниты возникают под воздействием флюидной фазы воды. Соотношение стабильных изотопов D/H и ¹⁸О/¹⁶О в серпентинитах из многих районов мира показало, что вода в серпентинитах имеет метеорное происхождение. Другими словами, процесс серпентинизаци происходил в закрытых, в открытых и в частично открытых системах, главным образом, под воздействием поверхностных, грунтовых и гидротермальных вод.

Изохронный процесс серпентинизации, протекавший с сохранением объёма можно выразить следующими гипотетическими реакциями:

а) с участием Н₂О (по Ф. Тернеру^*)

2,29Мg₂SiO₄+1,82Н₂О 0,91Н₄Мg₃Si₂O₉+1,85МgО+0,48SiO₂

оливин привнос серпентин вынос

321г 33г 251г 29г

100см³ 33см³ 100см³

что приблизительно соответствует:

5Мg₂SiO₄+4Н₂О 2Мg₃(Si₂О₅)(ОН)₄+4МgО+SiO₂

700г 72г 552г 160г 50г

удаляется в раствор

или с выносом магния:

2Fо + 2Н₂О 3Sр + МgО, где Fо – форстерит, Sр - серпентин.

В результате из форстерита оливинитов или дунитов в ходе метасоматической реакции образуются серпентиниты без примеси других минералов. Геологическими доказательствами широкого магний-кремниевого метасоматоза при образовании серпентинита является нередкая пронизанность их опал-халцедон-кварцевыми и магнезитовыми жилами.

б) с участием Н₂О и привносом SiO₂ в закрытую систему (по Ф. Тернеру):

3Мg₂SiO₄+SiO₂+4Н₂О2Н₄Мg₃Si₂O₉

Из чистого форстерита, также образуются чисто серпентиновые серпентины без примеси других минералов.

А.Хесс предполагал, что в океанической обстановке на морском дне вода действует на дунит и образуются бруситовые серпентиниты.

в) с привносом Н₂О в закрытую систему:

2Мg₂SiO₄+3Н₂ОМg₃Si₂O₅(ОН)₄+Мg(ОН)₂

брусит

А если действию воды подвергаются гарцбургиты, то формируются чистые серпентиниты.

г) для гарцбургита с привносом Н₂О в закрытую систему:

Мg₂SiO₄+МgSiO₂+Н₂ОМg₃Si₂O₅(ОН)₄,.

Fо Орх Sр

где Орх - ортопироксен

В процессе серпентинизации, помимо Н₂О, могла участвоватьС0₂, например:

2Мg₂SiO₄+2Н₂О+СО₂Н₄Мg₃Si₂O₉+MgCО₃ (По Ф. Тернеру)

280г 36г 44г 276г 84г

При этом образовывались магнезитовые серпентиниты, а также серпентиниты с магнезитом, тальком и доломитом. Привнос А1₂О₃ обычно способствует образованию в серпентинитах хлорита. При метаморфизме ультраосновных пород, в которых присутствовал кальциевый минерал диопсид, в серпентинитах появляется амфибол ряда актинолит - тремолит. Двухвалентное железо, изоморфно замещавшее магний в структуре оливина, и освобождающееся при серпентинизации, частично переходит в самородное железо, если парциальное давление кислорода было низким, или в тонкозернистый магнетит, если оно было достаточно высоким (рис. 2.19). Крайне низкая активность кислорода вместе с самородным железом фиксируется присутствием самородного никелевого аваруита (Ni₃Fe). Никель, изоморфно замещающий магний в решётке оливина, переходит в решётку гарниерита - никелевого минерала, хорошо диагностируемого под микроскопом благодаря яркой изумрудно-зелёной окраске. В присутствии серы, освобождающаяся из оливина часть железа, никеля и меди уходит на образование акцессорных сульфидов - пирита, пирротина, миллерита, пентландита, халькопирита. Акцессорная изоферроплатина Рt₃Fе дунитов при серпентинизации замещается туламинитом Рt₂FеСu, тетраферроплатиной РtFе и другими минералами платиновой группы. По антигориту развиваются псевдоморфозы хризотила и лизардита.

О термобарических условиях процесса серпентинизации, в первом приближении, можно судить по классическим экспериментальным данным Н.Боуэна.

По Н.Боуену, (рис. 3.26) граница перехода форстерита в серпентин находится в пределах от 390ОС при 5 МПа до 450ОС при 2800 МПа.
	Рис. 3.26 Граница перехода форстерита в серпентин

По данным Д.Веннера и Х.Тейлора (1973) температура образования лизардитов по соотношению О¹⁸/О¹⁶ в паре серпентин-магнетит в гарцбургитах ряда мировых массивов колеблется в пределах 85-125 ^ОС. По Э.Н. Корытковой с соавторами, хризотил формируется в диапазоне температур 250-500 ^ОС, а антигорит по обобщенным данным Г. Винклера (1979) – в пределах 400-650 ^ОС. Другими словами, главные разновидности серпентина образуются в разных температурных условиях: лизардит – относительно низкотемпературный, хризотил - среднетемпературный, антигорит – высокотемпературный минерал.

