Реферат: Контактово-метасоматические горные породы

--PAGE_BREAK--Месторождения магнезиальных скарновформируются при замещении доломитов и доломитизированных известняков. Типоморфными минералами магнезиальных скарнов являются диопсид, форстерит, шпинель, флогопит, серпентин, магнетит, людвигит, доломит, кальцит. Рудные тела представлены линзами, пластообразными и сложными залежами. Характерно их зональное строение. Наибольшее промышленное значение имеют людвигит-магнетитовые, флогопитовые и хритзотил-асбестовые месторождения.
4.1.2       Известковые скарны
Известковые скарны – это метасоматиты, сложенные в основном пироксенами диопсид-геденбергитового ряда, гранатами гроссуляр-андрадитового ряда и волластонитом.

Исходные породы.Известковые экзоскарны образуются по известнякам, мерелям, известковитым туфам и туффитам, магензиальным скарнам. Экзоскарны возникают по интрузивным породам различного состава, а также по эффузивам, кристаллическим сланцам и гнейсам, примыкающим к зонам высокотемпературного прогрева в контактовых ореолах интрузивов. Для образования мощных скарновых тел особенно благоприятны участки чередования карбонатных и алюмосиликатных пород.

Условия залегания метасоматитов.Известковые скарны приурочены к контактам разнообразных по составу интрузивов, но главная их масса тяготеет к грантиоидам повышенной основности. Форма скарновых залежей разнообразна, преобладают пластовые, линзовидные, плащеобразные тела мощностью от десятков сантиметров до первых десятков метров. Кроме того, скарны встречаются среди интрузивных и карбонатных пород без видимой связи с интрузивными контактами. В этом случае они образуют трубо-, жило- или столбообразные тела, а также залежи, мощность которых достигает 15-30м. По падению жилы и столбы прослежены на глубину до 100-300м.

Минеральный состав.Главные минералы представлены гранатами, клинопироксенами, волластонитом, реже скаполитом, эпидотом и везувианом. Последний особенно характерен для метасоматитов, которые развиваются по ранее образованным магнезиальным скарнам.

К второстепенным и акцессорным минералам  относятся магнетит, апатит и сфен. В приповерхностных условиях среди главных или второстепенных минералов появляются ларнит, мервинит, сперрит, тиллеит, геленит.

Для околоскарновых пород типичны полевые шпаты, скаполит и эпидот.

Пироксены известковых скарнов представлены изоморфным рядом диопсид-геденбергит с небольшой примесью чермакита и эгирина. Чистый диопсид встречается редко, как правило, в безрудных скарнах. Наиболее распространены салиты с переменным содержанием геденбергитовой молекулы. На заключительных стадиях скарнообразования появляется иогансенит CaMnSi2O6.

Волластонит слагает спутанноволокнистые или радиальнолучистые агрегаты, реже образует отдельные мелкотаблитчатые кристаллы. Эпидот типичен для эндоскарновых зон, где иногда формируются зоны мономинеральных эпидозитов.

Следует отметить, что однотипные минералы эндо- и экзоскарнов заметно отличаются по химическому составу. Гранаты эндоскарнов всегда содержат больше гроссулярового минала по сравнению с гранатами экзоскарнов. Железистость пироксенов из экзоскарнов, как правило, выше, чем у пироксенов из эндоскарнов. Кроме того, в эндоскарнах всегда присутствуют апатит и титанит.

Химический состав.Формирование известковых эндоскарнов сопровождается накоплением Caи уменьшением содержания Siпо сравнению с исходными алюмосиликатными породами. В экзоскарнах, наоборот, присутствует большее количество Siи меньшее Ca, чем в карбонатных породах. Содержание Fe(иногда и Mg) возрастает во всех разновидностях скарнов, а глинозем испытывает незначительное перераспределение.

Внешний облик.В зависимости от минерального состава окраска скарнов может варьировать от черной (гранатовые скарны) и темно-зеленой (породы, обогащенные геденбергитом) до пятнистой (пироксен-гранатовые скарны) и серовато-белой с красноватым оттенком (волластонитовые скарны). Размеры минеральных зерен колеблются от долей миллиметра до 1-2 см, иногда отдельные кристаллы пироксена и граната достигают 10-15 и даже 30-50см. Очень характерно неравномернозернистое строение пород. Среди текстур типичны массивная, пятнистая, полосчатая, друзовая.

Микроструктуры.Преобладающими микроструктурами являются гранобластовая, гетеробластовая, порфиробластовая и тогранобластовая.

Стадийность и зональность метасоматитов.Для известковых скарнов характерны разнообразные типы метасоматической зональности, что обусловлено вариациями температуры и состава растворов, а также глубиной становления метасоматитов.

В обобщенном виде метасоматическая колонка выглядит следующим образом:

0.               Карбонатная порода

1.               Волластонитовый экзоскарн

2.               Пипоксеновый экзоскарн

3.               Гранатовый экзо- или эндоскарн

4.               Пироксен-гранатовый эндоскарн

5.               Пироксен-плагиоклазовая околоскарновая порода

0.                Алюмосиликатная порода

При понижении температуры из колонки выпадает зона волластонитового, а иногда и гроссулярового скарна; в эндоскарнах появляется эпидот. В ходе дальнейшего охлаждения формируются ассоциации кварц-плагиоклазовых метасоматитов: Mn-содержащие пироксены, андрадит, амфибол, плагиоклаз, кварц и низкотемпературная пропилитовая ассоциация: эпидот, тремолит, хлорит, кальцит.

При понижении температуры и повышении кислотности растворов на скарны накладывается грейзеновая ассоциация: флюорит, слюды, хрупкие слюды, топаз.

Скарны широко распространены в земной коре и формировались от архея до кайнозоя.

