Булах А.Г. Общая минералогия

Подождите немного. Документ загружается.

Рис. 85. Внутреннее строение гидротермальных жил.

а—секреционная жила обычно имеет резкие контакты с окружающими гор-

ными породами, кристаллы кварца нарастают на стенки трещины и растут внутрь

жилы; 6—метасоматическая жила образуется за счет постепенного разъедания и

химического преобразования окружающих горных пород.

глубину —до 500 м. Жилы редко бывают

в системы жил, сложные по характеру их

Другая форма гидротермальных

минеральных месторождений—это

метасоматические залежи. Они воз-

никают при просачивании растворов

или диффузии вещества через поро-

ды и образуются за счет химических

реакций между веществом горных по-

род и растворами. Морфология та-

ких залежей сложная, размеры раз-

личные. Наиболее крупные размеры

имеют медно-рудные гидротермаль-

ные метасоматические залежи—в

среднем 100 х 500 х 300 м.

одиночными, чаще всего они группируются

взаимных пересечений.

v v v

v v V

у v v v v

_ v Гранит^ v

—

v v G

" " .4

Рис. 86. Зависимость состава метасоматиче-

ских жил от окружающих горных пород.

В кварцевых жилах месторождения Бьют

(США) медно-рудные минералы (черное) отла-

гаются почти всегда в тех же частях жил, кото-

рые залегают в граните.

111

Минеральный состав гидротермальных месторождений очень разнообразен,

так как

слишком различны источники растворов,

значит, они

могут иметь разный химиче-

ский состав, характеризоваться разными концентрациями вещества

них/

значени-

ями

рН и

величинами

их

окислительно-восстановительного потенциала.

качестве

примеров гидротермального минералообразования мозкно рассматривать автометасо-

матические изменения магматических горных пород, процессы поздней перекристал-

лизации пегматитов, образование скарнов.

Как

видно, термин

значительной мере

неопределенен. Можно привести множество других примеров гидротермального

по

своей сущности минералообразования. Традиционно

собственно гидротермальным

условно относят рудоносные жилы

метасоматические залежи,

которых главными

минералами являются кварц

или

кальцит, реже—-доломит, сидерит, барит}флюорит,

рудными компонентами—сульфиды сидерофильных химических элементов (железа,

кобальта, никеля, меди, цинка, мышьяка, молибдена, серебра, сурьмы, ртути, свинца,

висмута),

также оксиды титана, железа, ниобия, олова, тантала, вольфрама, урана.

Их образование связывают

деятельностью восходящих горячих водных растворов,

возникающих обычно

связи

процессами остывания

затвердевания магмы.

Они

образуются

на

разных, глубинах,

вот

некоторые месторождения

по

В.

И.

Синякову

(в

км):

Вольфрамовые '(Восточное Забайкалье)

...

1,5 — 2,0

Оловянные (Восточное Забайкалье)

.* ; .. 1,0—1,5

Оловянные (Якутия)

., .

......

1,3—1,5

Оловянные (Южное Приморье)..,

ч 1,5

Молибденовые (Восточное Забайкалье)

0,5 —1,0

Золоторудное (Восточное Забайкалье)

1,0

Сурьмяно-ртутные (Южный Тянь-Шань)

2,0

—

2,5

Кварц-флюоритовые (Восточное Забайкалье)

0,4—1,0

Некоторое представление

температурах

давлениях,

при

которых формируются

гидротермальные месторождения, дают следующие цифры

(по

В.Б.Наумову), приво-

димые нами

качестве частных примеров.

Для

трех вольфрамовых месторождений

это 360-320°С

170-107 МПа,

360-250°С

101-17 МПа,

330-270°С

110-52 МПа.

Для одного

из

золоторудных месторождений

это 330

—

270° С

180

—

МПа.

Для

двух свинцово-цинковых месторождений

это 270

—

170° С

—

19 МПа, 270

—

170° С

—

20 МПа. Как

видно, цифры весьма различаются.

Условно

чисто ориентировочно гидротермальные рудные месторождения подраз-

деляют

на

высоко-, средне-

низкотемпературные; Каждый

из

этих типов месторо-

ждений имеет свои особенности минерального состава

рудоносности.

Они

разли-

чаются также

и по

морфологии.

