Контактно-метасоматические процессы

При внедрении магмы вмещающие породы испытывают прогрев, и при различии их химизма, по законам термодинамики между ними происходит обмен компонентами путем метасоматоза, т. е. реакции замещения на контакте двух сред. При анализе рудоносных формаций важное значение придается геохимическим барьерам.

Метасоматоз. Он характерен Д. С. Коржинским и его ученики (В. А. Жариков, Л. Л. Перчук и др.). Физическую сущность метасоматоза изучал Г. Л. Поспелов. Он разработал понятие «функциональные микросистемы метасоматоза», обосновал их микрозональность. Е. В. Плющев подчеркивал значение кларков и кларков концентрации для характеристики гидротермалитов.

При метасоматозе реакция носит обменный характер, порода находится в твердом состоянии, ее объем не изменяется. Например, при образовании турмалиновых грейзенов в Казахстане в породе Na, K, Si, H₂O метасоматически замещались Mg, B, Fe, Al,O, OH, F, Cl.

Различают метасоматоз по месту образования (гипергенный, гидротермальный) и по механизму миграции (инфильтрационный и диффузный).

Гидротермальный метасоматоз протекает при температуре 40–500 °С. Он часто предваряет рудообразование. Основную роль выполняет инфильтрационный метасоматоз, захватывая толщу до 8 км. Диффузный метасоматоз действует обычно в пределах нескольких метров, чаще эти виды метасоматоза совмещаются. Реакция метасоматоза экзотермическая и сопровождается связыванием воды в силикатах (хлоритизация, серицитизация, каолинитизация). На метасоматоз влияет реакция среды, поэтому выделяют кислотное выщелачивание и щелочной метасоматоз. Гидротермально измененные породы называют гидротермалитами.

Кислые растворы формируются в гидротермах при средних температурах с содержанием HCl, HF, H₂S, CO₂ и других кислотных компонентов. С ними связаны грейзенизация, березитизация, пропилитизация.

Для высоких и низких температур характерна щелочная среда, которая вызывает альбитизацию, нефелинизацию, магнезиальный метасоматоз. Эти процессы протекают в средних и основных породах.

Метасоматоз образует вертикальную зональность с резким контактом между зонами. Отдельные метасоматиты («зональная колонка») объединяются в метасоматическую фацию. Совокупность фаций по вертикали создает метасоматическую формацию.

Теорию метасоматической зональности разработал В. А. Жариков. Главные особенности инфильтрационного и диффузного мета­соматоза сводятся к следующему:

· при просачивании растворов произвольного, но постоянного состава через породы произвольного, но однородного состава в результате изотермического метасоматоза образуется колонка резко граничных зон качественно различного минерального состава;

· в пределах инфильтрационных метасоматических зон состав породы и растворов остается постоянным, на границах зон происходят скачкообразное изменение состава породы и раствора. В зоне действия диффузии состав раствора, породы и минералов изменяется непрерывно;

· процессы замещения в инфильтрационных колонках выражаются в изменении качественного минерального состава на границе зон и количественных соотношений минералов в пределах зон;

· по мере просачивания растворов инфильтрационно-метасо­матические колонки испытывают равномерное разрастание. Общая скорость разрастания диффузных колонок замедляется, разрастание отдельных зон может происходить равномерно или прогрессивно вплоть до изменения строения колонки;

· возникновение метасоматической зональности вызвано дифференцированной подвижностью компонентов. Увеличение интенсивности метасоматического процесса выражается в изменении режима компонентов при переходе их из инертного в подвижное состояние, что сопровождается уменьшением числа минералов и приводит к возникновению зональности. Дополнительная зональность возникает в случаях, когда при переходе от одной зоны колонки к другой возможна не одна реакция раствора с породой. Строение колонок сложное.

Фенитизация (название происходит от местности Фен в Скандинавии, где этот процесс был изучен) – это метасоматическое изменение гранитов, гнейсов, песчаников и других горных пород «гранитоидного» состава в экзоконтактовых зонах интрузий щелочных пород. Иногда наблюдается в зонах тектонических нарушений, контролирующих размещение массивов щелочных пород.

Изменение горных пород при фенитизации выражается в замещении кварца, плагиоклаза и слюдистых минералов исходных пород альбитом, калинатровым полевым шпатом, нефелином, щелочными пироксеном и амфиболами. Процесс может сопровождаться анатексисом измененных пород в контактах с интрузивными породами.

При внедрении щелочной магмы в силикатные и алюмосиликатные породы (гнейсы, граниты, песчаники и др.) происходит вынос из кристаллизующегося расплава большого количества щелочей (K₂O, Na₂O), которые активно воздействуют на вмещающие породы, изменяя их особенно при резко различном составе. В результате вокруг массива щелочных пород возникает ореол контактно-метасомати­ческих пород, которые и получили название фенитов. Этот ореол имеет обычно зональное строение: первая зона представлена внедряющимся щелочным массивом (нефелином, щелочным пироксен-эгирином, калишпатом); вторая зона состоит из контактно-метасо­матических пород (эгирин-авгит, альбит, тонкоигольчатый эгирин); третья зона – это реликты первичных минералов вмещающих пород.