Магнезиальные и известковые скарны служат благоприятной средой для рудоотложения. В них сосредоточена значительная доля мировых запасов Fe, W, флогопита, вермикулита, лазурита. К скарнам приурочены месторождения Cu, Co, Au, U, Bи других полезных ископаемых. Рудная минерализация носит как сопряженный, так и наложенный характер. С магнезиальными скарнами сопряжены магнетитовые руды, а также скопления людвигита, флогопита, лазурита. Месторождения других металлов обычно наложены на скарны и связаны с воздействием более низкотемпературных гидротермальных растворов.

Известковые скарны вмещают промышленные месторождения всех металлов, кроме хрома, сурьмы и ртути, а также многих неметаллических полезных ископаемых.

Ведущую роль играют следующие типы месторождений:

1)              магнетитовые и кобальт-магнетитовые – связаны с умеренными гранитоидами небольших глубин и сиенитами. Форма тел пластовая, штокообразная и неправильная ветвистая. Залежи могут прослеживаться на несколько километров при мощности в несколько метров. Главными рудными минералами являются магнетит, гематит, пирит, кобальтин, пирротин, нерудными – пироксен и гранат. Подобные месторождения находятся на Урале (Гороблагодатское), в Казахстане (Соколовское), Закавказье (Дашкесан), а также крупные месторождения имеются в Болгарии, Италии, КНР, Японии и США.

2)              месторождения молибденит-шеелитовоготипа приурочены к зонам брекчирования и структурам контактов гранитов, плагиогранитов, мраморами и сланцами. Форма рудных тел сложная, обычно штокверковая, реже жилообразная. Главные минералы – молибденит, шеелит, сульфиды железа и меди, пироксены и гранаты. К этому типу принадлежат месторождения на Северном Кавказе, в Средней Азии, в США и КНР.

3)              халькопиритовые месторождения локализуются в приконтактовой зоне гранотоидов и эффузивов среди известняков. Руды слагают гнездо-, трубо- и жилообразные тела. Текстуры их вкрапленные и массивные. Главные минералы – халькопирит, пирит, пирротин, сфалерит. Месторождения этого типа находятся на Урале, в Казахстане, США.

4)              Галенит-сфалеритовые скарновые месторождения приурочены к контактам гранодиорит-порфиров, гранит-порфиров и кварцевых порфиров с известняками. Рудные тела имеют сложную форму и крупные размеры. Руды сложены галенитом, сфалеритом, пиритом, халькопиритом, пирротином, гранатами и пироксеном. Крупные месторождения расположены в Приморье, Средней Азии, США, Мексике, Турции, Афганистане.
5.     Метасоматиты, равновесные с щелочными растворами



5.1    Фация полевошпатовых метасоматитов
К фации полевошпатовых метасоматитов относятся высокосреднетемпературные, гидротермально-измененные породы, равновесные с умеренно щелочными (pH=7.0-8.5)калий-натриевыми галоидными растворами. Среди пород данной фации преобладают микроклититы и альбититы, развитые по алюмосиликатному субстрату. Значительно реже образуются эгирин-магнетитовые метасоматиты по железистым кварцитам и эгирин-флюоритовые метасоматиты по карбонатным породам.

Главными особенностями минерального состава полевошпатовых метасоматитов являются:

1)              резкое преобладание минералов, содержащих Naи K(микроклин, альбит, щелочные пироксены и амфиболы, слюды, приолит);

2)              постоянное присутствие минералов с летучими компонентами (слюды, флюорит, криолит, апатит, гагаринит);

3)              большое разнообразие (около 70 видов и разновидностей) минералов редких металлов;

4)              частое сохранение реликтового (перекристаллизованного) кварца.

К полевошпатовым метасоматитам приурочено бериллиевое, урановое, тантало-ниобиевое, редкоземельное и реже – оловянное оруденение.
5.1.1       Альбититы
Альбититы – метасоматиты, состоящие из альбита (не менее 70%объема пород) и щелочных цветных минералов.

Исходные породы.Альбититы образуются при метасоматическом преобразовании полевошпатовых и кварц-полевошпатовых пород: сиенитов, гранитов, гнейсов, вулканитов среднего и кислого составов, песчаников.

Условия залегания метасоматитов.Альбититы встречаются главным образом в трех геологических обстановках: 1) в зонах глубинных разломов, пересекающих фундамент древних кратонов; 2) вблизи контактов щелочных интрузивов; 3) в апикальных частях интрузивных массивов, сложенных щелочными гранитами. Форма залегания метасоматитов – крутопадающие линзы, пластовые и жилоподобные тела, реже штокверковые и неправильной формы залежи. В щелочных гранитоидах альбититы локализуются в апикальных участках куполов или их гребневидных выступах, апофизах и дайках. Протяженность зон интенсивной альбитизации измеряется десятками-сотнями метров, иногда первыми километрами. Мощность варьирует от нескольких метров до десятков, реже – сотен метров.

Минеральный состав.Главные новообразованные минералы: альбит   (An1-5), щелочные пироксены и амфиболы, реже биотит, магнетит и гематит. Второстепенные и акцессорные минералы: циртолит и малакон, колумбит, торит, браннерит, уранинит, касситерит и флюорит.

Альбит представлен двумя генерациями. К первой из них относят относительно крупные кристаллы, замещающие плагиоклаз, полевой шпат и кварц исходных пород. По плагиоклазу развиваются относительно идиоморфные таблитчатые кристаллы альбита с полисинтетическими двойниками; K-Naполевой шпат замещается широкотаблитчатыми кристаллами и неправильными зернами шахматного альбита, кварц – сахаровидным зернистым агрегатом альбита со слабо проявленным двойниковым строением. Альбит второй генерации, слагающий мелкие пластинчатые кристаллы и лейсты, характерен для зон максимального метасоматического замещения исходных пород. Кристаллы альбита IIрасполагаются либо беспорядочно, либо образуют сноповидные и веерообразные агрегаты.

