Состав и строение Земли

в) в заимствовании из боковых пород:

1) отдельных атомов;

2) компонентов;

3) минералов или равнозначных им соединений.

Все это в конечном счете приводит к перераспределению минерального вещества определенных участков земной коры. Покажем это на примере грейзоновых месторождений.

ГРЕЙЗЕНЫ (нем. Greisen — расщепление) — продукты пневматолито-гидротерм. изменения интрузивных, эффузивных осадочных и метаморфических горных пород преобладающе кислого состава, представленные главным образом кварцем, мусковитом, литиевыми слюдами, турмалином, топазом, флюоритом, бериллом, рутилом и некоторыми рудными м-лами. Старинный термин саксонских рудокопов (Вернер), употреблявшийся для обозначения бесполевошпатовой мелкозернистой горной породы содержащие оловянный камень. Одни авторы использовали название грейзены только для обозначения пневматолитически измененных горных пород, с которыми связаны месторождения олова (Розенбуш), другие называли грейзены предельные типы дифференциации гранитов на меланократовую и лейкократовую ветви — соответственно собственно грейзены, и полевошпатовые грейзены. (Харкер, Левинсон-Лессинг). Подобное понимание термина устарело. Первая сводная работа, обобщающая мировой опыт изучения грейзенов, выполнена советскими геологами (Наковник, 1954), которые рассматривают грейзены. как комплекс закономерно сочетающихся минеральных фаций (кварцевой, турмалин-кварцевой, топаз-кварцевой, флюорит-кварцевой, мусковит-кварцевой, последняя наиболее удалена от рудных тел), сопровождающих руды Sn, W, Be, реже Mo, As, Bi и очень редко Cu. Некоторые исследователи расширяют понятие грейзены, включая в него бескварцевые разности: по известнякам — “апокарбонатные” (Говоров, 1958) и по габбро и амфиболитам (Шерстюк, 1963). Для отражения генетической взаимосвязи разл. продуктов однотипных метасоматических процессов введено понятие “формация грейзенов”. По Рундквисту и Павловой (1970), к собственно грейзены, среди метасоматитов грейзеновой форм, могут быть отнесены только наиболее интенсивно измененные горные породы, образующиеся по гранитоидным и близким им по составу горных пород, и состоящие из характерных для грейзенов минерального новообразований и устойчивых минералов исходных горных пород, равновесных с новообразующимися, или же полностью из вновь образованных минералов. Характерные породообразующие минералы грейзенов: кварц, топаз, слюды (мусковит, циннвальдит, протолитионит, биотит, сидерофиллит), микроклин, альбит, флюорит. Характерные, но мало распространенные минералы грейзенов: касситерит, берилл, молибденит, вольфрамит, висмутин, пирит, гематит. Второстепенные минералы грейзенов: андалузит, гранат (спессартин-альмандин), апатит, графит, гельвин, бертрандит, шеелит. Характерные минералы, сопутствующие грейзенам и возникающие позднее : каолинита, хлорит, гидрослюды, карбонаты и др.

МЕСТОРОЖДЕНИЯ ГРЕЙЗЕНОВЫЕ И ГРЕЙЗЕНОВОЙ  ФОРМАЦИИ — месторождения W, Sn, Be, реже Mo, As, Bi, в которых процессы рудообразования, создавшие основные промышленно ценные парагенезисы, в пространстве и во времени сочетались с процессами преобразования гранитов в грейзены. а вмещающих их горных пород — в метасоматиты грейзеновой форм., включая аналоги грейзенов среди основных, ультраосновных и карбонатных г. п. В соответствии с этим они объединяют разнообразные по метасоматическим фациям месторождения, возникшие в различных по химизму средах, но под воздействием исходно однотипных растворов общего происхождения (Рундквист, Павлова, 1970).. Для собственно грейзеновых месторождений характерно преобладающее распространение в жильном выполнении и в околорудных горных пород типично грейзеновых парагенезисов, т е. кварц-слюдяных, кварц-топазовых и др. Месторождения грейзенов и грейзоновые формации характеризуются различной морфологией рудных тел (жильные, трубообразные, штокверковые и др.) и различным способом образования (замещение, выполнение).