Фениты в значительной степени являются продуктами натриевого метасоматоза, сопровождающего процессы автометаморфизма и контактового метаморфизма.

Установлено, что ширина экзоконтактовых ореолов развития фенитов пропорциональна размерам интрузивных тел, причем наиболе мощные ореолы характерны для собственно щелочных интрузий.

При фенитизации нередко во вмещающие породы выносятся Nb, Ta, Tr, Zr, Hf. В фенитах они дают скопления минералов: пирохлор (Nb, Ta, TR, U, Th), циркон (Zr + Hf), бастензит (TR).

Скарнообразование приводит к формированию скарнов – известково-магнезиально-железистых силикатов, которые возникают метасоматическим путем на контакте карбонатных вмещающих пород с перегретыми (чаще кислыми гранитоидами) породами часто богатыми летучими компонентами. Этот геохимический процесс происходит при замещении обеих пород (биметасоматоз по Д. С. Коржинскому) (рис. 14).

Скарном шведские рудокопы называли пироксен – гранатово-эпидотовую породу (это название сохранилось в геологической литературе). Они образуются на глубине 3–7 км, чему способствуют возникающие трещины контракции (усадки объема при остывании магматических пород). В зависимости от состава вмещающих карбонатных толщ скарны формируются двух типов: магнезиальные (доломит, мрамор) и известковые (известняки). Породы содержат повышенное содержание кальция и магния.

 

Рис. 14. Формирование скарна (Д. С. Коржинский)

 

Ниже приводим их сравнительную характеристику:

Магнезиальные	Известковые
Образуются магнезиальные минералы при температуре 850–650 °С	форстерит (Mg2[SiO4]), флогопит, шпинель (MgAl2O4), диопсид CaMg[Si2O6], энстатит, периклаз, турмалин и др.	Образуются кальциевые силикаты при температуре 800–400 °С	волластонит (Ca3[Si3O9]), гроссуляр, диопсид, эпидот, тремолит и др.

 

При развитии трещиноватости в них поступают гидротермальные растворы, которые отделяются при кристаллизации магматических пород. Они изменяют ранние и более поздние скарновые минералы. Cкарновые образования перекристаллизовываются. В скарны из гидротерм поступает шеелит Са[WO₄], молибденит – MoS₂, минералы Bе, Sn, Fe, Co, Pb, Zn, Cu, самородное золото.

По характеру рудной специализации выделяют скарны: железорудные (г. Магнитогорск – Урал); меднорудные (Хакасия); вольфрамоносные (Средняя Азия); полиметаллические (Тетюхе – Дальний Восток); кобальтовые (Дашкесан – Азербайджан); золоторудные (Горная Шория – Алтай); бороносные (Горная Шория, Якутия).

Минеральный и химический состав скарнов характеризует металлогенические возможности той силикатной породы, на контакте расплава которой образовался скарн. Карбонаты кальция осаждают ряд алюмосиликатных минералов: пироксен, гранат, эпидот.

В гипергенной зоне также протекает метасоматические процессы, однако они менее масштабны.

 

Гидротермальные процессы

Магматогенные процессы заканчиваются проявлением гидротермальной деятельности, т. е. происходит образование минералов под воздействием нагретых вод, которые отделяются от магмы по мере снижения ее температуры в ходе кристаллизации. Магматогенные воды с летучими HСl и HF образуют кислые гидротермы, которые создают условия для формирования типичных минералов Si (кварц, халцедон), Cu, Pb, Zn, Hg, Au, Fe, Co, Ni, As, Sb, Bi, Sn, W, Mo, U, реже Mn, характерны минералы N, K, Ca, Mg, Ba. Форма переноса рудных элементов: ионная, коллоидная, комплексная.

Основные причины отложения минералов из гидротермальных растворов: температура, давление, щелочно-кислотные и окислительно-восстановительные условия. Минералы отлагаются в форме жил. А. И. Перельман приводит систематику гидротерм (табл. 10).

Кислородные гидротермы (I–IV классы) сернокислые и солянокислые с pH 0,5–3,5, богатые Fe, Al, местами Cu, Zn, Pb (Тихоокеанский пояс, Камчатка и др.). Воды содержат O₂, иногда H₂S, Eh достигает 1 В и более за счет HF, HCl.

Глеевые термы (V–VIII классы) известны в альпийской зоне, по составу углекислые, азотные и др. Классы V и VI представлены хлоридными растворами с pH 2,0–3,5 и выщелоченными из пород элементами Fe, Mn, Sr, Ba, Pb, Zn, Cu и др. К классу VII относятся азотно-углекислые термы, обогащенные As, B, Li, Rb, местами Sb, Hg и др. К VIII классу принадлежат азотные термы сульфатно-гидро­карбонатно-натриевого состава и обогащены SiO₂, Ge, Be, F, W и Mo. Eh местами отрицательный (от –0,08 до –0,1 В).

Таблица 10