Новообразованные пироксены альбитизированных пород относятся к рядам эгирин-авгит и эгирин-диопсид. Во внутренних зонах метасоматических колонок содержание эгиринового компонента в пироксенах превышает 80 мол.%. В пироксенах с небольшой долей эгирина обычно проявлена зональность, а предельно натриевые эгирины отличаются отсутствием зональности. Они образуют длиннопризматические кристаллы со слабо развитыми концевыми гранями, окрашенные в желтоватые или зеленоватые тона. Характерны агрегаты с волокнистым строение.

Амфиболы, возникшие на начальной стадии метасоматического изменения, состав, промежуточный между гастингситом и арфведсонитом. При более интенсивном метасоматизме появляются рибекит, родусит, кроссит, в богатых алюминием породах – глаукофан. Все эти минералы, которые можно различить только по оптическим свойствам, слагают тонкоигольчатые кристаллы. Широко развиты спутанноволокнистые агрегаты, пучки, скопления кристаллов, облекающие зерна альбита. Описаны метасоматиты с крокидолитом – голубым асбестом, который является своеобразной морфологической разновидностью Na-амфиболов. Эти породы имеют брекчиевую текстуру: обломки, замещенные альбитом и эгирином, цементируются крогидолитом, который отвечает по составу рибекиту или родуситу.

Химический состав.По сравнению с исходными породами альбититы обогащены Na, Al, F, Fe3+,обеднены Ca, Mg, Fe2+,в меньшей степени K. Вне зависимости от исходного субстрата альбитизация сопровождается привносом Siза исключением единственного случая, когда протолитом являются ультракислые аляскиты и лейкограниты; характерно накопление Nb, Ta, Zr, U, Thи редкоземельных элементов.

Внешний облик.Альбититы, образованные по гнейсам, отличаются полосчатой или гнейсовидной текстурой, мелкозернистой структурой и высоким содержанием цветных металлов. Породы имеют серую или бурую окраску, которая при наличии большого количества рибекита приобретает синеватый оттенок. По сиенитам и гранитам развиваются средне- и крупнозернистые альбититы более светлого серого и розоватого цветов. Мелкозернистые альбититы имеют сахаровидный облик.

Микроструктурагранобластовая, нематогранобластовая, лепидогранобластовая.

Стадийность и зональность метасоматитов.Щелочной метасоматизм начинается с образования пертитов замещения в K-Naполевом шпате, которые, разрастаясь, превращаются в конечном итоге в полные псевдоморфозы альбита. Также псевдоморфно замещается альбитом плагиоклаз. При этом внутри зерен альбита сохраняется много замутненных участков и чешуек серицита, приуроченных к реликтам первичного плагиоклаза. Кварц подвергается грануляции и перекристаллизации. По цветным минералам развиваются щелочные амфиболы и щелочные пироксены.

Во многих случаях устанавливаются два этапа минералообразования, разделенные катаклазом и брекчированием пород. На втором этапе альбит, развитый по плагиоклазу, очищается от включений, появляется лейстовый альбит II, кварц частично или полностью замещается сахаровидным альбитом, в центре брекчии образуется крокидолит.

Зональность метасоматитов выражена в том, что альбититы, залегающие во внутренней (тыловой) зоне метасоматической колонки, сменяются альбитизированными породами внешней (фронтальной) зоны, а те, в свою очередь, пропилитами, которые состоят из альбита, хлорита, эпидота, карбоната и окаймляют зоны интенсивной альбитизации. Минералы позднего пропилитового парагенезиса можно обнаружить и в самих альбититах и альбитизированных породах.

Примеры метасоматических колонок зон альбитизации вблизи глубинных разломов, на контактах щелочных интрузивов и в апикальных частях гранитных массивов приведены ниже по данным Б.И. Омельяненко (1978г.), Л.П. Перчука (1966г.), А.А. Беуса (1962г.) и др.

I

0.               Биотитовый гранит

1.               Кв + Ми + Аб + Риб + Гем

2.               Кв + Аб + Риб + Гем

3.               Аб + Риб + Гем

4.               Аб + Эг

II

0.               Нефелиновый сиенит: Аб + Би + Неф + Ми + Пи

1.               Аб + Эг + Неф + Ми

2.               Аб + Эг + Неф

3.               Аб + Эг

4.               Аб

III


0.               Биотитовый гранит: Олиг + Кш + Кв + Би + Мт

1.               Ол + (Кш) + Ми + Кв + Би + Мт

2.               Аб + Ми + Кв + Би + Мт

3.               Аб + Ми + Кв + Риб

4.               Аб + Кв + Риб

5.               Аб + Кв + Эг

6.               Аб +Кв

Обычно метасоматизм завершается на образовании трехминеральных ассоциаций и только при максимальном изменении в тыловых зонах колонок возникают биминеральные ассоциации альбит + кварц, альбит + эгирин, или маломощные мономинеральные альбитовые зоны.

Метасоматическая колонка, полученная Г.П. Зарайским и В.И. Зыряновым [1972]в опытах по моделированию альбитизации имеет следующий вид:

0.               Ол + Би + Кш + Кв

1.               Аб + ЩАм + Кш + Кв

2.               Аб + ЩАм + Кш

3.               Аб + ЩАм

Условия эксперимента: тонкораздробленный биотитовый гранит в течение 430 ч реагировал с одномолярным раствором NaFпри T=550 °C и P=100 МПа.

Строение колонки соответствует тем сочетаниям метасоматитов, которые наблюдаются в природных зонах альбитизации.

Альбититовые месторождениясвязаны с разновозрастными интрузивными комплексами кислого и щелочного состава малых и средних глубин. Размещаются они в апикальных частях, апофизах, куполовидных выступах интрузивных массивов и часто контролируются зонами разрывных тектонических нарушений. Локализация оруденения в пределах апикальных участков объясняется тем, что здесь возникли зоны пониженного давления, длительное время служившие коллекторами рудообразующих растворов, выделявшихся из глубоких частей интрузивных массивов.

