Геология / 1 курс / Минералогия / Постмагматические процессы

2. ПОСТМАГМАТИЧЕСКИЕ ПРОЦЕССЫ

Постмагматические процессы – процессы, идущие вслед за кристаллизацией магматического расплава. Средой минералообразования для них являются как флюиды – высокотемпературные химически агрессивные газово-водные растворы, так и собственно гидротермальные растворы. Своим источником флюиды и гидротермальные растворы имеют кристаллизующуюся в более глубинных частях земной коры гранитную магму, от которой, отделившись, устремляются к поверхности Земли, порождая ряд постмагматических процессов, среди которых наибольшее значение имеют пневматолитово-гидротермальный процесс, в частности грейзенизация, и собственно гидротермальный.

. 2.1. ПНЕВМАТОЛИТОВО-ГИДРОТЕРМАЛЬНЫЙ ПРОЦЕСС – постмагматический процесс метасоматического преобразования уже раскристаллизованных гранитов и вмещающих их алюмосиликатных пород под воздействием магматогенных флюидов, отличающихся повышенной активностью кислотных ионов и калия.

Рис. 6. Общая модель развития пневматолитово-гидротермального процесса. По А.А. Беусу и Г.Н Щербе

. Как уже упоминалось, источниками флюидов являются внутренние ещё кристаллизующихся глубинные части магматического массива. Движущей силой выступает градиент давлений. По сравнению с глубинными апикальные (верхние) части гранитных массивов представляют области с более низким давлением, куда и устремляются по трещинам флюиды.

Основным способом отложения минерального вещества при участии флюидной фазы является метасоматоз – замещение новообразованным минеральным агрегатом исходных пород с изменением их химического состава. Метасоматоз осуществляется путем растворения и выноса ряда компонентов из минералов исходной породы. Процесс протекает в твердом состоянии и сопровождается образованием на месте ранее образованных минералов новых с сохранением их реликтов, а часто структур и текстур исходных пород. Параллельно наблюдается и жильная форма отложения вещества в трещинах и полостях.

Пневматолитово-гидротермальный процесс, согласно А.А. Беусу, развивается по следующей идеализированной схеме (рис. 6). Процесс начинается калиевым метасоматозом, который локализуется в наиболее глубинных ядерных частях массивов в условиях повышенного давления и приводит к замещению ряда минералов калиевым полевым шпатом, что фиксируется в виде ранней микроклинизации. Далее на фоне снижения щелочности растворов на смену сильному основанию К(OH) приходит более слабое Na(OH). В результате чего активизируется натриевый метасоматоз с образованием альбита Na[AlSi₃O₈] за счет минералов исходных пород. Это приводит к ранней альбитизации пород, обычно приуроченной уже к вышележащей периферической зоне массивов.

Д

Рис. 7. Изменение рН среды и температуры в ходе пневматолитово-гидротермального процесса. По А.А. Беусу и Н. Залашковой

алее с развитием процесса при движении к земной поверхности минералообразующие растворы в период перехода их из надкритического флюидного состояния в гидротермальное достигают максимального значения кислотности. Это происходит потому, что падение температуры и давления приводит к диссоциации ставших неустойчивыми в этих условиях флюидных комплексов, что сопровождается появлением в растворах кислотных анионов и, следовательно, возрастанию их кислотности. Воздействие этих кислых растворов на вмещающие породы сопровождается грейзенизацией пород. На фоне дальнейшего прогрессирующего падения температуры происходит снижение кислотности растворов вследствие накопления щелочей, освобождающихся при замещении полевых шпатов. Под воздействием теперь уже кислотных растворов происходит поздняя альбитизация и затем поздняя микроклинизация пород с образованием многочисленных секущих прожилков кварц-альбитового, кварц-адулярового состава (рис. 7).

Пневматолитово-гидротермальный процесс, включая микроклинизацию, проявляется в интервале глубин 1-10 км и протекает при температуре 650-250° С. Наиболее глубинными и высокотемпературными являются ранняя микроклинизация и ранняя альбитизация (рис. 6). Грейзенизация, как менее глубинный процесс, происходит в интервале глубин 1-4 км.

Самыми выразительными и наиболее распространенными продуктами пневматолитово-гидротермального постмагматического преобразования пород являются альбититы и грейзены. Остановимся только на более распространенном процессе грейзенизации.