Для

некоторых месторождений точно устанавли-

вается генетическая связь

глубинными магматическими очагами,

для

других

—с

вулканическими. Месторождения первого типа называют плутоногенными, второго—

вулканогенными. Некоторые месторождения, чаще всего низкотемпературные, распо-

ложены вдалеке

от

участков проявления магматизма, поэтому трудно точно устано-

вить,

какими магматическими очагами

они

генетически связаны, иногда такая связь

даже кажется спорной; такие месторождения называют телетермальными. Примеры

гидротермальных рудных месторождений даны

табл.

19.

112

Таблица

19.

Примеры гидротермальных рудных месторождений

Температур-

Минеральные Характерные Полезные

Морфология

ные условия месторождения нерудные ископаемые

минералы

Высокотемпе-

Грейзеновые

Кварц,

мусковит

Sn, Mo, W, Bi,

Метасоматичес-

ратурные,

Та,

Nb,

само- кие залежи, жилы

300 -

500° С

цветы

Олово-молибдено-

Кварц

Sn, Mo, W, Bi

Жилы

вольфрамовые

Среднетемпе-

Полиметалличес-

Кварц

Cu,

Zn, Pb, Au

Жилы

ратурные, кие,золотоносные

150-

350°С Ураноносные

Кварц,

кальцит,

Co, Ni, Ag, Bi, U

доломит

Колчеданные

—

Cu,

Zn, Pb

Послойные залежи

и вкрапленность

в осадочных

и вул-

каногенно-осадоч-

ных горных поро-

дах

Свинцово-цинко-

—

Pb, Zn

вые »

Медистых

—

песчаников

Низкотемпе-

Сурьмяно-ртутно-

Кварц,

кальцит,

Sb, Hg, As

Жилы

ратурные, мышьяковые флюорит

50 -

200°С Флюорит-барито-

Кварц,

кальцит,

Плавиковый »

вые флюорит, барит шпат, барит

ГРБЙЗБНЫ

Грейзен—старинное название, данное саксонскими рудокопами зернистой кварцево-

слюдяной (мусковитовой) горной породе с касситеритом SnCb- Уже тогда было заме-

чено, что эта порода образуется за счет разъедания, резорбции, метасоматического

замещения гранитов вокруг оловорудных жил. Теперь установлено, что грейзенами,

во-первых, сопровождаются наиболее высокотемпературные гидротермальные рудо-

носные жилы, залегающие среди гранитов, а во-вторых, грейзены могут залегать са-

мостоятельно (рис. 87) и занимать значительные площади (до 5 км

), иногда почти

полностью замещая крупные участки гранитов.

Грейзены образуются за счет химических реакций между полевыми шпатами гра-

нитов и просачивающимися через них рудоносными водными растворами. Упрощая,

эти реакции можно охарактеризовать уравнениями следующего типа:

1) плагиоклаз+Н

+ К

—^мусковит-гКварц-1-Na"^

+ Са

;

2) микроклин+Н

—^мусковит+кварц-rNa"

" -+- К

Образование грейзенов происходит при температуре около 600

—

500°С. Химически

процесс сложен, поэтому помимо главных минералов—мусковита, кварца, непрореа-

гировавших остатков (реликтов) полевых шпатов—в грейзены входят и многие дру-

гие,

в том числе рудные, минералы. Часто для этих пород характерно кавернозное

строение, стенки каверн нередко выстланы друзами кристаллов кварца и драгоценных

камней — топаза, берилла. Практическое значение грейзенов велико. Они являются

ИЗ

Гранитоиды

Эффузивы

Песчаники

Разломы

Рис. 87. Схема геологического залегания грейзенов (Золота-

рев,

1993).

важной рудой на вольфрам, молибден, висмут, а иногда—источником добычи камней-

самоцветов (берилла, топаза, турмалина).

ЭКСГАЛЯЦИОННЫЕ МЕСТОРОЖДЕНИЯ

Типичным примером минеральных месторождений, образующихся при участии га-

зов,

являются фумарольные возгоны (табл. 20). Они представляют собой тонкодис-

персные и мелкозернистые корки, налеты, кристаллические агрегаты на стенках тре-

щин в кратерах вулканов и в остывающих лавовых потоках, иногда образуют конусо-

видные массы, постепенно разрастающиеся вокруг фумарольных струй на поверхности

вулканов. В состав возгонов входят различные вещества—сульфаты, хлориды, окси-

сульфаты, оксихлориды, а также гематит ГегОз, сера, аурипигмент

AS2S3,

сассолин

В(ОН)з и др. Промышленное значение имеют лишь скопления серы и сассолина.