Рудные тела месторождений – преимущественно штокверки и менерализованные зоны дробления – обладают сложным вещественным составом. Площадь развития оруденения достигает нескольких квадратных километров, глубина распространения – первые сотни метров, реже до 600 м.

К альбититам приурочены месторождения тантала, ниобия, тория, урана, редких земель, циркония. Они развиты на территории России, КНР, Индии, Намибии, Нигерии, Канады, Бразилии.
6.     Метасоматиты, равновесные с кислыми растворами



Кислотный метасоматизм (или кислотное выщелачивание) приводит к образованию грейзенов, цвиттеров, слюдитов, березитов, вторичных кварцитов и других метасоматитов. Сущность кислотного выщелачивания заключается в интенсивном выносе оснований (Fe, Mg, Ca, Na, K)и образовании в зонах максимального метасоматического изменения минералов, сложенных наиболее кислотными компонентами: кремнеземом и глиноземом, в предельном случае – одного кварца.

К кислотным метасоматитам приурочено редкометальное оруденение (Be, Sn, W, Mo), медь, драгоценные металлы и глиноземистое сырье.

По T-pHусловиям процесса метасоматиты кислотного выщелачивания объединяются в три главные фации: 1) филлизитовую (грейзены, цвиттеры, слюдиты и др.); 2) вторичных кварцитов и 3) аргиллизитовую.

6.1      Филлизитовая фация

К филлизитовой фации относятся продукты средне- и низкотемпературного метасоматизма, возникающие под воздействием кислых (pH=3-5) хлоридно-фторидными растворами, содержащими литий и бор. Типоморфными минералами этих пород являются литийсодержащие слюды, флюорит и топаз.

6.1.1       Грейзены

Грейзены – это метасоматиты, сложенные кварцем, слюдами и (или) топазом. Термин грейзен издавна использовался немецкими горняками для обозначения серых гранитов с вкрапленностью касситерита (grausen– серый на нижнегерманском диалекте).

Исходные породы.Грейзены образуются при метасоматическом изменении гранитоидов, кислых вулканитов, алюмосиликатных осадочных и метаморфических пород.

Условия залегания метасоматитов.Грейзены ассоциируют с плутонами лейкоктатовых гранитов, верхние кромки которых в момент формирования располагались на глубинах от 1.5 до 4.0 км. Метасоматиты развиваются вблизи апикальных частей интрузивов, как в самих гранитах, так и во вмещающих породах. Могут быть выделены сплошные зоны приконтактовой грейзенизации площадью до 10 км2 и мощностью до 300-400 м и локальные грейзеновые тела жильной, пластовой, трубообразной и неправильной формы протяженностью в десятки-сотни метров, мощность которых обычно не превышает нескольких метров.

Минеральный состав.Главными типоморфными минералами грейзенов являются слюды, кварц, топаз и реже альбит. К второстепенным и акцессорным минералам относятся новообразованный K-Naполевой шпат, флюорит, берилл, касситерит, вольфрамит. Реже встречаются андалузит, корунд и гранат спессартин-альмандинового ряда.

Количественный минеральный состав грейзенов изменчив, что было положено Р.Кюне (1970 г.) в основу их классификации. Преобладают слюдяно-кварцевые и кварц-слюдяные разности с количеством слюды от 15 до 60 об.%, реже встречаются кварцевые и топазсодержащие грейзены. Редкие породы с аналузитом и корундом, которые пространственно связаны с малыми интрузивами гранит-порфиров, являются промежуточным звеном между грейзенами и вторичными кварцитами.

Слюды грейзенов представлены мусковитом-фенгитом, содержащим парагонитовую (натриевую) молекулу, или лепидолитом. Доля фтора в слюдах всегда значительна и достигает в мусковите 2.5-3.0 мас.%, а в лепидолите 8.0 мас.%. Мусковит обычно представлен несколькими разновидностями. Ранний мусковит псевдоморфно замещает листочки биотита исходных гранитов и часто содержит ориентированные по направлению плоскостей совершенной спайности включения рутила, флюорита и пирита, возникшие за счет компонентов биотита. Солее поздняя разновидность мусковита в виде чешуек различного размера входит в слюдяно-кварцевые псевдоморфозы по полевым шпатам и корродируется топазом и поздним кварцем.

Кварц представлен двумя, а иногда и большим количеством генераций. К раннему кварцу относятся крупные изометричные зерна, которые, видимо, образуются за счет грануляции и последующей собирательной перекристаллизации кварца исходных гранитоидов. Поздний кварц – это мелкие причудливой формы выделения со ступенчато-извилистыми границами, замещающие вместе с мусковитом полевые шпаты. Кварц IIпереполнен газово-жидкими включениями с высокой минерализацией. Содержание NaClи других компонентов во включениях иногда достигает 20-40 мас.%.

Топаз наблюдается в виде зернистых агрегатов, кучных гранобластовых скоплений, игольчатых или призматических кристаллов и микрозернистых выделений сферолитового строения. Топаз относится к фтористой разновидности с 13-18 мас.%фтора.

Плагиоклаз грейзенов представлен альбитом (An1-9), полевые шпаты (микроклин, реже ортоклаз) развиты во внешних зонах метасоматических колонок или слагают поздние прожилки.

Турмалин (шерл) обычно окрашен в зеленовато-синий цвет и резко плеохроирует от светло-коричневого по Npдо зелено-синего по Ng. Он приурочен к внешним зонам и является более поздним по отношению к слюдам и кварцу.

Химический состав.Грейзенизация сопровождается привносом воды, Si, F, Li и реже B. Так, если среднее содержание воды в неизменных гранитах составляет 0.6-0.7 мас.%, то в грейзенах оно достигает 2.3-3.0 мас.%, в среднем составляя 1.0 мас.%. Количество фтора, важнейшими концентраторами которого являются топаз и слюды, возрастает от 0.1-0.2 мас.%в гранитах до 4.8 мас.%в топазовых грейзенах. Привнос SiO2при грейзенизации устанавливается во всех случаях, кроме мусковитовых грейзенов, в которых количество кремнезема по сравнению с исходными гранитами несколько снижается. В кварцевых грейзенах содержаниеSiO2максимально и достигает 89-94 мас.%. Литий и калий в начале процесса обычно накапливаются в слюдах, а на конечных его стадиях выносятся вместе с алюминием. Кальций и магний при грейзенизации выносятся.