2.1.2. Грейзенизация – пневматолитово-гидротермальный процесс, с которым чаще всего приходится иметь дело в геологической практике. Поэтому более подробно остановимся на процессе грейзенизации и её продуктах – грейзенах.

Грейзенизации подвергаются породы апикальных частей гранитных массивов и даже вышележащие вмещающие породами, которые при взаимодействии с флюидами преобразуются в грейзены.

Специфика грейзенизирующих растворов заключается в обилии летучих компонентов, таких как F, Cl, OH, H₂S, участие которых обеспечивает кислотную обстановку среды, что приводит к глубокой химической переработке испытывающих их воздействие пород. При этом менее устойчивыми оказываются биотит и полевые шпаты, которые прежде всего и замещаются с превращением исходных пород в кварц-мусковитовый, кварц-топаз-мусковитовый агрегат, который собственно и называется грейзеном («грейзен» в переводе с немецкого – серая порода).

Основным способом отложения минерального вещества при участии флюидной фазы является метасоматоз – замещение новообразованным минеральным агрегатом исходных пород с изменением их химического состава. Метасоматоз осуществляется путем растворения и выноса ряда компонентов из минералов исходной грейзензирующейся породы. Процесс протекает в твердом состоянии и сопровождается образованием на месте исходных минералов новых с сохранением реликтов исходных минералов или структур и текстур исходных пород. Реакция замещения полевого шпата кварц-мусковитовым агрегатом относится к реакциям гидролиза и протекает по схеме

3K[AlSi₃O₈]+2H⁺ → KAl₂[AlSi₃O₁₀](OH)₂+6SiO₂+2K⁺

КПШ мусковит кварц

При активном участии летучих компонентов, особенно фтора полевой шпат замещается кварц-мусковит-топазовым агрегатом по схеме

5K[AlSi₃O₈]+2H⁺+3HF → KAl₂[AlSi₃O₁₀](OH,F)₂+Al₂[SiO₄]F₂ + 11SiO₂ + 4K⁺ + 3H⁺;

КПШ мусковит топаз кварц

Биотит также замещается мусковитом по схеме

K(Fe,Mg)₃[AlSi₃O₁₀](OH)₂+AlF₃ → KAl₂[AlSi₃O₁₀](OH,F)₂+Fe²⁺+Mg^2+.

Биотит мусковит

Высвободившееся при этом железо идет на образование арсенопирита Fe[AsS] и пирита Fe[S₂]. Если в плагиоклазе замещаемых пород достаточно велико содержание Ca, то часть фтора связывается кальцием во флюорит (CaF₂), который также как мусковит, кварц и топаз становится типичным для грейзенов.

Образование мусковита, топаза и флюорита снижает содержание фтора и калия во флюиде, который с понижением температуры переходит в гидротермальный раствор.

Грейзенизирующие растворы часто содержат такие металлы, как Sn, W, Be, Li, Mo, Bi, Ta, Nb, As, что приводит к кристаллизации в грейзенах касситерита, вольфрамита, берилла, лепидолита, циннвальдита, молибденита, висмутина, танталита-колумбита и др., которые могут иметь практическое значение.

Прогрессирующее понижение температуры приводит к переотложению освобожденного при грейзенизации кремнезема SiO₂ в трещинах в виде жильного кварца. Эти жилы представляют собой высокотемпературные гидротермальные образования, неразрывно связанные с процессом грейзенизации. В них так же, как и непосредственно в грейзенах, содержатся рудные минералы редких металлов – касситерит, вольфрамит, молибденит, берилл, висмутин, халькопирит и др. Грейзены нередко проявляются в виде штокверков, представляющих сеть невыдержанных кварцевых прожилков, окруженных грейзенизированной (кварц-мусковитовой) породой.