Эксгаляционные минеральные месторождения образуются при участии газов маг-

матического происхождения, обычно это

Н2О,

С0

, СЕЦ или их смеси, а также раство-

ренные в них

H2S,

SO2,

НС1, СЬ, F2,

NH4CI.

Условия такого образования минералов

ограничены значениями критических давления и температуры. Для Н2О, С0

, СЩ

они составляют соответственно 22,1 МПа и 374,15°С, 7,4 МПа и 31,05°С, 4,6 МПа и

82,1°С. Значит, если учитывать величину литостатического (горного) давления, даже

НгО в виде газа не может существовать на глубине более 400 м и при температуре выше

374,15°С. При более высоких давлениях и температурах существует или жидкая вода,

или вода в надкритическом состоянии (это состояние иногда называют флюидным).

Грейзены I

площадные 1 ~1~

штокверковые

околожильные 1 *

Грейзенизированные i

гранитоиды 1 ^

114

Таблица

20.

Распределение

по

температурам

главных минералов

вулканических возгонах

Большого То л бакинского трещинного извержения

1975 — 1976 гг.

(по

Вергасовой)

Минерал Формула

Температура

поверхности

при

отборе проб,

°С

Гематит

625—

Афтиталит

(K,Na)

Na(S0

)

625

—

475

Галит

NaCl

600

—

375

Сильвин КС1

600

—

375

Тенорит

CuO

600

—

275

Халькокианит

Cu(S0

)

600

—

275

Долерофанит

(S0

600

—

275

Пийпит

(S0

)

600

—

275

Федотовит

(S0

)

600

—

275

Ключевскит

Cu7Fe(S0

)

600

—

275

Галит

NaCl

525

—

210

Золото самородное

500

—

275

Меланоталит

OCl

400

—

210

Толбачит

CuCl

400—210

Селлаит

MgF

400—210

Сульфаты Al,Mg,

Са,

375—150

Хлориды

Са, Mg,

А1

350—150

Эльпазолит K

NaAlF

350—

Флюорит CaF

350—

Ральстонит

Na(Mg,Al)

(F,OH)

350—

Нашатырь

350—150

Ангидрит

CaS0

300—

Бассанит

Ca(S0

)

-0,5H

300—

Гипс

Ca(S0

)

-2H

110—

Опал

Si0

•

110—

Молизит

FeCl

110—

Сера ромбическая

S 90—

МЕТАМОРФОГЕННЫЕ МЕСТОРОЖДЕНИЯ

Метаморфогенные месторождения образуются

процессе метаморфизма горных

по-

род: известняки превращаются

мраморы, песчаники

—

кварциты, глинистые

по-

роды—

кровельные сланцы,

при

высокой степени метаморфизма—в залежи анда-

лузита, кианита

силлиманита;

на

месте бокситовых отложений возникают наждаки

(существенно корундовые мелкозернистые массы).

Эти

примеры хорошо показывают

сущность явления: перекристаллизацию, уплотнение пород,

их

обезвоживание

и де-

карбонатизацию.

Так,

процессах метаморфизма глин каолинит

Al2(Si20s)(OH)4

пе-

реходит

потерей части групп

ОН в

мусковит

KAl2(AlSi30io)(OH)2,

затем образуется

кианит

A1.2(Si04)О —

безводный минерал.

При

метаморфизме кварцсодержащих

из-

вестняков происходит декарбонатизация пород

по

схеме

СаСОз (кальцит)

S1O2 (кварц)

СаБЮз (воластонит)

С0

Метаморфизм происходит либо

под

действием тепла внедрившихся магм, такой

ме-

таморфизм называется контактовым, либо

под

действием температуры

литостати-

115

а.

о и*

в и

я о

о,

о.

я «>

Я у

Я «

а ё в

ад

я я

о. о,

* о

t£ в

се

(в

- н

я «

Я * св

ь,

* Р

1—I

з"ч

я ч

а и

ч а

и «в

>*хо

Ч о

Ш ох Ч

н н

s s

« ч ч

-в-

81*8

в х й

у-

О.