Таким образом, для грейзенизации характерен привнос H+, F, Si, а также Li и B и вынос Ca и Mg, к которым может добавляться  Na и K при наиболее интенсивном изменении.

Внешний облик.Благодаря обилию слюды, флюорита, топаза грейзены легко определяются уже при макроскопическом изучении. От близких по минеральному составу слюдяно-кварцевых метаморфических пород они отличаются беспорядочным расположением чешуек слюды, сохранением реликтовых минералов, структур и текстур исходных пород, присутствием многочисленных прожилков, сложенных слюдами, кварцем и другими минералами. Грейзены окрашены в светло-серый, серый, зеленовато-серый и зеленый цвета, присутствие топаза придает им голубоватый оттенок. Текстуры метасоматитов разнообразны и во многом зависят от строения исходных пород. Наиболее типичны массивная текстура, а также полосчатая, пятнистая, брекчиевидная, плотная и ноздревато-пористая текстуры.

Микроструктуры грейзенов зависят от интенсивности метасоматизма. Можно проследить постепенные переходы от бластогранитовой, бастопорфировой и бластопсаммитовой структур к гетеробластовой, грано- и лепидобластовой, гломеробластовой и нематогранобластовой. Гранобластовая структура типична для кварцевых и топазовых грейзенов. Гломеробластовая структура определяется наличием скоплений зерен одного минерала, например, топаза или флюорита. Турмалин-кварцевые грейзены обладают нематогранобластовой структурой.

Стадийность и зональность метасоматитов. Последовательность замещения новообразованными минералами наиболее отчетливо устанавливается при грейзенизации гранитов. Прежде всего становится неустойчивым биотит, который превращается в агрегат мусковита, магнетита и флюорита. Олигоклаз испытывает деанортитизацию, а позднее замещается мусковитом.

По иному протекает разложение K-Naполевого шпата. На первом этапе перекристаллизацию и частичное замещение пластинчатым кварцем, проникающим по ослабленным направлениям в полевой шпат и как бы клиньями расчленяющим его.В дальнейшем полевой шпат испытывает альбитизацию и только после этого замещается кварц-мусковитовым агрегатом. Таким образом, имеет место избирательное замещение полевых шпатов мусковитом и относительная устойчивость калиевого полевого шпата в кислотных растворах. Окончательное разложение калиевого полевого шпата фиксирует переход от грейзенизированных гранитов к кварц-мусковитовым грейзенам с гранолепидобластовой структурой.

Итак, последовательность замещения магматических минералов гранитов такова:

Би ®Пл ®Кш.

При дальнейшем усилении грейзенизации становится неустойчивым мусковит, который замещается кварцем и топазом; при этом формы топазовых выделений могут быть самыми разнообразными: зерна, порфиробласты с многочисленными ответвлениями, звездчатые скопления игольчатых или призматических кристаллов. Грейзены с пятнистыми выделениями топаза обладают гломеробластовой, порфиробластовой или нематобластовой структурами. В зонах максимального изменения формируются кварцевые грейзены с гранобластовой структурой, в которых топаз сохраняется редко и имеет вид разобщенных и корродированных реликтов, иногда еще сохраняющих единую оптическую ориентировку. Одним из наиболее поздних минералов грейзенов является флюорит, кристаллы которого обладают причудливыми формами и цементируют мусковит и кварц поздних генераций. В конечном итоге грейзенизация приводит к образованию кварца или агрегата кварца и слюды.

Метасоматическая зональность наиболее отчетливо выражена в жильных грейзеновых телах, которые имеют симметричное строение относительно осевых жил или рудоконтролирующих трещин. В крупных грейзеновых куполах зональность асимметрична по отношению к апикальной поверхности гранитов и выражена менее отчетливо.

Типичная метасоматическая колонка была изучена в районе Кураминского хребта Г.А. Лисициной и Б.И. Омельяненко в 1961 г.

0.                Гранит: Кв + Кш + Ол + Би + Мт

1.                Кв + Му + Кш + Аб + Мт

2.                Кв + Му + Кш + Аб

3.                Кв + Му + Кш

4а.  Кв + Му

4б. Кв + То

5.   Кв

Этот пример отражает тенденцию к образованию существенно кварцевых метасоматитов во внутренних зонах. Породы зон 1-3 относятся к грейзенизированным гранитам, а зоны 4-5 являются собственно грейзенами. Кварц-топазовая зона 4б во многих случаях не образуется. Между внешними более мощными зонами колонки наблюдаются расплывчатые постепенные переходы. Внутренние маломощные зоны характеризуются относительно четкими границами.

В тылу метасоматической колонки может возникнуть и мусковитовая зона. Подобные грейзены, образованные по редкометальным гранитам, были изучены В.И. Коваленко (1969 г.)
0.               Гранит

1.               Кв + Кш + Аб + Би + Му

2.               Кв + Кш + Аб +  Му

3.               Кв + Аб +  Му

4.               Кв + Му + Флю

5.               Му + Флю

Для редких андалузитовых грейзенов Дальненского гранитного плутона Казахстана Д.М. Захаровой (1956 г.) описана оригинальная метасоматическая колонка, в которой андалузит занимает место топаза:

0.               Биотитовый гранит

1.               Кв + Кш + Пл + Би + Му

2.               Кв + Кш + Пл  + Му

3.               Кв + Му + Кш

4.               Кв + Му + Анд

5.               Му + Анд

Если грейзены развиваются по гранитоидам повышенной основности, то фронтальная зона метасоматических колонок часто бывает сложена кварц-хлоритовыми пропилитами.

