Геохимия постмагматического процесса

Постмагматический (послемагматический) процесс – образование этапов и геофаз, следующих после кристаллизации самого расплава и часто от него пространственно и хронологически обособленные (поствулканический). Более детально рассмотрим вулканические возгоны, пегматитовый, пневматолитово-гидротермальный, контактно-метасоматический и гидротермальный процессы.

Перенос химических элементов и их отложение в виде минералов может идти по двум направлениям: отложения минералов при кристаллизации и в результате химических реакций.

При кристаллизации происходит выделение из раствора галита, гипса, барита, флюорита. Второй путь, который преобладает, – осаждение в результате химических реакций.

Рассмотрим более детально второй путь осаждения минералов. Химические реакции могут быть обменными и более сложными, если удаляются и выделяются продукты реакции (CO₂ и др.).

Критериями, позволяющими определить формы переноса, служат:

1. Химический состав минералов наблюдаемой парагенетической ассоциации.

2. Характер и интенсивность изменения вмещающих пород.

3. Состав газово-жидких включений в минералах рассматриваемого генезиса.

4. Физико-химические свойства соединений, в форме которого возможен перенос рассматриваемого элемента. Они должны соответствовать реальности нахождения именно такого соединения в физико-химических условиях рудообразования.

Рассмотрим примеры указанных четырех вариантов.

Реализация первого варианта может осуществляться, если вместо очень устойчивого магнетита наблюдается парагенезис сидерита с гематитом. Это явление объясняется очень высоким парциальным давлением CO₂, которое обусловливает реакцию:

Fe₃O₄ + CO₂ ↔ Fe₂O₃ +FeCO₃

магнетит гематит сидерит

По второму варианту изменение вмещающих пород состоит в следующем. Происходят важные процессы преобразования минералов, связанные со сменой щелочного или кислотного характера среды на окислительные условия. Например, серицитизация или карбонатизация пород в результате воздействия щелочных растворов; каолинитизация, порфиритизация, реже алунитизация пород при участии кислых растворов. Высокое содержание в растворах CO₂ вызывает образование кальцита или доломита. Содержащийся в растворе H₂S приводит к осветлению пород, разрушению темноокрашенных железистых минералов с выносом железа в виде пирита. Ионы фтора вызывают фторитизацию породы или образование фторсодержащих слюд. При более высоких температурах растворы с фтором образуют топаз. Если растворы натриевые, то происходит альбитизация породы, а при понижении температуры – цеолитизация. Калиевые растворы приводят к серицитизации или одуляризации породы.

По третьему варианту состав газово-жидких включений в минералах служит достоверным признаком для выяснения состава рудоотлагающего раствора. В процессе роста кристалла важно использовать первичные включения, которые соответствуют первоначальному раствору. Вторичные используются для заполнения трещин в кристалле, так появляется во включениях горного хрусталя минерал-узник галит.

По четвертому варианту рассмотрим реальные соединения, существование которых ограничено составом рудообразующего раствора и типом замещения вмещающих пород:

· щелочные элементы переносятся в расплавах и растворах в виде элементарных ионов K⁺, Na⁺, Ba²⁺ и т.д. При высоких температурах может происходить возгон галогенидов NaCl, KCl и др.;

· галогениды могут переноситься в виде элементарных анионов (F^–, Cl^–, B^–, I^–) в растворах. Однако фтор со щелочноземельными элементами Pb²⁺, Cd²⁺ образует труднорастворимые соединения, как CaF₂ в составе зубной эмали. Фтор является сильным комплексообразователем по сравнению с его аналогами: K₂[SiF₆], Na₂[SiF₆];

· сера транспортируется в виде газообразного H₂S или его водных растворов в форме HS^–, S^2– при щелочной реакции, в эндогенных процессах – в виде молекулы газа:

2H₂S = S₂ + 2H₂.

Свободная сера может образовываться при термической диссоциации сульфидов железа, меди:

2FeS₂ = 2FeS + S₂

В гидротермальных растворах сера может мигрировать дополнительно в виде сульфоанионной формы: AsS₂, Sb₂S₄^2–, SnS₃^2–, AuS₃^3–. Щелочные слои этих элементов хорошо растворимы, а строение и состав самих анионов зависит от рН, концентрации HS^– и S^2–. Между собой они связаны реакцией обратного равновесия типа:

AsS₂^– + SbS₃^3– ↔ SbS₂^– + AsS₃^3–

·В зоне окисления ион серы переносится в форме SO₄^2–, и при высоких температурах эта форма иона устойчива.

