'); ?>

Глава VII. ХАРАКТЕРИСТИКА НЕКОТОРЫХ МЕТАСОМАТИЧЕСКИХ ФОРМАЦИЙ

в. Условия формирования низкотемпературных метасоматитов

Получение количественных данных о составе растворов, производящих метасоматическое преобразование пород, в настоящее время представляется трудноразрешимой задачей. Отсутствие надежных методов определения состава мельчайших газово-жидких включений в метасоматических минералах не позволяет получить достаточную информацию по этому вопросу. Можно уверенно утверждать, что даже на месторождениях, относящихся к одной формации, растворы несколько отличались по составу. На это, в частности, указывают различия в качественном составе метасоматитов при сходных вещественных составах замещаемых пород. Однако (поскольку в настоящей работе речь будет идти об особенностях формаций в целом) целесообразно оценить физико-химические условия формирования низкотемпературных метасоматитов с самых общих позиций, не затрагивая частностей. Что касается формирования березитов, то этот вопрос рассмотрен автором ранее (Омельяненко, 1966, 1968; Омельяненко, Алехин, 1966).

В процессе метасоматического преобразования алюмосиликатных пород глинозем ведет себя наиболее инертно по сравнению с другими петрогенными

компонентами. В силу этого во внутренней зоне всегда более устойчив какой-либо из глиноземсодержащих минералов. Обычно это серицит, каолинит (или другие глинистые минералы), альбит или ортоклаз. Для каждой метасоматической формации характерен определенный глиноземсодержащий минерал, устойчивый во внутренней зоне; для березитов — серицит, для аргиллизитов — каолинит, для гумбеитов — ортоклаз, для эйситов и среднетемпературных натриевых метасоматитов — альбит. Таким образом, факторы, определяющие поля устойчивости этих минералов, являются важными характеристиками условий образования формаций.

Поля устойчивости указанных минералов определяются температурой, pH и активностью калия и натрия (рис. 57). Уточненная диаграмма равновесий

t, С

300

200

Рис. 57. Расчетная диаграмма равновесии в низкотемпературной части системы К,О— А 1,0,—Н,0 с избытком SiO" построенная с учетом экспериментальных данных Хемли. По И. П. ИвановуДИ. В. Фонареву (1970)


представлена на рис. 58 (Иванов

20


системе КС1—НС1—А1,03—SiO.


и др., 1974). . .

О важной роли таких параметров, как температура и кислотность растворов, говорить не приходится, пе менее важное значение имеют концентрации калия и натрия. Как справедливо отмечает Д. С. Коржинский, эти компоненты отличаются значительной подвижностью и их концентрация в растворах в основном зависит от глубинных источников раствора, а не от состава вмещающих пород. «Геологическая самостоятельность этого фактора видна также из того, что послемагматическое кислотное выщелачивание пород, обусловленное повышением концентрации и активности подвижных кислотных компонентов, может протекать не только при низкой, но в некоторых случаях и при’повышен-ной щелочно-метальности растворов» (Коржинский,т1970,г,с. 16).

Рис. 58. Диаграмма равновесий в низкотемпературной области системы КС1—HCI—А1,0,— Si О,—Н,0 в зависимости от температуры и концентрации КС1 в воднвм раствор# при P06m = Ю00 кгс/см*. По И. П. Иванову

н др. (1974)


У N0*

6

с;

ж;

з-"

г/

Аб

Кб* Кл

шш?

1 3

~1 19<V

:v.

-3

^ *

3

■jc.



Рис. 59. Поля устойчивости каолинита, серицита, альбита и калиевого полевого пшата в зависимости от активности калия и натрия и температуры. Точками показаны интервалы предельных значений концентрации калия и натрия в растворах, установленные по данным изучения газово-жидких включений в гидротермальных минералах и термальных водах.

Кл — каолинит, Му — мусковит, Аб — альбит, Кв — кварц, Киш — калиевый полевой шпат

С целью проанализировать относительное влияние различных параметров автором совместно с О. В. Андреевой проведены термодинамические расчеты, результаты которых представлены на соответствующих диаграммах (рис. 59). Исходные данные расчетов приведены в табл. 22. В результате анализа имеющихся в справочниках термодинамических констант выяснено, что данные по значениям стандартной свободной энергии мусковита и каолинита очень неточны. В связи с этим они были рассчитаны из уточненной диаграммы равновесий в системе КС1—НС1—А1203—Si02—Н20, экспериментально изученной И. П. Ивановым с соавторами (1974).

