Минералогия с основами кристаллографии (генезис..

 
Процессы минералообразования
 
Под процессом минералообразования понимается способ и условия образования  минералов в природе. Среди них  различают следующие типы:
-         Эндогенный;
-         Экзогенный;
-         Метаморфогенный.
Эндогенные процессы
         «Эндос» – внутренний.
Эндогенные процессы минералообразования связаны с глубокими недрами земли, где они протекают при сравнительно высоких температурах и давлением. Источники энергии процессы ядерного распада и синтеза в ядре земли. Источником вещества эндогенных образований является магма («Магма» - тесто, паста.) Магма – расплавленная масса, состоящая из силикатных соединений металлов с подчиненным количеством летучих компонентов (СО2, Н2O, NH4, Н2S). Главные компоненты: SiO2, Al, Fe, Mg, Mn, Ca, H, S, Cl, F, B.
         При застывании магмы образуются магматические горные породы с определенным набором минералов.
Процесс кристаллизации магматического расплава зависит от вариаций двух основных факторов:
- условия кристаллизации (внешний фактор);
- химический состав магмы (внутренний фактор).


Условия кристаллизации (внешние условия)
Степень кристаллизации минералов зависит главным образом от условий кристаллизации, т.е. от глубины залегания магматического расплава, температуры и давления, а также от наличия минералов.
Процесс кристаллизации является очень сложным, но характер его определяется в основном двумя факторами:
1.     Количеством, образующихся центров кристаллизации;
2.     Скоростью роста кристаллов.
Из этих факторов складывается кристаллизационная способность вещества.
Температура
Кристаллизация расплава возможна лишь при некотором его переохлаждении, т.к. в истинно равных условиях выделение теплоты при переходе вещества из жидкого состояния в твердое обуславливает расплавление образовавшихся  кристаллов, тогда как при переохлаждении этой теплоты недостаточно для этого процесса.
Давление
Давление влияние двоякое. Высокое внешнее давление само по себе препятствует  росту кристаллов, т.к. повышает вязкость расплава, но в природных условиях давление благоприятствует  кристаллизации, т.к. удерживает в магме минерализаторы, присутствие которых чрезвычайно сильно снижает вязкость магмы. Минерализаторы: CO , CO2, H2O, NH4, H2S.
Химический состав магмы (внутренние условия)
Химический состав магмы обуславливает степень её вязкости и таким образом влияет на  скорость кристаллизации минералов.
В вязких магмах рост кристаллов происходит медленно, т.к. диффузия вещества, необходимая для этого процесса затрудняется внутренним трением.
Кислые магмы при прочих равных условиях являются более вязкими, чем основные. По А.С. Гинсбергу, главное окислы, участвующие в составе минералов можно расположить в следующий условный ряд по степени влияния  на уменьшение вязкости:
Уменьшают вязкость– FеО, MnО, МgO, СаO, Na2O, К2О
 увеличивают вязкость – Cr2O3, Al2 O3, SiO2/
Состав магмы
В зависимости от преобладания SiO2 с одной стороны и FeO, MgO, CaO – с другой устанавливает резкое разделение магм на вязкую кислую, в которой много SiO2 и легко подвижную – основную, богатую FeO, MgO, CaO.
Большая вязкость кислой магмы, объясняется тем, что в ней кремнезём находится в виде сложных групп, которые при кристаллизации превращаются в каркасные силикаты и алюмосиликаты (Q, ПШ),  а в основной магме кремнезём находится в виде изолированных *** тетраэдров, которые, затвердевая дают островные силикаты (оливины). Естественно, что громоздкие каркасы легче цепляются друг за друга, чем изолированные тетраэдры и потому создается большое внутреннее трение, т.е. повышенная вязкость.
По мнению большинства ученых существуют три основных типа магмы: гранитная, бальтовая, перидотитовая, из них и их дефференциатов возникают все разновидности горных пород.