На минеральный состав экзогрейзенов оказывает влияние состав исходных пород, подвергающихся грейзенизации. По алюмосиликатным породам кровли и близким по составу вмещающим породам формируются апогранитные («апо» – по) кварц-мусковитовые грейзены с топазом, турмалином, бериллом и др. По карбонатным вмещающим породам в апокарбонатных грейзенах вместо кварца образуется флюорит, входящий в состав флюорит-слюдистых грейзенов с топазом, турмалином, минералами Be (фенакитом Be₂[SiO₄], бертрандитом Be₄[Si₂O₇](OH)₂, гельвином (Mn,Fe,Zn)₈Be₆S₂[SiO₄]₆, хризобериллом BeAl₂O₄). По основным и ультраосновным вмещающим породам развиваются флюоритовые, маргарит-флюорит-биотит-флогопитовые разности с изумрудом (Сr³⁺), бериллом, фенакитом, хризобериллом, молибденитом. В отличие от апогранитных грейзенов с мусковитом грейзены по основным и ультраосновным породам содержат темные слюды (биотит, флогопит). Такие грейзены с темными слюдами, флюоритом, изумрудом получили название «слюдитов».

Резюмируя всё сказанное можно отметить, что, грейзены формируются преимущественно в апикальных частях гранитных массивов. Процесс грейзенизации развивается как по породам материнского интрузива (эндогрейзены), так и захватывает вмещающие породы (экзогрейзены). Типоморфными металлами грейзенов являются Be, Li, Sn, W, Mo. Отложение рудных минералов в грейзенах и сопровождающих их кварцевых жилах подчиняется вертикальной зональности (снизу вверх): Mo→Bi→Sn→W→Cu, Pb, Zn (рис. 6). Грейзенизация характеризуется широким диапазоном изменения давления и температуры. Температура при их формировании меняется от 480°С до 240°С. Процесс обычно протекает на глубинах 1-4 км.

2.2. ГИДРОТЕРМАЛЬНЫЙ ПРОЦЕСС – процесс минералообразования из горячих минерализованных многокомпонентных газово-жидких растворов. Основной компонент гидротерм – вода.

2.2.1. Источники воды разнообразны. Различают: магматическую (ювенильную), метаморфическую, атмосферную (инфильтрационную) и породно-поровую (вадозную) воду.

Магматическая (ювенильная) вода конденсируется из конечных продуктов магматической деятельности, которые отделяются от магматического расплава в процессе его подъема к поверхности и кристаллизации. Конденсация воды становится возможной в результате прогрессирующего падения температуры после отделения от магматического очага флюидной фазы при восходящем движении её к дневной поверхности (рис. 14). Поэтому гидротермальный процесс рассматривается как постмагматический (послемагматический). Магматическая вода может отделяться от расплавов любого состава. Однако наиболее богата водой кислая магма (до 10 мас. %), что объясняет связь большинства гидротермальных месторождений с кислым магматизмом.

Метаморфическая вода образуется на глубине при воздействии на горные породы высокой температуры и давления. Это приводит к высвобождению заключенной в минералах воды любого типа. При нарастании степени метаморфизма в процессе дегидратации минералов последовательно удаляется поровая, пленочная, капиллярная, кристаллизационная и конституционная вода.

Атмосферная вода включает просочившиеся с поверхности метеорные воды, воды артезианских горизонтов, морские и океанические воды. Атмосферная вода значительно минерализована.

Породно-поровая вода находится в поровом пространстве древних осадков, погруженных на глубину и слагающих различные формации осадочных горных пород. Под воздействием различных геологических процессов она может освобождаться и формировать подземные гидротермальные потоки вдоль водопроницаемых структур.

Обычно гидротермальные растворы формируются при участии воды любых перечисленных источников в различных пропорциях в зависимости от конкретной геологической ситуации.

2.2.2. Химический состав гидротерм при всем их многообразии определяется соотношением таких катионов, как Na⁺, К⁺, Са²⁺, Mg²⁺ и анионов Cl^–, [SO₄]^2–, [НСO₃]^–. Обращает внимание доминирующее значение ионов Na⁺ и Cl^–. Хлористый натрий рассматривается как фоновый компонент гидротермальных растворов. Не случайно гидротермы называют кровью Земли, поскольку фоновым компонентом человеческой крови также является хлористый натрий. Также не случайно основные продукты гидротермального процесса получили название гидротермальных жил. Важнейшим компонентом гидротерм является кремнезем, что вполне закономерно, поскольку большинство гидротерм генетически связаны с кислым магматизмом. Этим объясняется огромная роль кварца и халцедона в гидротермальных образованиях. Газовая фаза гидротерм бывает представлена оксидом углерода, водородом, азотом, кислородом, метаном, гелием. Для некоторых гидротерм характерно присутствие сероводорода.