Диаграммы построены в координатах (хк+—^Na+ для температур 200 и 300° С, pH равных соответственно 3; 5 и 7. Точками показаны возможные предельные значения логарифмов активностей ионов калия и натрия в гидротермальных растворах. При их определении были учтены все известные в литературе данные по концентрации этих компонентов в газово-жидких включениях гидротермальных минералов и в термальных водах. Принятые пределы концентраций столь широки, что перекрывают не только возможные колебания концентраций калия и натрия в гидротермальных растворах, но и возможные влияния коэффициента активности. Анализ диаграмм позволяет сделать следующие выводы.

Формированию аргиллизитов благоприятствуют пониженные значения температуры, pH и активности калия в растворах. При температуре 200° С

Значения стандартной сводной энергии (ДG), использованные в расчетах (ккал/моль)

Минерал, ион

25° С

100″ с

2 00° С

300° с

Источник

Кварц

Ортоклаз

Альбит

(высокий)

204,646

892,263

882,686

201,398

879,227

869,418

197,009

861,399

851,696

192,656

843,644

834,027

Robie, Waldbaum, 1968

Мусковит

(серицит)

Каолинит

1340,0

908,0

1316,5

888,0

1285,3

861,417

1253,8

834,615

Иванов и др., 1974

АСН,0

54,635

53,810

52,672

51,480

Robie, Waldbaum, 1968

500 бар

0

0,22

2,76

5,09

Pistorius, Sharp, 1960; Маракушев, 1968

К+

Na*

Н*

67,56

62,67

0

69,31

64,04

0

71,55

65,88

0

73,79

67,11

0

Наумов и др., 1971

Примечание. Значения ДG*, мусковита и каолинита сняты с экспериментальных кривых и экстраполированы в низкотемпературную область.

аргиллизация возможна при значениях pH ниже пяти, а вероятнее всего, даже при ниже четырех. В близнейтральной области аргиллизация возможна лишь при температуре около 100° С и то при крайне низких значениях концентрации калия в растворах. Этот вывод вытекает из анализа диаграмм И. П. Иванова (Иванов и др., 1974). Таким образом, можно утверждать, что аргиллизация пород возможна лишь в кислой обстановке (pH <С 3) при t — 250° С; умеренно кислой (pH = 4) при t — 150–200° С и слабокислой (pH = 4–5) при t = = 100–150° С. Естественно, что во всех случаях увеличение кислотности растворов должно повышать интенсивность аргиллизации.

Многократно упоминаемые в литературе реакции замещения полевых шпатов и слюд каолинитом и кварцем происходят с подщелачиванием растворов, т. е. это типичные реакции кислотного выщелачивания. Это видно, например, из реакции замещения альбита каолинитом и кварцем, идущей с увеличением пористости на 5,4%:

2NaAlSi308 + Н20 + 2Н+ = AI2Si205(0H)4 + 4Si02 + 2Na+.

Как видно из диаграмм, борезитизации благоприятствует повышение температуры и щелочности растворов. Наиболее реальными значениями параметров при образовании березитов является область температур порядка 250–330° С при слабокислых значениях pH (3,5–5,5).

Важно тем не менее подчеркнуть, что березитизация является типичным процессом кислотного выщелачивания. Так как в литературе часто

встречаются обратные утверждения, рассмотрим этот вопрос более подробно. Во-первых, часто наблюдаемый привнос калия при березитизации пород, бедных этим компонентом, отнюдь не служит показателем щелочного характера реакции. Так, происходящая с увеличением пористости реакция замещения альбита серицитом и кварцем имеет следующий вид:

3NaAlSi30, + К+ + 2Н+ = К Al3Si3O10(OH)2 + 6SiOa + 3Na+.

Как видно, на каждый атом привнесенного калия выносится три атома натрия, а повышенная кислотность раствора благоприятствует прохождению реакции слева направо. В породах, содержащих существенное количество калиевого полевого шпата, березитизация происходит не с привносом, а с выносом калия. В этом легко убедиться, сопоставляя анализы неизмененных и бере-зитизированных гранитов, липаритов и т. д., кроме того, это очевидно из реакции замещения калиевого полевого шпата серицитом и кварцем.

При березитизации пород повышенной основности устанавливается отчетливый вынос кремнезема, что, казалось бы, противоречит точке зрения о кислотном характере процесса. Вынос кремнезема виден, например, из следующей реакции:

(Са, Mg)Si2Oa + 2HCOl=(Ca, Mg)(C03), + 2HSi03.

В данном случае мы имеем типичное вытеснение кремниевой кислоты угольной, причем первая по кислотным свойствам более слабая, следовательно, вышеприведенная реакция является выражением кислотного выщелачивания.