Многие халькофильные элементы (Cu, Sn, As и др.) и переходные с достроенными электронными оболочками (Ti, V, Cr, Zr, Tr, U и др.) с высокой валентностью при средних ионных радиусах создают форму переноса в виде комплексных соединений: [Fe³⁺(C₂O₄)₃]^3–, [UO₂(CO₃)₃]^4–, [Si(W₃O₁₀)₄]^4–, [Sn(F, OH)₆]^2–. Они образуют минералы, которые могут отлагаться при изменении температуры. На осаждение комплексных ионов влияет гидролиз, отложение карбонатов, окислительно-восстановительные условия.

Вулканические возгоны

Генетический тип минеральных видов при вулканических возгонах (эксгаляциях) связан с деятельностью летучих компонентов, отделившихся от магмы и покинувших место ее кристаллизации. Это происходит в местах тектонических трещин и областях активного вулканизма, когда магматический очаг связан через трещины с земной поверхностью. Летучими компонентами вулканических возгонов являются H₂O, HCl, NH₄Cl, H₃BO₃, H₂S, CO₂, P₂O₅ и др. При выходе на поверхность они частично оседают на стенках трещин жерл в виде возгонов (эксгаляций), образуют конусы и трубы. Главную функцию здесь выполняет процесс окисления:

16 H₂S + 16 O₂ → 16 H₂O + 8 SO₂ + 4 S₂↓;

16 H₂S + 8 SO₂ → 16 H₂O + 3 S₈↓.

Происходит взаимодействие паров хлорного железа с водой:

2 FeCl₃ + 3 H₂O → Fe₂O₃↓ + 6 HCl.

Аналогично образуются NaCl, KCl, NH₄Cl, H₃BO₄, ряд сульфатов, сульфидов, квасцы, алуниты. Отложения минералов представлены в виде корок, налетов, друз, натеков. С современным вулканизмом связано образование залежей серного колчедана, железных руд, ртутно-сурьмяных и металлоносных осадков в подводных рифтах. Формирование многих рудных месторождений некоторые авторы объясняют палеовулканизмом. В осаждении руд участвует термодинамический кислородный (на суше) и щелочной (на дне океанов) геохимические процессы.

Пегматитовый процесс

При раскристаллизации магмы часть легколетучих компонентов не имеет возможности уйти из расплава и постепенно отжимается в незакристаллизовавшуюся часть расплава и насыщает его обычно в конце процесса. Такой расплав, перенасыщенный летучими компонентами, называется остаточным, а сам процесс – пегматитовым. Кристаллизация такого расплава протекает иначе.

Геохимические исследования пегматитов были начаты А. Е. Ферсманом (1942). Пегматитовый процесс он разделил на пять этапов и одиннадцать геофаз. Завершающее место этого процесса показано в общем процессе эволюции магматизма:

● B (800–700 °C) – в контактной зоне с породой удерживает гра нит или магнетит;

● C (700–600 °C) – пегматитовая зона с прорастанием кварца и полевого шпата;

● D–E (600–500 °C) – образование породы с пегматитовыми жилами, удерживает шерл, мусковит, берилл;

● F–G (500–400 °C) – флюидно-гидротермальные условия, образующие пневматолитовые минералы – зеленые слюды, альбит, литиевые соединения и др.

● H–I–K–L (400– 50 °C) – гидротермальные процессы с образованием зеленых слюд (жильбертит, кукеит), сульфидов, карбонатов, цеолитов.

В пегматитах химические элементы распределены контрастно с перемешиванием легких и тяжелых. Ведущие элементы пегматитов: H, Li, Be, O, Si, Al, Na, K, Rb,Cs, Tr; главные: B, F, Sc, P, Sn; запрещенные: Ne, Co, Ni, As, Se, Br, Kr, Ru, Rh, Pd, In, Os, Ir, Pt, Hg, Xe. Другие элементы относятся к случайным. Таким образом, пегматиты обогащены редкими, преимущественно литофильными и летучими компонентами. Преобладают элементы нечетных порядковых номеров с нечетной валентностью, особенно одно- и трехвалентные.