Полезные ископаемые, связанные с серпентинитами представлены асбестовыми месторождениями, никелевыми рудами кор выветривания, из которых добывается 2/3 мирового никеля, месторождениями берилла и хризопраза.

Грейзены - крупно - и среднезернистые мусковито - кварцевые или кварцевые метасоматиты, которые возникают, главным образом, за счет гранитов. Главные минералы - кварц, мусковит, лепидолит, реже альбит и кали-натриевый полевой шпат, также топаз турмалин, флюорит; второстепенные - берилл, андалузит, корунд, гранат, касситерит, вольфрамит, шеелит, молибденит. Минеральный состав грейзенов отличается непостоянством: количество кварца варьирует от 50 до 90%, содержание мусковита достигает 40-50%, а турмалина, топаза, флюорита - не более 20-30%. Важнейшие парагенезисы грейзенов: кварц-мусковитовый (рис.3.27), кварц-топазовый, флюорит-мусковитовый, флюорит-мусковит-кварцевый, турмалин-кварцевый и другие. Структура породы кристаллобластическая или лепидогранобластовая.

	При грейзенизации гранитов в первую очередь замещаются полевые шпаты и биотит. По полевым шпатам развиваются псевдоморфозы кварца и мусковита, турмалина с мусковитом, хлоритом и магнетитом. Грейзены залегают в апикальных частях гранитных интрузий в виде зон вольфрамито-кварцевых жил штокверкового типа,
Рис.3.27 Мусковитовый грейзен

обрамленных метасоматическими оторочками (рис. 3.27).В зоне 4 грейзированных гранитов (рис. 3.28) реликтовая структура гранитов еще хорошо видна, а в мусковит-кварцевых грейзенах зоны 3 структура гранитов исчезает.

5	4	3	2	1	2	3	4	5

Рис. 3.28 Схематическое изображение грейзеновых оторочек около вольфрамито-кварцевых жил в гранитах

1 - вольфрам-мусковит-кварцевый грейзен; 2 - флюорит-мусковит-кварцевый грейен; 3 - мусковит-кварцевый грейзен; 4 - грейзенизированный гранит; 5 – гранит

При грейзенизации из гранитов выносятся натрий, кальций, а привносятся кремний и алюминий соответственно. Поэтому различают грейзены с накоплением кремния и грейзены с накоплением алюминия. Помимо этого, привносятся летучие компоненты (F, CI, S, CO₂, В, Li, Be, Sn, W, Mo). Источником летучих компонентов являются граниты.

Грейзены формируются при температуре 550-350^ОС и давлении до 100 МПа. Предполагается, что начальное давление было большим, так как система была открытая, но постепенно оно снижалось. С грейзенами связаны месторождения вольфрама, олова, молибдена.

Вторичные кварциты образуются за счет эффузивных пород кислого и среднего состава: риолитов, андезитов, дацитов, и их пирокластики – туфов и вулканических брекчий. Это преимущество серицито- кварцевые горные породы, которые из 50-70% состоят из кварца (рис.3.29). По структуре – мелкозернистые и тонкозернистые горные породы. Во вторичных
кварцитах присутствует много	Рис.3.29 Вторичный кварцит

второстепенных минералов: алунита, каолинита, андалузита, диаспора, пирофиллита, корунда, флюорита, топаза, турмалина. Акцессорные минералы представлены рутилом, пиритом, гематитом. Структура реликтовая, бластопорфировая, микрогранобластовая. Вкрапленники кварца и, частично, кали-натриевого полевого шпата, сохраняются, но могут замещаться вторичными минералами. Вторичные кварциты подразделяют на серицитовые, корундовые, аллунитовые, пирофиллитовые, диаспоровые и андалузитовые разновидности.

Вторичные кварциты образуются в широком диапазоне температур - корунд- андалузитовые при Т > 400^ОС, аллунитовые при <300^ОС, каолинитовые - <200^ОС, серицитовые - <150-100^ОС. Давление низкое, т.к. они формируются в близповерхностных условиях. Помимо автометасоматических вторичных кварцитов существуют еще контактовые и околожильные вторичные кварциты, развитые в контактовом ореоле уникального сереброрудного месторождения Дукат на Дальнем Востоке. Вторичные кварциты представляют промышленный интерес, как источник алюминиевого сырья и технического корунда.