Характерно, что в случае интенсивного проявления березитизации начинается (во внутренних зонах,) замещение карбонатов кварцем. В этом случае мы имеем вынос не только углекислоты, по и оснований, что опять-таки свидетельствует о кислотном характере процесса. Именно с этим при березитизации пород основного и среднего состава связан вынос кремнекислоты из промежуточных зон и привнос во внутренние; углекислота при этом ведет себя прямо противоположно. Как очевидно из вышесказанного, опираясь па привпос или вынос какого-либо одного компонента, нельзя судить о кислотно-щелочных особенностях процесса.

Можно грубо оценить pH березитивирующих растворов из экспериментальной диаграммы И. П. Иванова (Иванов и др., 1974). Для этого достаточно задаться реальными пределами концентраций калия в растворах. Представление об этих величинах можно получить из данных изучения состава газовожидких включений в гидротермальных минералах (Konigsberger, Muller, 1906; Newhouse, 1932; Вульчин, 1953; Boedder, 1960; Roedder e. a.. 1963; Лисицин, Малинко, 1961; Попов, 1963; Hall, Friedman, 1963; Реддер, 1970; Сущевская, 1971, и др.). По их данным, содержания калия в среднем варьируют в пределах 1–20 г/л, реже встречаются более высокие концентрации. Что же касается содержаний в десятые доли процента, то они сравнительно редки, а концентрации менее 0,1 г/л можно рассматривать как уникальные. Таким образом, предел концентраций калия от 1 • 10″ * до 1 м/л представляется наиболее вероятным.

По диаграмме И. П. Иванова (см. рис. 58) pH березитизирующих растворов должно при температуре 300° С находиться в пределах от 2 до 4,8 (среднее 3,5); для 250° С соответственно от 2,4 до 5,4 (среднее 4). Следует отметить, что принятые нами значения концентраций калия вполне соответствуют тем данным, которые получены для месторождений, сопровождающихся березитизацией, в частности для Березовского месторождения. Следовательно, наиболее вероятна для березитизации умеренно кислая обстановка.

Как убедительно показывает анализ диаграмм, формирование низкотемпературных натриевых метасоматитов — эйситов в кислой и умеренно кислой области нереально. Учитывая, что pH нейтральных растворов при 250° С составляет 5,6, можно утверждать: эйситы должны формироваться только в щелочной области при pH > 7.

В слабощелочной обстановке формирование эйситов возможно лишь при максимально допустимых концентрациях натрия (более 1 м/л). Вывод о щелочном характере растворов можно наглядно проиллюстрировать соответствующими реакциями. Предположим,что гранитоидная порода, состоящая из 40% олигоклаза № 20, 40% ортоклаза и 20% кварца, замещается альбитом с сохранением равенства объемов. Многочисленные примеры реакций подобного типа можно наблюдать при эйситизации песчаников. Тогда соответствующая реакция выразится следующим образом:

3,9Na0>8Ca0i2Al1)2Si2,8O8 -(- 3,7KAlSi808 -(- 8,8Si02 -J- 6,08Na+ 4- 0,82A1(OH)4 -f-+ 4,8H20 = 9,2NaAlSi308 + 3,7K+ + 3,22HSiOj" + 0,78Ga2+ + 9.66H*.

Реакция замещения кварц-серицитов ого сланца, состоящего из 70% кварца и 30% серицита, будет иметь следующий вид:

2,6KAl3Si30lu(0H)3 + 30,8Si02 + 7;8Na+ + 11,0Н2О =

= 7,8NaAlSi3Os + 9,7SiOa + 2,6K+ + 5,5HSiOj~ + 21,7H+.

Очевидно, при равнообъемном замещении пород альбитом происходит подкисление растворов, а следовательно, завершенности реакций благоприятствует высокая щелочность растворов. Наиболее вероятны значения pH 8–10.

Переходя к рассмотрению формации гумбеитов, следует особо остановиться на соотношении ионов натрия и калия в растворах, так как реакция альбит калиевый полевой пшат в первую очередь зависит от соотношения активностей этих компонентов в растворе.

Согласно имеющимся данным замещение калиевого полевого пшата альбитом может происходить лишь при существенном преобладании натрия над калием. Так, согласно расчетам О. В. Андреевой и автора, замещение калиевого полевого пшата альбитом будет происходить лишь в том случае, если активная концентрация ионов натрия будет превышать таковую для калия при температуре 200° С в 60 раз, а при 300° С в 12 раз. В. А. Барсуков с соавторами (Условия образования..., 1972) также пришли к выводу, что для осуществления реакции отношение ама+/ак+ в растворах должно быть выше 20. По расчетам И. П. Щербань (1975) эти отношения при 100, 200 и 300° С равны соответственно 126; 28 и 10. Согласно экспериментам В. С. Балицкого и В. В. Комовой (1971) нри температурах 300, 400 и 500° С эти отношения соответственно равны 8; 6 и 3.