2.2.3.Основным источником рудного вещества большинства гидротермальных образований является материнская гранитная магма. Металлы, находившиеся в магматическом расплаве и не вошедшие в состав порообразующих минералов, легко экстрагируются, концентрируются и выносятся горячим водным паром и газами за пределы магматической камеры. Такими металлами, не вошедшими в породообразующие минералы, являются W, Mo, Sn, Be, U, Cu, Zn, Pb, Au, Ag, Bi, Fe, Co, Ni, Mn, Sr, Hg и др. Причиной невхождения этих металлов в состав породообразующих минералов является заметная разница в размере их ионных радиусов и ионных радиусов породообразующих элементов, что весьма ограничивает и даже практически исключает их изоморфное вхождение. Для таких элементов как Si, Ca, Mg, Al, K, Cl источником могут служить боковые породы, из которых они заимствуются при фильтрации гидротерм. Иногда из вмещающих пород заимствуются Fe и Mn и некоторые другие металлы, участвующие впоследствии в формировании рудных месторождений.

2.2.4. Минеральный состав гидротермальных образований отличается тем, что большинство перечисленных элементов выделяется в виде сульфидов, арсенидов и им подобных соединений, а также в виде кислородных соединений (оксидов, карбонатов, сульфатов, арсенатов, вольфраматов и др.), реже в виде самородных металлов. Силикаты и алюмосиликаты в составе жил менее характерны, но довольно обычны в составе околожильных метасоматитов.

2.2.5.Условия гидротермального минералообразования. Кислотность гидротермальных растворов (рН) в ходе минералообразования не остается постоянной и зависит от состава, концентрации и степени диссоциации растворенных в них веществ, а также от температуры и давления. Меняется и окислительно-восстановительный потенциал (Eh) гидротермальной системы.

Формы переноса рудных элементов гидротермальными растворами разнообразны. Наиболее вероятен их перенос в виде комплексных соединений.

Причиной отложения минералов из гидротермальных растворов является изменение физико-химических параметров, главными из которых являются температура, давление, кислотность и окислительно-восстановительный потенциал среды. Изменение параметров системы обычно приводит к распаду комплексных соединений и высвобождению рудных элементов с переходом их в нерастворимые формы в виде соответствующих минералов.

Температура гидротермального минералообразования колеблется в пределах от 700-600° С (глубинные зоны) до 50° С (близповерхностные).

Известны два способа отложения минералов из гидротермальных растворов: выполнение трещин и других полостей в горных породах с образованием жил выполнения и метасоматоз с образованием жил замещения или околорудных метасоматитов. Первый более обычен для относительно небольших глубин минералообразования, второй, напротив, для значительных. При образовании жил выполнения отложение вещества происходит последовательно от стенок трещин к их центральным частям. Жилы выполнения имеют четкие контакты с вмещающими породами. В случае метасоматоза отложение вещества происходит в сторону вмещающих пород с постепенным переходом в неизмененные породы.

Гидротермальные образования формируются на средних (5-3 км), малых (3-1 км) глубинах, в близповерхностных и даже в поверхностных условиях. Предполагается, что на глубинах свыше 5 км деятельность гидротермальных систем практически прекращается, поскольку царящее там давление приводит к уменьшению пористости и проницаемости пород, что затрудняет циркуляцию гидротерм.

Продукты гидротермального процесса являются более поздними относительно вмещающих их пород. Как правило, они имеют жильную форму проявления (жилы выполнения, реже замещения) и сопровождаются ореолами околорудного изменения вмещающих пород (околорудные метасоматиты).

Гидротермы – частые и даже обычные поздние участники ряда уже описанных более высокотемпературных процессов, являясь эволюционным завершением этих процессов, проявляясь на их конечных стадиях при достижении соответствующей гидротермальному процессу температуры. Гидротермальная деятельность может эволюционно завершать такие процессы минералообразования, как магматический, пегматитовый, карбонатитовый, скарновый, грейзеновый. При этом гидротермы не определяют генетическую сущность этих процессов, а лишь усложняют общую картину минералообразования и состав конечных продуктов. И только в собственно гидротермальном процессе их роль наиболее ярко выражена и становится определяющей.