Стадии минералообразования
В процессе охлаждения магматического расплава последовательно выделяются три стадии:
-собственно магматическая,
- пегматитовая,
- пневматолито-гидротермальная (постмагматическая).
I. Собственно-магматическая стадия
По условиям залегания породы делятся на интрузивные (застывшие на глубине) и эффузивные (излившиеся на земную поверхность) – не полностью раскристаллизованные.
Из магмы по мере её охлаждения первыми образуются отдельные кристаллы минералов. Принято считать, что температура кристаллизации лежит в пределах 700-900° С в интрузивных условиях 1000° -1200° С.
Последовательность кристаллизации магмы в основном определяется правилом Розенбаума:  первыми выделяются рудные и темные минералы, далее кристаллизуются светлоокрашенные и заканчивается всё выделением кварца.
Это правило было дополнено Боуэном так называемой реакционной схемой. Сущность которой заключается в том, что каждый выделившийся из расплава минерал стремится придти в равновесие с жидкой фазой. Для того, чтобы сохранить это равновесие при падении температуры, раннее выделившиеся минералы вступают в реакцию с жидкой магмой, меняя при этом свой состав. Реакция либо непрерывная – ряд плагиоклазов; либо прерывистая – оливин-гиперстен-авгит-роговая обманка.
Химический состав магмы
1. Последовательность выделения минералов при кристаллизации магмы с образованием магмы с образованием минеральных ассоциаций главных типов изверченных пород отвечает двум реакционным рядам.
 


Реакционный ряд Боуэна
Т° ,С             
Мафический ряд (Fe, Mg, Са)                 
 
Фемический   ряд       (Ca, K, Na)

Горные породы

1200
Оливин

Ультраосновные

1100
Ромб. пироксен
Осн. плагиоклазы


1000
Монок. пироксен
Осн. плагиоклазы
Средние

900
Амфиболы
Сред.плагиоклазы


800
Биотит
Кисл. плагиоклазы
Кислые

700
Мусковит
КПШ


600
Кварц


 
Кристаллизация совершается чаще всего из многокомпонентных магм.

Главные процессы кристаллизации магматических сплавов
1. Кристаллизационная дифференциация
        Дифференциация магмы сводится к образованию твердой кристаллической фазы и выделению этой фазы из остаточного расплава или раствора. Важную роль при кристаллизации магмы играют и такие факторы, как изменение концентрации, присоединение новых химических соединений (ассимиляция) и потеря расплавом некоторых веществ (выделение летучих составных частей и др.).
        Общий ход дифференциации  магмы представлен в таком виде:
Габбро-перидотитовая – Диоритовая магма – Гранитная – Водные растворы
(У/основная и основная) (Средняя) (Кислая)
Таким образом, в процессе кристаллизационной дифференциации родоначальная магма распадается на отдельные магмы (по содержанию кремнезёма): у/основные, основные, средние, кислые.
У/ основные - у. основные горные породы: перидотиты, дуниты, пироксениты, горнблендиты, пикриты, кимберлиты. SiO2 < 45%. Значительное содержание MaO, FeO, CaO.
Основные – горные породы: габбро, диабазы, эссекситы, ийолиты, уртиты, анортозиты (SiO2 50-55 %).
        Средние – нормальный ряд: диориты, синиты, андениты, трахиты, щелочной ряд: нефелиновые сиениты, трахиты (SiO2  60%).
        Кислые – граниты, гранодиориты, плагиограниты, кварцевые диориты, риолиты. (SiO2  63-65%).
2. Ликвация 
Ликвация – распад магмы при понижении температуры на две несмешивающиеся жидкости.   
      В результате процесса ликвации получаются две несмешивающиеся части магматического расплава: 1) более тяжелые по составу компоненты – сульфиды (медно-никелевые) опускаются в низ под действием силы тяжести; 2) силикатная, занимающая верхнюю часть магматического резервуара.   (предложена Ф.Ю. Левинсоном-Лессингом)
В последнее время установлено, что ликвация происходит в расплавах, сильно обогащенных кремнеземом и в присутствии летучих компонентов.
Признаки ликвации:
Наличие сферолитовых и вариалитовых структур в породах, где округлые образования рассматриваются как капельки магмы, отделившиеся от основной массы в процессе ликвации.
        Несмесимость в жидком состоянии является эффективным средством разделения сульфидных и силикатных расплавов.
 