Справедливость данной закономерности вытекает, в частности, из следующего: несмотря на резкое преобладание Na+ над К+ в водах Паужетских источников (Камчатка) и Вайракей (Новая Зеландия), эти воды производят адуля-ризацию (но не альбитизацию) пород. В первом случае отношение весовых количеств натрия и калия составляет 25, а во втором 13 (Набоко, 1963).

Из вышесказанного вытекает два важных следствия:

а) при наложении эйситизирующих растворов на породы, богатые калиевым полевым шпатом, альбитизация может происходить лишь в условиях интенсивной циркуляции растворов и при очень резком преобладании в растворах натрия над калием, значительно превышающем равновесие. В противном случае взаимодействие с породами неизбежно приведет к уменьшению отношения Na+/K+ и прекращению реакций альбитизации калиевого полевого шпата; думается, что распространение на отдельных месторождениях альбит-микро-клиновых метасоматитов в участках наложения процесса на богатые калишпа-том граниты может быть объяснено этим обстоятельством;

б) при понижении температуры растворов неизбежно должна возникать тенденция к прекращению реакций замещения калиевого полевого шпата альбитом и даже к смене их на противоположные.

Именно этим, по нашему мнению, объясняется образование рудоносных микроклинитов на одном из изученных месторождений. В пользу данной точки зрения свидетельствуют следующие факты. В пределах месторождения резко преобладают рудоносные альбититы, развивающиеся за счет песчаников, алевролитов, габбро-диоритов, даек гранитоидов. Лишь в участках наложения процесса на граниты отмечаются двуполевошпатовые рудоносные метасоматиты и микроклиниты. Граниты были резко обогащены микроклином, что связано не только с обогащенностью калием исходной магмы, но и с наложением микро-клинизации в раннюю послемагматическую стадию. Особенности развития метасоматитов и руд, нечеткое проявление стадийности процесса дают основание говорить о замедленной фильтрации растворов и очень слабой внутри-минерализационной тектонике.

Все это способствовало относительно быстрому достижению равновесия эйситизирующих растворов с микроклином, а при понижении температуры — смене эйситизации микроклинизацией. С рассматриваемых позиций становятся понятными наблюдаемые замещения микроклина альбитом, а также реакции микроклинизации альбита. Таким образом, возможность образования микроклина в результате низкотемпературного натриевого метасоматоза (естественно только в специфических условиях) является одним из парадоксов метасоматизма, многочисленные примеры которого убедительно описаны Г. Л. Поспеловым (1973).

Автор не считает возможным останавливаться на характеристике условий образования среднетемпературных натриевых метасоматитов, они детально рассмотрены И. П. Ивановым (1961, 1962. и др.), И. В. Александровым (1963) и другими исследователями. Отметим лишь, что если исходить только из расчетов и диаграмм, то в отличие от эйситов они могут образоваться и при заметно более низких значениях Na+/K+ и даже, возможно, при несколько более низких значениях pH растворов. Однако, учитывая огромные масштабы процесса выщелачивания кварца, перенос растворами глинозема с образованием очень мощных зон альбититов по кремнекислым породам, приходится допускать и здесь высокую щелочность растворов.

Рассмотрение расчетных диаграмм (см. рис. 59) показывает, что в условиях реальных значений активной концентрации калия в растворах (1–1* 10″ 2 м/л) гумбеиоацип должна происходить при значениях pH Р> 5,6, т. е. в слабощелочной и щелочной области. Реакции взаимозамсщений минералов, в частности замещение кварца ортоклазом, однозначно свидетельствуют о щелочном характере процесса. Если сравнить расчетные данные с экспериментальными, то результаты И. П. Иванова с соавторами (1974) свидетельствуют о возможности гумбеизации и в слабокислой среде (см. рис. 58). Так, при активности калия

Рие. 60. Расположение полей преобладания серосодержащих компонентов в воде при 250° С. Заштрихована область возможных предельных эначений Eh для большинства гидротермальных растворов при 250° С; пунктир — изолинии равновесия гема-тит — пирит: верхняя для суммы активности растворенной серы, равной 0,005 м/л, нижняя — 0,2 м/л

1 ■ 10"1 гумбеизация при 300° С будет происходить уже при pH > 4. Характерно, что по экспериментальным данным Хемли (Hemley, 1959) гумбеизация при той же концентрации калия и температуре должна происходить при pH >* 5.