Центральные части зонально построенных грейзеновых тел, содержащих мономинеральные кварцевые зоны, нередко пересечены гидротермальными жилами, которые являются более поздними образованиями по сравнению с грейзненами. Ответвления этих жил пересекают различные зоны метасоматических колонок.

Жилы преимущественно сложены кварцем и в значительно меньшем количестве слюдами и мусковит-жильбертитового ряда, хлоритом, альбитом и ортоклазом. К жильбертитовой оторочке жил приурочены скопления берилла, вольфрамита и висмутина. Образование жил обусловлено теми же кислотными растворами, которые привели к возникновению грейзенов, а затем существенно измелили свой состав и кислотность-щелочность при взаимодействии с вмещающими породами и при понижении температуры.

Грейзеновые месторождения.Среди грейзеновых месторождений по преобладающей рудной минерализации можно выделить следующие основные типы: вольфрамит-топаз-кварцевый, касситерит-топаз-кварцевый и комплексный вольфрамит-молибденит-топаз кварцевый.

С грейзенами связаны также имеющие важное промышленное значение месторождения бериллия.
6.2      Фация вторичных кварцитов
К фации вторичных кварцитов относятся продукты интенсивного среднетемпературного кислотного метасоматоза, равновесные с хлоридными растворами, которые содержат углекислоту и серу; pHколеблется от 1 до 4. В этих условиях оказываются устойчивыми только кварц и высокоглиноземистые минералы: корунд, андалузит, алунит, диаспор и другие. Термин вторичный кварцит был введен в русскую геологическую литературу Е.С. Федоровым и В.В. Никитиным в 1901 г., а позднее широко применялся Н.И. Наковником для обозначения метасоматитов, возникших в процессе поствулканической гидротермальной деятельности. Термин неудачен из-за своей неопределенности; ми часто обозначают гидротермально-измененые породы разного состава и генезиса.

Собственно вторичными кварцитами целесообразно называть метасоматиты, содержащие не менее 50%кварца. При меньшем количестве кварца правильнее говорить о кварц-корундовых, кварц-андалузитовых, кварц-алунитовых метасоматитах. Если кварц становится второстепенным минералом, то речь может идти о корундовых, андалузитовых и алунитовых метасоматитах.

Исходные породы.Вторичные кварциты формируются по вулканогенным, вулканогенно-осадочным и интрузивным породам кислого и среднего составов; особенно податливы при изменении пористые туфы.

Условия залегания метасоматитов. Вторичные кварциты приурочены к центрам преимущественно наземного кислого и среднего вулканизма и образуют массивы, измеряемые километрами в поперечнике. Такие массивы чаще всего обладают изометричной формой в плане и грубо концентрическим зональным строением, которое может осложняться разнообразными ответвлениями вдоль тектонических нарушений. Будучи породами, обогащенными кварцем, вторичные кварциты устойчивы к процессу выветривания, и сложенные ими массивы часто выделяются в рельефе, образуя возвышенности с ребристыми скалистыми склонами, зубчатыми гребнями и острыми пикообразными вершинами. В депрессиях между скалами и по периферии массивов вторичных кварцитов развиты аргиллизиты и другие рыхлые породы. Неравномерное ожелезнение придает этим породам характерную пеструю окраску с чередованием белых, желтых и красных пятен.

В сложно построенных массивах вторичные кварциты занимают либо центральные зоны, либо располагаются вокруг ядер кварц-калишпатовых метасоматитов и серицитолитов. По периферии массивов развиваются широкие ореолы пропилититов или аргиллизитов.

Минеральный состав.Главными новообразованными минералами вторичных кварцитов являются кварц, серицит (мусковит), андалузит, алунит K2Al6(OH)4(SO4)4, корунд, диаспор, пирофиллитAl2[Si4O10](OH)2и самородная сера.

К второстепенным и акцессорным минералам относятся пирит, гематит, рутил, топаз, зуниит, флюорит, турмалин, дюмортьерит, лазулит и барит.

Типоморфными минеральными ассоциациями вторичных кварцитов являются сочетания кварца с алунитом, диаспором, корундом, а также с самородной серой. Парагенезисы кварц + андалузит и кварц + серицит могут появляться не только во вторичных кварцитах, но и в грейзенах, березитах, серицитолитах, пропилитах, что затрудняет отнесение метасоматитов к тому или иному виду. В качестве дополнительного критерия, подтверждающего принадлежность кварц-андалузитовых и кварц-серицитовых метасоматитов к вторичным кварцитам, могут служить включения или прожилки диаспора, пирофиллита, алунита. В близких по составу пропилитах содержатся хлорит, карбонат, эпидот и альбит.

Средние размеры новообразованных минералов вторичных кварцитов составляет сотые и десятые доли миллиметра; корунд, пирит, алунит, гематит, могут образовывать миллиметровые и сантиметровые кристаллы. Преобладающая форма развития метасоматических минералов – агрегатные моно- или полиминеральные псевдоморфозы, переходящие в неясные, расплывчатые порфиробласты. Так, по плагиоклазу развиваются кварц-серицитовые или кварц-алунитовые псевдоморфозы, по калишпату – серицитовые или алунитовые, а по цветным минералам – кварц-пирит-рутил-серицитовые ассоциации с небольшим количеством глиноземистых минералов.

Новообразованный кварц представлен двумя генерациями. Ранний кварц образует рассеянные зерна размером в сотые и десятые доли миллиметра и их скопления, составляющие общий фон породы, гранобластовые мозаичные агрегаты и каймы обрастания вокруг реликтового кварца, а также жилки и агрегатные скопления в смеси с серицитом, замещающие первичные минералы. Сюда же относится микрозернистый кварц и с примесью алунита, развивающийся по основной массе вулканитов.

Кварц поздней генерации формирует тонкую сеть мелких ветвящихся прожилков мощностью от долей миллиметра до первых сантиметров. Оно особенно типичен для вторичных кварцитов по гранитоидам.