При формировании парагенезисов гидротермальных образований особое значение имеет соотношение реакций ионов металлов с химически активными серой и кислородом, которые присутствуют в гидротермальных растворах. Установлено, что в ходе развития гидротермального процесса содержание ионов серы в растворах постепенно увеличивается. Поэтому малосернистые соединения начальных высокотемпературных стадий сменяются высокосернистыми соединениями среднетемпературных стадий. Отсюда становится понятно, почему образование большинства сульфидов соответствует среднетемпературным гидротермальным условиям. Низкотемпературные стадии в свою очередь могут характеризоваться снижением активности серы и, следовательно, сокращением количества сульфидов. Режим же кислорода меняется не только во времени, но и в пространстве. Содержание кислорода увеличивается снизу вверх по пути восходящего движения гидротерм к поверхности. Это вызывает окисление ионов S^2– (сульфидная сера) до S⁶⁺ (сульфатная сера), что приводит к предпочтительному образованию в близповерхностных условиях (либо на поздних стадиях) сульфатов вместо сульфидов.

2.2.6. Существует несколько вариантов классификации гидротермальных образований с учетом различных признаков. Наиболее простой и часто используемой является классификация В. Лингрена, учитывающая температуру и глубину протекания гидротермального процесса. Популярен её упрощенный вариант, согласно которому выделяют: 1) высокотемпературные (700-600-300° С) – глубинные, 2) среднетемпературные (300-200° С) – среднеглубинные, 3) низкотемпературные (200-50^о С) – малоглубинные образования.

В настоящее время получила признание классификация В.И. Смирнова, учитывающая широкий спектр геолого-генетических признаков. Согласно ей, гидротермальные образования делятся на следующие типы: плутоногенный, вулканогенный, амагматогенный и достаточно своеобразный гидротермально-осадочный.

Плутоногенный гидротермальный процесс предполагает связь гидротермальных образований с глубинными интрузивами (плутонами) и формирование в условиях глубин от 1 до 5 км без сообщения с земной поверхностью (рис. 8, 14). Этот тип характеризуется развитием кварцевых, сульфидных, карбонатных, баритовых, флюоритовых минеральных ассоциаций. Наиболее яркими представителями этого типа являются:

– высокотемпературные кварцевые жилы, связанные с грейзенами, содержащие касситерит, вольфрамит, молибденит, берилл, висмутин (W-Sn-Mo-Be-Bi ассоциация);

– высокотемпературные кварцевые жилы в кислых субвулканических породах с молибденитом и халькопиритом в различном соотношении (Cu-, Cu-Mo-порфировая ассоциация);

– среднетемпературные полиметаллические сульфидные руды (Cu-Pb-Zn с Ag ассоциация);

– среднетемпературная "5-ти элементная" ассоциация (Co-Ni-Ag-Bi-U с As) и неполные ее варианты в карбонатных и кварц-карбонатных жилах;

– карбонатная ассоциация, образующая крупные скопления (до месторождений) сидерита, родохрозита, магнезита и др.

Другие ассоциации имеют меньшее распространение. Жильные образования этого типа сопровождаются интенсивным изменением вмещающих пород. Наиболее характерны березитизация (кварц-серицит-пиритовые метасоматиты), серицитизация, хлоритизация, окварцевание, лиственитизация (карбонатно-кварцевые с фукситом и пиритом метасоматиты), пропилитизация (полевошпатово-кварц-хлорит-кальцитовые метасоматиты с п

Рис. 8. Общая модель плутоногенного гидротермального минералообразования.

По А.С  Калинину и В.И. Синякову

иритом, гидрослюдой, эпидотом и др.), реже альбитизация, гематитизация и др.