Таким образом, данные Хемли в значительно большей степени согласуются с термодинамическими расчетами, чем результаты И. П. Иванова и др. (1974). Как показывает изучение гумбеитов, ни подкисление растворов за счет их взаимодействия с вмещающими породами, ни падение температуры во времени не приводят к смене реакций ортоклазизации мусковитизацией. Следовательно, приходится допускать, что щелочность гумбеизирующих растворов существенно превышала значения, близкие к равновесию калиевого полевого шпата и мусковита. Поэтому значение pH растворов выше 6 при достаточно высоких концентрациях в них калия (1 −10"1—1 м/л) представляются для процесса гумбеизации наиболее вероятными.

В настоящий момент можно наметить лишь весьма приближенные и широкие пределы возможных значений Eh, которые характеризуют гидротермальные условия вообще. Расчеты возможных предельных значений Eh гидротермальных растворов, проведенные автором (Омельяненко, 1968), для 250° С позволили вывести следующее уравнение: Eh250o = 0,151 ± 0,057–0,104 pH.

При выводе данного уравнения сделано допущение, что сумма активности растворенной серы варьирует в пределах 0,005–0,2 м/л. Эти пределы значений получены п результате анализа литературы по составу газово-жидких включений в гидротермальных минералах. Результаты расчетов показаны на диаграмме (рис. 60).

С точки зрения оценки возможных значений Eh при образовании низкотемпературных метасоматических формаций данная диаграмма представляет

интерес в том отношении, что в околорудных метасоматитах, как правило, проявлены сульфиды и окислы железа вместе или по отдельности. Часто наблюдающаяся смена во времени сульфидов железа окислами и наоборот убедительно показывает, что Eh растворов во многих случаях находился в пределах, близких к равновесию этих минералов.

Аргиллизация пород, как правило, сопровождается ^образованием пирита, однако в последующие стадии минерализации (например, при образовании карбонатных жил) часто устанавливается гематитизация пород. При реальных для аргиллизации значениях pH растворов и температур наиболее вероятны значения в пределах от —0,2 до —0,3 В. Аналогичные значения Eh получаются и для березитизирующих растворов. Эйситизация пород всегда сопровождается их покраснением, обусловленным образованием гематитовой пыли. Лишь в собственно рудную стадию начинает отлагаться пирит. Следовательно, в целом окислительный потенциал для данного процесса выше линии равновесия гематита и пирита. При pH = 8–9 значения Eh должны располагаться выше —0,8—0,7 В.

Важно подчеркнуть огромное влияние щелочности растворов на окислительно-восстановительные реакции, что специально рассматривалось Д. С. Коржинским (1965).

Процесс гумбеизации характеризуется связыванием железа в пирит. Следовательно, для pH 6–7 значения Eh должны находиться в пределах —0,5 ---0,6 В. Отсутствие гематитизации в гумбеитах, очевидно, свидетельствует в пользу более высокой кислотности гумбеизирующих растворов, чем при образовании низко- и среднетемпературных натриевых метасоматитов.

Как отмечалось, понятия низко- и среднетемпературные по отношению к околорудным метасоматитам и самим рудам часто не совпадают. В результате геологи-рудники нередко относят месторождение к среднетемпературному, а специалисты в области метасоматических процессов говорят о низкотемпературных околорудных метасоматитах того же месторождения. Автор неоднократно сталкивался с упреками в свой адрес и настоятельными пожеланиями привести эти понятия в соответствие. Данный вопрос в литературе не рассматривался, поэтому мы вынуждены остановиться на нем достаточно подробно.

Согласно схеме, предложенной Линдгреном и принятой большинством геологов-рудников, гидротермальные месторождения подразделяются на низкотемпературные (меньше 200° С), среднетемпературные (200–300° С) и высокотемпературные (300–500° С).

Несмотря на условный характер указанных пределов температур, данная группировка прочно вошла в отечественную и зарубежную литературу. В момент создания и долгое время спустя она не опиралась на точные замеры температур образования минералов и отнесение месторождений к той или иной группе основывалось на недостаточно строгих критериях. В настоящее время уже накоплено довольно много данных по определению температур гомогенизации газово-жидких включений, которые позволяют более точпо относить месторождения к той или иной группе. Вместе с тем эти данные показывают, что формирование каждого месторождения происходит в достаточно широком диапазоне температур. В связи с этим появились комбинированные термины, такие, как низко-среднетемпературные или средне-высокотемпературные месторождения.

Долгое время считалось, что околорудные метасоматиты формируются одновременно с рудоотложением. Поэтому характер околорудного изменения рассматривался как важный критерий отнесения месторождения к той или иной температурной группе.