Серицит (мусковит) также представлен двумя генерациями. Ранний серицит встречается в виде мелких чешуек в составе агрегатных псевдоморфоз, замещающих полевые шпаты и биотит, или образует рассеянные скопления в метасоматитах. Серицит поздней генерации выполняет маломощные мономинеральные прожилки. В серицитовых вторичных кварцитах, образованных по риолитам, гранитам и трахитам, он представлен калиевой разностью, в метасоматитах по породам среднего состава – парагонитом. Серициты вторичных кварцитов, как правило, недосыщены щелочными металлами и обогащены кремнеземом.

Андалузит наблюдается в виде рассеянных порфиробластов ситовидного строения с многочисленными включениями кварца. Порфиробласты вытянуты по флюидальности и полосчатости исходных пород или вместе с серицитом образуют псевдоморфозу по первичным минералам. Иногда андалузит вторичных кварцитов обнаруживает слабый плеохраизм в розоватых или голубоватых тонах.

Алунит развивается в виде псевдоморфоз по полевым шпатам или разрозненных скопления, а также заполняет  мелкие прожилки. Размер пластинок алунита обычно составляет десятые доли миллиметра. Минерал представлен калиевой разностью: содержание K2O  в нем может достигать 3.2 мас.%. Отношение K2O/Na2Oдля алунита из вторичных кварцитов колеблется от 1.2 до 1.5 мас.%.

Корунд относится к с сапфировому и реже рубиновому типам, однако в тонких срезах под микроскопом не наблюдается плеохроизма, свойственного этим минералам. Отличительной особенностью корунда вторичных кварцитов является его уплощенность по базопинакоиду и, как следствие, положительное удлинение в отличие от отрицательного удлинения этого минерала в метаморфических и магматических породах.

Диаспор встречается в виде рассеянных зерен размером 0.3-0.5 мм, их скоплений и гнезд. Минерал ассоциирует с вторичным кварцем, рутилом, пиритом и зуниитом, образуя с ними срастания без признаков замещения одного минерала другим. Крупные выделения диаспора обладают ситовидным строением и сильно трещиноваты.

Пирит встречается во всех вторичных кварцитах. Он образует отдельные кристаллы или входит в состав агрегатных псевдоморфоз по цветным минералам. Иногда пирит присутствует в кварцевых прожилках и реже выполняет самостоятельные жилки. Минерал представлен кристаллами разнообразной формы: кубическими, пентагонольно-додекаэдрическими и октаэдрическими.

Рутил наблюдается в виде мельчайших зерен, образующих скопления, которые вместе с другими наложенными минералами развиваются по первичным цветным минералам. Содержание рутила во вторичных кварцитах довольно постоянно и не превышает 1%.

Зуниит в виде примеси мелких кристаллов входит в состав псевдоморфоз по вкраплениям полевых шпатов; кроме того, он ассоциирует с кварцем, пиритом, рутилом и флюоритом.

Турмалин вторичных кварцитов в отличие от турмалина других типов метасоматитов представлен высокоглиноземистой разновидностью. Под микроскопом он бесцветен со слабо-желтоватым или голубоватым оттенком и практически не плеохроирует.

Химический состав.  Собственно вторичные кварциты почти нацело состоят из SiO2 (~80мас.%) и Al2O3 (14-18 мас.%). В метасоматитах, содержащих воду и серу, количество этих компонентов может достигать 8-15 мас.%. Нередко отмечается примесь бора (0.1-0.5 мас.%B2O3).

Внешний облик.Вторичные кварциты – светлые породы массивной или пятнистой текстуры и мелко- или среднезернистой структуры. Иногда для них характерна повышенная пористость, которая при интенсивном выщелачивании может достигать 50-60%объема пород.

Микроструктуры.Вторичные кварциты по риолита выделяются бластопорфировой структурой, присутствием реликтовых вкраплений кварца, бластосферолитовым или бластофельзитовым строением, а также реликтовой флюидальностью, полосчатостью и меньшей пористостью по сравнению с вторичными кварцитами, образованными по гранит-порфирам и гранодиорит-порфирам, обладающим бластопорфировидной структурой и тонкой штокверковой кварцевой жилковатостью. Для метасоматически измененных туфов и брекчий типична бластокластическая структура и значительная пористость. Местами микроструктура вторичных кварцитов становится гранобластовой, лепидогранобластовой, нематогранобластовой, порфиро- и пойкилобластовой.

Стадийность и зональность метасоматитов. При изучении взаимоотношений метасоматических минералов, чрезвычайно сложных и противоречивых, удается наметить три главные минеральные ассоциации, которые последовательно сменяют друг друга при изменении температуры и кислотности растворов.

Наиболее ранней является черырехминеральная равновесная ассоциация: кварц I+ рутил + пирит (или гематит) + серицит I. По- видимому, несколько позднее по отношению к этой ассоциации образуются пирофиллит I, диаспор I, алунит, зуниит и топаз. В дальнейшем при повышении температуры и усилении циркуляции растворов возникают андалузит, корунд и продолжается  собирательная перекристаллизация кварца, рутила и пирита. На поздней стадии формируются дюмортьерит, кварц II, серицит II, поздние генерации диаспора и пирофиллита. Минералообразование завершается отложением флюорита, который цементирует зуниит, кварц и пирит.

Метасоматическая зональность в массивах вторичных кварцитов проявлена неотчетливо, хотя общая тенденция к упрощению минерального состава по направлению к зонам наибольшей циркуляции растворов отмечается часто. Удачный пример метасоматической зональности приведен в работе И.П. Иванова (1974 г.).