Так, например, за счет Са породообразующего плагиоклаза образуются апатит, шеелит, флюорит, кальцит. Алюмосиликатная составная часть анортита идет при этом на образования светлых слюд. Fe и Mn породообразующих амфиболов и биотита связывают вольфрамовый ангилрит в виде вольфрамита или выпадают в форме пирита, сфалерита, триплита, анкерита, родохрозита и других минералов. Полевые шпаты жил представляют собой переотложенные породообразующие микроклин и альбит и т.д. имеют место случаи прямой зависимости состава микрожилок в грейзенах от минералов, ими пересекаемых.

Какие же доказательства тому, что  минеральные компоненты действительно заимствуют (выщелачиваются) из вмещающих горных пород?

За последние десятилетия опубликован  огромный фактический материал, который  говорит о том. Что минеральный  состав постмагматических рудных тел-пегматитов, скарнов, гидротермальных жил, хрусталеносных жил. Карбонатов и других образований в весьма большой степени зависит от состава боковых пород.

Всюду без исключения, как показало исследование, наблюдаемые ныне парагенезисы представляют собой продукты сложного взаимодействия постмагматических гидротермальных растворов с породообразующими минералами. В жильных месторождениях это взаимодействие происходит вдоль трещин или ослабленных зон, секущих вмещающие породы. При этом взависимости от состава растворов и пород, на которые они воздействуют. В общем случае формируется характерный тип минералообразования (табл.№ 1). 

Таблица№1.

Главнейшие типы околорудных  метасоматитов, образующихся в разных вмещающих породах в зависимости от анионного состава воздействующих растворов.

Если факт заимствования петрогенных  и рудных элементов из боковых  пород при жильном минералообразовании  в настоящее время не вызывает сомнений. То по-прежнему многие геологи ставят под сомнение масштабы этого явления. Считая. Что хотя оно и существует, однако играет весьма скромную роль в балансе минерального вещества жил и рудных тел.

Однако количественные минералого-геохимические  исследование измененных околорудных зон и гидротермальные эксперименты по выщелачиванию петрогенных и рудных компонентов из различных пород показывают, что масштабы заимствование вещества из околорудных (околожильных) зон вполне достаточны для образования рудных жил.

Итак, мы приходим к заключению, что  в земной коре-главной арене рудообразования- перераспределение минерального вещества под воздействием гидротермальных  растворов вызывает образование  многочисленных и многообразных  месторождений полезных ископаемых. Но если при этом магма не является главным источником рудоносных растворов, то в чем, же состоит ее главная роль при образовании гидротермальных рудных месторождений?

На этот вопрос четко и ясно ответил  Д.И.Щербаков: « Согласно новым взглядам, магма является прежде всего источником тепла. Внедряясь в верхние части земной оболочки, она нарушает установившееся равновесия, нагревает те водные растворы. Которые там существуют, выносит некоторые новые ингредиенты, например углекислоту.

При помощи воды, углекислоты и тепла ряд элементов экстрагируется из боковых пород, в том числе и из самих магматических тел.

Для практики это значит, что, как  может быть, и не нужно искать непосредственную связь с тем  или иными интрузиями; куда важнее искать те породы, из которых экстракторы могут вынести различные химические элементы»

Источники растворов.

Большинство исследователей считает, что образование и отделение  растворов происходит в магматической  камере. В последние стадии процесса остывания магматического расплава.

В одном из наиболее полных обзоров  проблемы гидротермальных растворов  А.Г.Бетехтин писал: «Гидротермальные растворы. Генетически связанные с остывающими интрузивами преимущественно кислых изверженных пород, могут возникать, как и в гипабиссальных, так и в абиссальных условиях. Но на глубинах, меньших 11-12 км. Поскольку величина геотермического градиента в местах проявления магматической деятельности должна быть существенно выше, чем 34⁰С на километр. Соответственно и внешнее давление, отвечающее этим глубинам, как получается по расчетам, должно быть меньше 3000 атм».