В настоящее время установлено, что формирование околорудных метасоматитов происходит в предрудную стадию процесса при температурах, на 50— 60° С превышающих рудоотложение. Естественно, приняв указанные температурные пределы для группировки околорудных метасоматитов и руд, мы бы не добились соответствия, так как во многих случаях околорудный метасоматит оказался бы в более высокотемпературной категории, чем руда.

Есть, однако, значительно более веские причины, не позволяющие принять для группировки метасоматитов указанные температурные интервалы. Дело в том, что учение о метасоматитах имеет свою историю. С одной стороны, оно связано с учением о рудных месторождениях, а с другой, с учением о метаморфических фациях. Так как метасоматические процессы рассматривались как частный случай метаморфизма, то разработкой основ теории, в первую очередь, занимались специалисты в области метаморфических процессов. В связи с этим в учение о метасоматитах глубоко проникли идеи о метаморфических фациях, выделение которых, в первую очередь, основано на типоморфных парагенезисах минералов и типоморфных реакциях. Выделяя низко-, средне- или высокотемпературные метаморфические фации, исследователь прежде всего опирается на определенные типоморфные парагенезисы минералов, которые при иных температурах должны быть разрушены и заменены новыми.

Используя различные геологические термометры, устайовлепные на основе глубокого изучения влияния температуры и давления на равновесия минералов (Перчук, 1970; Маракушев, 1973, и др.), исследователи дали количественную характеристику температурных пределов устойчивости типоморфных парагенезисов.

Не вдаваясь в детали проблемы, отметим, что в учении о метаморфических породах к высокотемпературным отнесены фации, формирующиеся при температуре выше 600° С, к среднетемпературным — в пределах 500–600° С, к низкотемпературным — 500–200° С (Маракушев, 1973). Любой метасоматический раствор, взаимодействуя с вмещающей породой и приходя с ней в равновесие в отношении состава, неизбежно производит во внешних зонах чисто метаморфические реакции, характер которых определяется главным образом температурой и давлением. Это обстоятельство дало возможность исследователям использовать для метасоматитов тот же принцип, что и при выделении метаморфических фаций.

Так, критериями для отнесения метасоматитов к низкотемпературным принято считать неустойчивость силикатов кальция, именно эпидота, пренита, актинолита, тремолита, причем становится устойчивой ассоциация любых карбонатов с кварцем (Коржинский, 1953). Кальцийсодержащие среднетемпературные метасоматиты всегда содержат эпидот, в то время как низкотемпературные метасоматиты характеризуются парагенезисом карбоната с альбитом и (или) ортоклазом и карбоната с серицитом или каолинитом и кварцем (Жариков, Омельяненко, 1965). Во внешних зонах метасоматических ореолов деанор-тизация плагиоклаза в среднетемпературных условиях происходит с образованием альбита и эпидота, а в низкотемпературных условиях — альбита, серицита (или каолинита).

Справедливость вышесказанного очевидна из следующих реакций. Реакция разложения эпидота на кальцит и каолинит:

2Ca1Al3Si30120H + 4СО, + 5Н20 = 3Al2Si205(0H)4 + 4СаС03.

На серицит, кальцит и кварц в присутствии калиевого полевого шпата: 2Ca2Al.,Si30120H + ЗК AlSi308 + 4С02 + 2Н20 =

= 3KAl3Si3Oi0(OH)2 -|- 4СаС03 −1- 6Si02.

В низкотемпературной области серицитизация анортита идет по следующей

схеме:

ЗСа A l2Si208 + 2К+ -f ЗС02 + ЗН20 = 2KAl3Si3O10(OH)2 + ЗСаС03 + 2Н+.

В среднетемпературных условиях вместо кальцита должен образоваться эпидот:

6CaAl2Si208 + К+ + ЗН20 = 3Ga2Al3Si30120H + KAl3Si3Oi0(OH)2 -f- Н+.

Вышеприведенные реакции зависят от активности воды и углекислоты. Активность воды зависит только от температуры и тем выше, чем ниже температура. Углекислота при метасоматических процессах ведет себя вполне подвижно, т. е. всегда присутствует в избытке (Коржинский, 1957!). Ее активность обратно пропорциональна температуре и прямо пропорциональна давлению (рис. 61).