£ <ч

о л

н ч

у ю в

СП

н я а

SOB

a<o

<в

ч л ч

мхи

Я я

S S

Ч ч

я ц

§ ^

5 5

* я о

я о.

«в

•в*

о я

(в в

В \о

ч Ч

О.

£ «

ч у я

О У й

н А ч

о.

а о

О и н

• а

о.

>»

ч о

а у

иэ

Я Ю

«5 -ч О О

5X1

8??

ч я о е

«о

-е-К

«в

Й *

о.

* Л

Ч § « й

- * О «в

о * х

о.

" и ° к •

я я и я

ч У

!! « «

о. £

* у «

Я »

л я

У Я

«Г

ю (в

з а

Я У

Has

ь ч

о о а

ю я

"-"•е-

у Я х

* -

•

я в я

ч г

о >L§

ю _ . .

о ^

-в-

* о «

. ,

н а х

я а

о л

-е-

В я

. ев

н а

а -

н *

у ч

о»

с- л

и Я

о «о

О н

О,

В Я

я Р

о. «

« О Я

-е-

ческого давления, это региональный метаморфизм, либо при глубинных тектонических

дислокациях, это дислокационный метаморфизм. Типичным продуктом контактового

метаморфизма являются роговики. Это плотные мелкозернистые породы (пироксено-

вые,

гранатовые, слюдистые и др.), возникшие за счет прогрева и изменения глинистых

сланцев и известняков. Продуктов регионального метаморфизма значительно больше.

Это разные зеленокаменные и кристаллические сланцы, гнейсы, мраморы. Условно

выделяют несколько ступеней (фаций, зон) метаморфизма, каждой из которых отве-

чают свои ассоциации минералов (табл. 21). Типичными для зеленосланцевой фации

являются хлорит и эпидот — водосодержащие силикаты явно зеленого цвета, отсюда и

название сланцев—зеленые. Для амфиболитовой фации характерно образование чер-

ной роговой обманки, плагиоклаза, граната (альмандина) и исчезновение хлорита, для

гранулитовой — типично появление диопсида и исчезновение роговой обманки. При

дислокационном происходят те же преобразования, что и при региональном метамор-

физме, но масштабы (площади) меньше, степень метаморфизма редко превышает ам-

фибол итовую.

Сами гнейсы, сланцы, мраморы являются ценным строительным материалом. В

них, кроме того, бывают такие скопления минералов, которые имеют промышленное

значение сами по себе. Например, известны месторождения граната (альмандина), из

некоторых (где кристаллы прозрачны) он добывается как самоцвет, из других — как

сырье для абразивной промышленности. В кристаллических сланцах бывают повы-

шенные скопления кианита А1г(8Ю4)0, который является сырьем для производства

огнеупоров. При некоторых сложных и многократных процессах метаморфизма обра-

зуются месторождения слюды (флогопита KMg

(AlSi30io)(OH)2).

Метаморфогенные месторождения, кроме того, возникают вследствие метамор-

физма месторождений другого генезиса. Так возникли некоторые месторождения

марганцевых руд за счет преобразования осадочных руд, месторождения апатита в

докембрийских толщах переслаивания сланцев и мраморов, образовавшиеся из оса-

дочных фосфоритоносных пород.

ВАДОЗНЫЕ МЕСТОРОЖДЕНИЯ

Вадозными назовем минеральные месторождения, возникшие из поверхностных (ва-

дозных, метеорных) — грунтовых, почвенных, карстовых вод. Особенно интересна вза-

имосвязь процессов образования минералов и окружающей обстановки в карстовых пе-

щерах. В виде схемы из книги К.Хилла и П.Форти "Минералы пещер Мира"

(1993,

на

англ.),

суммирующей и обобщающей явления, наблюдавшиеся в разных пещерах, эта

взаимосвязь показана на рис. 88. Видно разнообразие процессов выноса химических

элементов метеорными (поверхностными) водами из горных пород и руд, среди кото-

рых находится и развивается пещера, и взаимодействие этих химических элементов

с глинами, органическими остатками, продуктами жизнедеятельности летучих мы-

шей, бактериями. Некоторую роль при отложении минералов в глубоких пещерах мо-

гут играть также минерализованные гидротермальные растворы. В пещерах известно

большое число минералов, преимущественно это разные сульфаты, фосфаты, карбо-

наты, галогенные соединения. В некоторых пещерах Средней Азии были обнаружены

промышленные залежи урановой минерализации.