Вулканогенный гидротермальный процесс протекает в непосредственной пространственной и генетической связи с близповерхностным и наземным вулканизмом (рис. 9, 14). Образования этого типа часто приурочены к жерлам вулканов, развиваются на глубинах от поверхности до 1,5 км и связаны с неглубоко расположенными магматическими очагами (рис. 9). Минеральные ассоциации формируются в условиях резкого перепада температур (от 700°С до 50°С) и стремительно возрастающего потенциала кислорода. Такие условия способствуют высокой скорости минералообразования в довольно узком интервале глубин. Это приводит к пространственному совмещению, наложению друг на друга (телескопированию) минеральных парагенезисов. Представителями этого типа являются следующие минеральные ассоциации:

– полиметаллическая (Cu-Pb-Zn с Au и Ag);

– золото-серебряная (Au-Ag – «благородная»);

– сурьмяно-ртутная с мышьяком (Sb-Hg с As – «киноварная»);

– самородной меди (Cu без сульфидов);

– алунитовая;

– исландского шпата;

– самородной серы;

– сульфидов железа и меди (отложения фумарол и сольфатар) и др.

Для гидротермальных образований вулканогенного типа характерны специфические изменения вмещающих эффузивных пород (окварцевание, пропилитизация, алунитизация, каолинизация, опализация и др.)

Амагматогенный (телетермальный, стратиформный) гидротермальный процесс проявляется на площадях развития осадочных пород при отсутствии видимой связи с магматическими очагами. Для него характерны пластовая форма рудных тел, приуроченность к определенным частям стратиграфического разреза, простой минеральный состав. Единого мнения об условиях образования минеральных парагенезисов этого типа до сей поры не существует. Одни исследователи считают их гидротермальными, связанными с з

Рис. 9. Модель вулканогенного гидротермального минералообразования.

По В.И. Гончарову и А.А. Сидорову

алегающими на глубине и не вскрытыми эрозией магматическими породами, другие – первично-осадочными, претерпевшими последующие преобразования, третьи – полигенными и полихронными, т.е. образованными различными геологическими процессами (полигенные), действовавшими в течение весьма длительного времени – до десятков-сотен миллионов и даже миллиардов лет (полихронные).

В большинстве случаев их минеральные ассоциации являются низкотемпературными. Наиболее характерные из них:

– борнит-халькозин-халькопиритовая с самородной медью в пластах песчаников (медистые песчаники);

– галенит-сфалеритовая в карбонатных толщах (свинцово-цинковая);

– антимонит-киноварная (сурьмяно-ртутная);

– флюоритовая и др.

Гидротермально-осадочный (вулканогенно-осадочный) процесс по условиям формирования резко отличается от типичного гидротермального. Считается, что гидротермально-осадочные образования возникли в придонных частях морских бассейнов путем седиментации (осаждения) рудного вещества, вынесенного гидротермальными растворами в придонную область при подводной гидротермальной деятельности. Это сложный комбинированный тип образований, совмещающий эндогенный в виде гидротермальных растворов источник вещества и в основном осадочный способ его отложения в подводных условиях. Для них характерна приуроченность к вулканогенно-осадочным, реже терригенно-карбонатным толщам и часто пространственная и генетическая связь современным и древним вулканизмом. Отложение вещества происходило в виде коллоидных осадков синхронно с накоплением вулканогенного и хемогенного материала. При этом на участках восходящего потока гидротерм происходила переработка горных пород с формированием корневых зон гидротермально-метасоматического прожилково-вкрапленного оруденения. Температура образования собственно вулканогенно-осадочных отложений не выше 200° С, а прожилково-вкрапленных корневых частей несколько выше – 300-200° С (рис. 10).

С

Рис. 10. Схематическое строение гидротермально-осадочного (колчеданного) минералообразования. По В.И. Смирнову

остав образующихся гидротермально-осадочных руд определяется составом гидротермальных растворов. Такое происхождение имеют, по мнению А.Н. Заварицкого и В.И. Смирнова, медноколчеданные (пирит-халькопиритовые), колчеданно-полиметаллические (пирит-сфалерит-галенит-халькопиритовые), свинцово-цинковые (сфалерит-галенитовые) руды. В их состав в различных соотношениях в переменных, но неизменно меньших количествах входят пирротин, марказит, борнит, блеклые руды, халькозин, а также барит, кварц, карбонаты, серицит, хлорит, гипс (рис. 10).

Сюда же относятся некоторые руды железа (гематит, магнетит, сидерит с примесью сульфидов, хлорита, серицита, кварца и др.), а также железо-марганцевые и марганцевые руды (магнетит, гематит, браунит, гаусманит, родонит родохрозит), тесно ассоциирующие с кремнистыми (яшмы, туфы) или карбонатно-кремнистыми морскими толщами.