Учитывая относительно небольшой интервал глубин формирования месторождений и распространенность карбонатов в пределах всего диапазона глубин, можно уверепно заключить, что реакции подобного типа практически целиком определяются температурой. Следовательно, в качестве границы, разделяющей низко- и среднетемпературные метасоматиты, приняты типоморфные реакции, как это имеет место в учении о метаморфических фациях. То же можно сказать и о границе средне- и высокотемпературных метасоматитов. Количественная оценка температурных условий формирований метасоматитов опирается как на термометрические данные, так и на геологические термометры. Анализ и сопоставление этих данных позволяют заключить, что метасоматиты, формирующиеся ниже 350° С, попадают в разряд низкотемпературных, в интервале 350–450° С — в разряд среднетемпературных и выше 450° С — в разряд высокотемпературных.

Следует отметить, что каждая метасоматическая формация образуется в достаточно широком интервале температур. Как показывают данные по условиям образования грейзенов, сведенные в работе И. Н. Говорова (1970), температура образования основной массы грейзенов находится в пределах 300–450° С. В связи с этим мнения специалистов о граничных интервалах варьируют в пределах 50°.

Согласно данной классификации в группу низкотемпературных формаций должны быть отнесены: гидротермальные и фумарольно-соль-фатарные аргиллизиты, березиты, эйситы, гумбеиты, кальцит-либнеритовые метасоматиты, серпентиниты; к среднетемпературным — пропи-лигы, грейзены, вторичные кварциты, натриевые метасоматиты зон региональных разломов, альбититы, связанные с нефелиновыми сиенитами, турмалин-хлоритовыо метасоматиты, уралититы; к высокотемпературны м— кварц-полевошпатовые метасоматиты, альбитизированные граниты, известковые и магнезиальные скарны, гранитизированные породы, фэниты, ийолитизи-рованные породы, продукты магнезиального метасоматоза, карбонатиты, кварц-ортоклазовые и кварц-микроклияовые метасоматиты зон региональных разломов.

Причины отнесения метасоматитов [и руд одного ^нг0 месторождения к различным температурным категориям связаны, в первую очередь, с тем, что принятые специалистами температурные диапазоны существенно отличаются. Для группировки месторождений наиболее рациональны диапазоны, принятые геологами-рудпи-ками; для группировки же метасоматитов они явно не подходят.

Вряд ли имеет смысл спорить и доказывать меру обоснованности различных подходов. Припятью группировки так прочно устоялись, вошли в различные классификации и мировую литературу, что без нарушения оспов учения о рудных месторождениях или учения о метасоматических и метаморфических процессах унифицировать значение понятий представляется невозможным.

t

-----у*™.

Рис. 61. Диаграмма, показывающая, что понижение температуры вызывает при метаморфизме реакции с поглощением как воды, так и углекислоты. По Д. С. Коржинскому (1957,)


Поэтому приходится признать, что понятия низко-, средне- и высокотемпературные становятся определенными лишь в том случае, если указаны образования, к которым они относятся, — руды, метасоматиты или метаморфические породы, ибо для каждого из объектов исследования они подразумевают различные диапазоны температур.

К настоящему времени накоплепо достаточно много данных, позволяющих с той или иной степенью достоверности судить о температурных условиях формирования различных метасоматических формаций. Проведенный автором анализ этих данпых позволяет высказать следующие соображения.

1. По отношению к околорудным метасоматитам использовать метод гомогенизации газово-жидких включений удается очень редко из-за отсутствия относительно крупных включений. Однако этот метод используется для определения температур образования наиболее ранних жил, которые хотя и образуются несколько позже метасоматитов, но наиболее близки к ним по времени формирования.

Так как процесс минералообразования от ранних стадий к поздним всегда характеризуется снижением температуры такого рода, данные могут быть использованы для ограничения нижней температурной границы метасоматитов. Так, на месторождениях, характеризующихся березитизацией вмещающих пород, в наиболее раннюю стадию обычно образуются кварцевые жилы, которые близки по времени формирования процессу березитизации. Судя по многочисленным данным, температуры образования таких жил находятся в пределах 200–300° С. Соответствующие данные имеются также по месторождениям, приуроченным к другим формациям.

2. Термометрические исследования проводились в разное время, на установках различных конструкций и во многих случаях не могут претендовать на высокую точность результатов. Специальный анализ этого вопроса, проведенный Ю. Н. Пашковым, показал, однако, что возможные ошибки, связанные с различными методиками и аппаратурой, едва ли могут превышать 30— 40° С.

3. Экспериментальные данные по минеральным равновесиям в системах КС1 (NaCl)—НС1—А1203—Si02—Н20 могут быть использованы для суждения о вероятных температурных пределах формирования метасоматических формаций, однако не позволяют проводить их точную оценку. Достаточно определенно из этих данных может быть получена верхняя температурная граница аргиллизации, определяемая реакцией] каолинит пирофиллит при температуре 190° С (Иванов и др., 1974). То же можно сказать о данных по синтезу минералов и экспериментальному моделированию метасоматических колонок.