К вадозным месторождениям можно отнести, с некоторой долей условности, также

травертины, скопления сульфатов, гидроксидов железа и другие минеральные отло-

жения горячих и холодных источников. В почвах опал образует псевдоморфозы по

остаткам растений.

117

Рис. 88. Обобщенная схема образования минералов

с прослоями доломита, гипса и каменной соли

118

в карстовой пещере среди известняков

(Hill, Forti,

1992).

119

КРИОГЕННЫЕ МЕСТОРОЖДЕНИЯ

Криогенными назовем минеральные месторождения, образовавшиеся при отрица-

тельных температурах. Известны, например, случаи роста кристаллов сульфатов во

льду в зоне вечной мерзлоты. Объясняют это тем, что в капиллярах температура за-

мерзания может понижаться до —13,6°С (при диаметре капилляра 0,24 мм) и ниже.

Вторичные ореолы переотложения минералов формируются сезонно-таловыми водами

в многолетнемерзлых покровных образованиях. Чаще всего такие ореолы развиваются

за счет сульфидных руд. Как уникальный и спорный пример, описано месторожде-

ние флюорита, образовавшееся, как предполагают, при отрицательных температурах

тоже в зоне вечной мерзлоты. Это обосновывается тем, что кристаллы флюорита, на-

греваясь до обычной температуры, расширяются и растрескиваются. Если не считать

самого льда как минерала, случаи криогенной кристаллизации минералов описаны в

единичных публикациях. Это явление изучено крайне мало.

СУБЛИМАЦИОННЫЕ МЕСТОРОЖДЕНИЯ

Сублимационным назовем образование минералов из газа и пара при нормальных

давлении и температуре. Так образуются кристаллы льда на стенах пещер. Так же

растут кристаллы галита на стенах сухих карстовых полостей в отложениях каменной

соли и на стенах подземных горных выработок в соляных шахтах.

МЕСТОРОЖДЕНИЯ ЗОН ВЫВЕТРИВАНИЯ И ОКИСЛЕНИЯ

Выветриванием называют процесс изменения и разрушения минералов и горных по-

род на поверхности Земли под действием физических и биологических факторов. Оно

бывает наземным и подводным. Наиболее мощно процессы поверхностного выветрива-

ния проходят при сочетании нескольких условий: выровненность суши, тектоническое

спокойствие, слабая эрозия; подводное выветривание достигает наибольшего развития

на подводных хребтах при малой скорости осадконакопления (т.е. малой скорости

захоронения осадков, способствующей длительному воздействию на них придонных

вод).

В наземных условиях формируются коры выветривания, плащом покрывающие

неизмененные породы и уходящие на разную глубину, иногда до 0,5 и даже до 1 км.

Наиболее мощные коры выветривания образуются в условиях влажного теплого кли-

мата (рис. 89). Длительность их формирования большая, в отдельных случаях до

15 — 20 млн. лет.

Коры выветривания бывают древними и современными. И в тех, и в других ин-

тенсивность преобразования первичных горных пород и минералов нарастает снизу,

где они только начали изменяться, вверх, где на месте первоначальных пород фор-

мируются остаточные минеральные месторождения, в том числе промышленные, со-

стоящие из продуктов полного или почти полного разложения первичного материала.

При процессах поверхностного выветривания за счет полного изменения гранитов и

других полевошпатовых горных пород, а также оливинитов образуются латеритные

остаточные месторождения, за счет некоторых ультраосновных пород—остаточные

никелевые месторождения, серпентинитов—магниевые месторождения, за счет руд-

ных месторождений образуются зоны окисленных руд. При подводном выветрива-

нии (его называют гальмиролизом) накопилась, как полагает Н. Н. Верзилин, главная

масса глин.

Рассмотрим несколько подробнее строение и минеральный состав латеритных кор

выветривания. Другие их типы будут охарактеризованы в последующих разделах

учебника.

Латеритные коры образуются в условиях гумидного тропического или субтропиче-

ского климата при выветривании ультраосновных, основных, кислых магматических

120