0.        Диориты, кварцевые порфиры, риолиты и их туфы

1.        Орт + Аб + Кв + Сер + Хл

2.        Орт + Аб + Кв + Сер

3.        Орт + Сер + Кв

4а. Сер + Кв

4б. Кв + Анд

4в. Кв + Пф

4г. Кв + Ал

5.   Кв

Эта метасоматическая колонка в главных чертах сходна с результатами эксперимента, отражающими воздействие на порошок гранитов раствора соляной кислоты и смешанных солевых растворов с отношением                   mKCl / mHCl £3, содержащих углекислоту [Зарайский и др., 1981, 1986]:

0.               Биотитовый гранит

1.               Кв + Аб + Би + (Му)

2.               Кв + Аб + Би + Му

3.               Кв + Му

4.               Кв + Анд

5.               Анд

Отличие экспериментальной колонки заключается в появлении мономинеральной тыловой зоны, сложенной андалузитом. Последовательность образования остальных зон очень близка. Изменение гранитов в эксперименте начинается с появлением мусковита (серицита), который развивается по калишпату. В следующей зоне исчезает микроклин, полностью замещаясь мусковитом. На границе с зоной 3 одновременно исчезают две фазы: альбит и биотит. Эта особенность устойчиво повторяется во всех опытах. При добавлении к раствору соляной кислоты кварцевого порошка в тыловой части колонки образуется маломощная кварцевая зона.

Физико-химические условия образования метасоматитов.Вторичные кварциты формируются в обстановке интенсивного кислотного метасоматоза при выщелачивании всех компонентов, кроме Siи Al.

Вторичные кварциты являются результатом воздействия на кислые и средние породы среднетемпературных (T=300-500 °C) насыщенных SiO2кислых (pH=1-4)преимущественно хлоридных растворов (Cl->>F-), содержащих углекислоту, SO4-2и, возможно, BO3-3; в катионной части растворов преобладают K+ и Na+. Максимальные метасоматические изменения происходят в приповерхностных зонах, где благодаря высокой пористости и трещиноватости обеспечивается относительно свободная циркуляция кислорода, а горные породы обогащены вадозными водами, которые и производят интенсивное кислотное выщелачивание. Под воздействием таких растворов возникают не только вторичные кварциты, но и серицитолиты, аргиллизиты, пропилиты.

Распространенность и рудоносность метасоматитов. Метасоматиты фации вторичных кварцитов приурочены к центрам наземного, а иногда подводного вулканизма кислого и среднего составов. С массивами вторичных кварцитов связаны крупные месторождения глиноземистого сырья, главным образом корунда (Семиз-Бугу, Центральный Казахстан) и алунита (Заглик, Азербайджан). Приповерхностные вторичные кварциты содержат самородную серу (Камчатка, Курильские острова, Япония).

Рудные месторождения (Mo, Cu, Zn, Pb, Au, Ag, Uи др.), пространственно связанные с вторичными кварцитами, как правило, наложены на эти метасоматиты и значительно отделены от них во времени.


    продолжение
--PAGE_BREAK--7.      Физические, физико-механические, инженерно-геологические свойства

7.1Плотность физических тел


Плотность – это свойство веществ, определяющееся их массой m(физической характеристикой материи) и объёмом V:

s= m/V.

Масса образца состоит из массы твёрдой фазы mти жидкости mж; массой газообразной фазы mгможно пренебречь. Объем образца состоит из объёма твёрдой фазы Vти объема пор Vп. Следовательно,

s= mт +mж /Vт +Vп.

Отношение массы твёрдой фазы породы к занимаемому ею объёму называется

кп= Vп /V; n= кп/(1+кп).

Если относительная влагонасыщенность образца p≤ 1, то масса жидкой фазы в образце

mж  = p*sж*Vп,

где sж  — плотность жидкости, заполняющей поры.

Плотность образца определяется по формуле

s= (1 – кп)d+ кпpsж.

Для водонасыщенного образца (       p= 1, sж= 1 г/см3) плотность

sвл= d— кп(d— 1).

Для газонасыщенного образца (p= 0)

sг  = (1- кп)d.

В зависимости от структуры и текстуры пород структура порового пространства может быть разной. Она характеризуется открытой и эффективной пористостью.

С плотность вещества тесно связан их удельный вес, определяющейся из отношения силы тяжести тела (вес тела P) к его объёму

sв  = P/V= gs,

где g– ускорение свободного падения.
7.1.1       Плотность горных пород, образовавшихся при контактовом метаморфизме
Процессы контактового метаморфизма могут быть без существенного изменения химического состава исходной породы, например при образовании роговиков (термальный метаморфизм); иногда они сопровождаются значительными метасоматическими изменениями. Возникающие при метаморфизме осадочных пород роговики характеризуются повышенной плотностью. Степень увеличения плотности определяется минеральным составом роговиков. Кристаллические сланцы, возникающие в результате контактового метаморфизма (с проявлением метасоматоза) глинистых и известково-глинистых осадочных пород, отличаются резко повышенной плотностью по сравнению с исходными породами, что обусловлено появлением минералов с высокой плотностью (см. табл. 1) и резким уменьшением пористости пород.

Таблица 1

Плотность (в г
/
см3) пород, образовавшихся при контактовом метаморфизме




Метаморфизм

Порода, формация

sср

smin— smax



контактовый

сланец пятнистый

2,55

2,50-2,70

роговик

2,74

2,60-2,85

скарн

-

2,85-3,45

кварцит

2,62

2,57-2,68



7.2Магнитные свойства горных пород
Магнетизм вещества связан с особенностями строения внешних и внутренних атомных орбит, а магнетизм горных пород, кроме того, и с кристаллохимией слагающих их минералов. По типу магнетизма выделяются диа- и парамагнитные химические элементы, образующие все главные породообразующие минералы, и ферромагнитные элементы и минералы, магнитные свойства которых во много раз сильнее магнитных свойств первых и обладают рядом специфических черт.

В веществе, помещённом в магнитное поле, появляется внутреннее магнитное поле, которое накладывается на внешнее (намагничивающее). Напряжённость суммарного магнитного поля (внешнего и внутреннего) называется магнитной индукцией. Магнитная индукция
    продолжение
--PAGE_BREAK--