4. Методы декрепитации на термофонических установках дают весьма противоречивые, во многих случаях завышенные, данные и могут рассматриваться лишь в качестве дополнительных.

5. Наиболее перспективным для изучения температур образования околорудных метасоматитов является их исследование на термобарофонической установке, созданной Ю. Н. Пашковым. Этот метод позволяет четко ограничить область температур, в которой шумовые эффекты сопровождаются выделением газовой фазы, то есть область истинных температур декрепитации газово-жидких включений. Единичные замеры, выполненные на этой установке для березитов, позволяют с достаточной уверенностью принять температуру 280° С за начало растрескивания включений.

6. При определении вероятных температурных условий образования той или иной формации необходимо учитывать данные по другим метасоматическим формациям. Так, многочисленные и представительные данные по температурам образования грейзенов позволяют уверенно ограничить верхний температурный предел березитов 350° С, так как выше этой температуры мы неизбежно попадем в область грейзенообразования.

Автор не считает возможным детально обосновать значения температур, принятые для хорошо изученных метасоматических формаций, так как это потребовало бы изложения очень мпогих дополнительных данных. Целесообразно остановиться лишь на температурных условиях эйситизации в связи с тем, что эта формация практически пе описывалась, а данные по температурам образования никем не суммировались.

В работе Робинсона (Bobinson, 1955) указывается, что начало массового растрзскивания включений в кварце и кальците, ассоциирующих со смолкой, начинается около 250° С.

Данные Г. А. Лисициной и А. Г. Пальмовой показывают, что включения в кварце из кварц-альбитовых прожилков, сопровождающих эйситы, начинают растрескиваться при температуре 220–240° С. В анкеритах из наложенных на эйситы жил и прожилков анкеритовой стадии массовое растрескивание включений начинается в интервале 180—22Э° С, в коффините — при 230° С, в пиритах — при 19Э—230° С. Определения температур декрепитации включений в альбите и апатите дали интервал 259–280° С.

Температура гомогенизации включений в альбитах из околорудных пород месторождения, описанного В. Л. Барсуковым с соавторами (Условия образования..., 1972), находится в интервале 230–238° С, кальцита 230–237° С, а температура декрепитации в альбите составляет 249° С.

Дажз относясь с большой осторожностью к данным по температурам декрепитации, можно тем не менее с большой степенью достоверности ограничить температурный интервал эйситизации пределом 220–280° С, с оптимальными значениями 230–260° С. Несравненно больший материал положен в основу принятых интервалов температур образования других формаций. Особенно большую помощь при отбраковке различных данных оказывают результаты изу^зния минеральных равновесий в системе KCl—НС1—А1гОэ—Si02—Н20.

Конечные результаты анализа по условиям образования низкотемпературных метасоматических формаций приведены в табл. 23.

В заключение следует отметить, что приведенные параметры следует рассматривать как сугубо ориентировочные. Вместе с тем, по мнению автора,

Наиболее вероятные значения физико-химических параметров образования низкотемпературных метасоматических формаций

Метасоматичес кие

Предельные значения

Наиболее вероятные средние зна-чен ия

формации

t, °С

PH

Eh, в

t, "с

PH

Eh, в

Аргиллизиты

-0,3

200

—0,25

а. Жильные месторождения

150-280

2-4

от —0,2 до

3,5

б. Пластообразные месторождения

100–200

3-5

от —0,3 до

-0,4

160

4,5

—0,35

Березиты

250–330

3,5–5,5

от —0,2 до

-0,4

290

4,0

—0,25

Низкотемпературные натриевые метасоматиты (эйситы)

220–280

8–10

от —0,7 до

—0,8

250

9,0

—0,75

Низкотемпературные калиевые метасоматиты (гумбеиты)

280–350

6-8

от —0,5 до

—0,6

320

7,0

—0,55

самые точные единичные данные по метасоматитам конкретных месторождений не могут внести существенных изменений в полученные выводы, так как последние опираются на большую сумму фактов, имеющих отношение к условиям образования метасоматитов, увязаны с результатами экспериментального изучения равновесий, данными по метасоматитам, сопровождающим месторождения других металлов, общими петрологическими особенностями формаций. Только значительное количество статистически устойчивых данных, касающихся температур образования, состава газово-жидких включений, а также специальное экспериментальное моделирование метасоматических колонок и изучение равновесий в многокомпонентных системах могут дать основания для действительной количественной оценки условий формирования метасоматитов.