Наиболее распространены гранитные пегматиты как источники Ta, Li, Cs, оптического флюорита, ювелирных камней, полевого шпата, слюды, пьезокварца и другого ценного сырья. Пегматиты щелочной магмы содержат руды Nb и TR. Менее распространены пегматиты основных и ультраосновных пород. Все они формируются на глубинах от 2 до 15 км и более.

Элементы гранитных пегматитов, как правило, образуют ионы, аналогичные природным газам и представляют собой системы низ­кого энергетического уровня с малыми величинами энергии решеток минералов.

Пегматиты более характерны для докембрийских гранитов, их меньше – в палеозойских и мезозойских. Известны их образования как на щитах, так и в складчатых поясах.

Главные особенности пегматитового процесса в минералооб­разовании, показанные на рис. 13, рассмотрим более лодробно.

Рис. 13. Зональность замкнутого пегматитового тела (И. Т. Бакуменко и др., 2001):
1 – занорыш; 2 – кварцевое ядро; 3 – блоковая (полевошпатовая) зона; 4 – пегматоидная зона;

5 – графическая зона; 6 – аплитовая зона.

1. Расплав с обилием летучих компонентов менее вязкий и снижает температуру кристаллизации. Состав расплава становится эвтектическим (котектическим), когда идет совместная кристаллизация двух или более минералов из гранитного остаточного расплава, например, полевой шпат и кварц (при обычной кристаллизации полевой шпат образуется раньше кварца). Это приводит к образованию закономерных [«графических» (письменных)] срастаний минералов, которые первоначально получили название пегматит (см. рис. 13).

2. По мере снижения температуры эвтектическая кристаллизация «графических» агрегатов сменяется образованием крупных индивидов полевого шпата и кварца. Эти агрегаты называются пегматоидными.

3. Дальнейшее остывание остаточного расплава приводит к смене пегматоидной кристаллизации на образование блоковых агрегатов, иногда по несколько тонн весом, либо с образованием чисто полевошпатовой зоны. Кристаллы другого минерала вытесняются.

4. После исчерпания материала для кристаллизации блокового полевого шпата остающийся в избытке кварц завершает кристаллизацию, образуя кварцевое ядро с участием постмагматического процесса. Если этот процесс протекает в замкнутой полости внутри гранита, то в пегматитовом теле возникает зональность (см. рис. 13). Если же остаточный расплав переместился по тектоническому нарушению во вмещающие гранитный массив породы, то может возникнуть жильное тело пегматита с той же зональностью и дополнительным формированием внешней зоны – аплитовой. Она обычно сложена мелкозернистым кварц-полевошпатовым агрегатом, который кристаллизуется вдоль стенок трещины с более низкой температурой. В жильных телах «кварцевое ядро» называют кварцевой осью жилы.

5. К зоне кварцевого ядра (кварцевой оси) бывают приурочены полости (занорыши), стенки которых усажены кристаллами дымчатого кварца, топаза, берилла, турмалина.

6. Летучие компоненты удерживаются в остаточном расплаве наиболее долго и принимают участие в формировании слюды (мусковита), топаза, турмалина, флюорита, апатита.

7. Постмагматические растворы могут взаимодействовать с минералами, образовавшимися на предшествующих этапах, выщелачивать, изменять их, вызывая метасоматические замещения, и усложнять состав пегматитового тела [образование слюды, берилла, сподумена (Li), танталит-колумбита (Ta – Nb), касситерита (Sn)].

8. Пегматиты как продукт кристаллизации остаточного расплава могут реже образовываться при кристаллизации любых пород: габбро-пегматитов, дунит-пегматитов, сиенит-пегматитов, пегматитов нефелиновых сиенитов.

9. Образование пегматитов происходит на разных, но небольших глубинах: 1,5 – 3,5 км – камерные (хрусталеносные и флюоритонос­ные); 3,5 – 7 – редкометалльные; 7 – 11 – мусковитовые; более 11 км – редкометалльные и керамические.

10. С гранитными пегматитами связаны промышленные месторождения Li, Be, Nb, Ta, Sn, U, Th, Cs, Rb, редких земель (TR), слюд и керамического сырья. Пегматиты нефелиновых сиенитов и сиенит-пегматиты концентрируют Zr, Hf, U, Th, Nb, Ta, TR, Ti. Пегматитовые занорыши дают драгоценные камни: берилл, турмалин, топаз, хризоберилл, а также пьезокварц, оптический флюорит и турмалин.