            А уже через 10 лет другой  крупный геохимик и исследователь  рудных месторождений, Д. И.  Щербаков констатировал:»В послевоенное  время у нас чрезвычайно развились  тяжелая разведка и эксплуатация месторождений на большую глубину…В результате этих работ был собран огромный фактический материал, который коренным образом изменил старые точки зрения. Выяснилось, прежде всего, что почти все жильные рудные месторождения образуются на сравнительно не больших глубинах- примерно на уровне до 4км от поверхности Земли. Часто рудные жилы не доходили до земной поверхности, образуясь под покрышкой водонепроницаемых пород.

На глубинах от 0 до 500 м, считая от поверхности, соответствующей времени рудообразования, отсутствуют какие-либо месторождения и рудопроявления. Наибольшие диапазоны глубин образования от 500-700 до 4000-4200 м имеют собственно гидротермальные свинцово- цинковые, медные и железные месторождения. Максимум их развития приходится на глубины около 2000 м; ближе к поверхности и на большую глубину их число быстро сокращается… С глубин около 1500 м начинают появляться и распространяться до 3500-3700 м высоко и среднетемпературные гидротермальные месторождения молибдена, вольфрама, олова, золота и мышьяка.

             Глубины 3500-4200 являются интервалом  быстрого затухания всех типов  эндогенной минерализации. Многие  из месторождений уже к глубинам 3500 м быстро выклиниваются. Глубины  более 4500 м от поверхности совершенно  неперспективны для поисков любых типов гидротермальных месторождений.

Рассмотрим этот вопрос более подробно. Выше на конкретном примерах было показано решающие влияние среды гидротермального минералообразования на состав возникших  минеральных парагенезисов. Однако место формированиями самого гидротермального раствора. Вызывающего метасоматического преобразования околорудных пород, остается по существу непознанным. Как уже отмечалось, широко распространенной и , к сожалению, по-прежнему  слабо аргументированной. Берущей свое начало от Ж. Эли де Бомона, является гипотеза о глубинном, ювениальном, а со времен В.Эмонса и В.Линдгрена-батолитовом происхождении гидротермальных растворов. Согласно это гипотезы, минералообразующие растворы формируются в самом магматическом очаге. Уже там они оказываются высокоминерализованными, содержащими все необходимые компоненты будущих минералов. Поднимаясь из недр в места разгрузки, они последовательно сбрасывают растворенные в них минеральные соединения. При этом выдиления растворов из очага может идти и плавно эволюционно, и пульсационно-прерывисто.

Так, Эммонс – изменение гидротермального магматогенного раствора, движущегося  по трещинам к земной поверхности, видел  в существовании гипотетических зон, в идеальном случае последовательно  сменяющих друг друга: « Последовательность зон обязана последовательному осаждению из растворов по мере движения от источника в область более низких температуры и давления».

 Смирнов критикуя зональность Эммонса, отмечал, что переходов одних зон в другие, как предполагал Эммонс, на реальных месторождениях нет. Жильные месторождения с глубиной обычно выклиниваются или разубоживаются. Более того, и в горизонтальных направлениях схема Эммонса не подтверждается.

Смирнов противопоставил свою идею изменения минералообразующих растворов во времени. «Металлоносный очаг в течении долгого времени своего развития-остывания интрузива-отдельными вспышками выделяет газово-жидкие растворы последовательно отличного состава. Процесс дистилляции в большинстве случаев представляется не прерывным, а прерывным, пульсирующим».

Исследования также показывают , что источником гидротермальных  растворов могут явиться сами горные породы, в межзерновых пространствах  которых повсеместно заключена  огромная масса интерстициальной, капиллярной, поровой, а также циолитной, кристаллизационной и иной воды. Эта многообразная, с разной силой связанная с минеральным веществом вода находится в равновесии с омываемыми ею зернами минералов. Если же в породе возникают напряжения и ослабленные зоны или трещины, равновесие нарушается, раствор и омываемые им зерна минералов начинают взаимодействовать, и тем сильнее, чем сильнее сказывается  тектоническое напряжение в данном участке породы.