 







II. Пегматитовая стадия
Пегматитовая стадия – процесс образования пегматитов.
Пегматиты – специфическая группа пород, образующих  иньекционные  жильные тела или шлиры,  состав которых обычно близок к составу поздних дифференциатов  магматических комплексов.
Последовательность образования пегматитов:
1. Из магмы выделяется остаточный силикатный расплав обогащённый газами (минерализаторами): H2O, CO2, CO, HCl, HF, H2S, SO2,  N2, H3BO3, H3PO4, CH4
2. Давление выдавливает расплав в оболочку материнской интрузии или в боковые породы по трещинам.
3. Вязкость и t° кристаллизации (350-900°С) в остаточном магматическом расплаве постепенно понижаются, в результате чего начинается процесс его раскристаллизации образованием пематитов.
Особенности образования и расположения пегматитов:
1. Пегматиты расположены: 1) в верхней  части магматических массивов (апекальная часть ); 2) в апофизах боковых вмещающих пород.
2. t° кристал.  (350-900°С), мощность их до десятков метров, протяженность до нескольких сотен метров и как исключение первые километры.
3. В начале кристаллизация происходит без воздействия окружающей среды (закрытая система), в последствии при значительном участии метасоматических  процессов (открытая система).
4. В апикальных частях очень много пустот, размерами от нескольких см3 («занорыши) до  10м3 («миароллы»):
5. Существуют две основные гипотезы образования пегматитов: 1)А.Е.Ферсман – пегматиты это продукты конечной стадии кристаллизации остаточного магматического расплава. Ферсман разработал теорию пегматитов в середине ХХ века.
2)Заварицкий - пегматиты  - результат перекристаллизации материнских пород под влиянием остаточных газовых растворов.
Гипотеза Ферсмана подтвердилась результатами исследований последних лет: термолюминисценция кварца, типоморфизм ПШ и кварца из графических зон пегматита.
А.Е.Ферсман различает 5 этапов процесса кристаллизации пегматитовых тел, каждый из которых характеризуется наличием определенных парагенетических ассоциаций минералов:
а) магматический  (Т° 800-900°) – магматическая фаза завершения кристаллизации гранита – образуется агрегат «турмалиновое солнце».
б) эпимагматический (Т° 600-800°) – кристаллизация из остаточного расплава – образуются породы с зернами альмандина и магнетита; переход альфа-кварца в бетта-кварц, смена биотита мусковитом; пегматиты с графической структурой.
в) пневматолитовый (Т° 400-600°) – кристаллизация из газовожидкого флюидного раствора – образуется Q- ПШ пегматит с блоковой структурой и пустотами (шерл, мусковит, топазы, берилл, альбит, минералы Li и др. редких металлов).
г) гидротермальный – кристаллизация из гидротермального раствора (Т~350-400° до 0°) – образуются зелёные слюдки, флюорит, карбонаты, сульфиды, цеолиты.
д) гипергенный (Т° 50-0°) в зоне кристаллизации образуются каолинит, кальцит, халцедон, и др. гипергенные минералы.

6. Пегматитам присущи:
неоднородность строения с тенденцией проявления зональности;
развитие графических структур минеральных агрегатов
формируются в условиях умеренных и значительных глубин в широком температурном диапазоне, отвечающем концу  магматического и началу гидротермального процесса при высокой активности летучих и твердых компонентов
7. Глубина образования – 1,5-2 до 20 км. (необходимым условием является превышение внешнего давления горных пород над внутренним давлением летучих компонентов).
8. Пегматиты образуются в связи интрузивным магматизмом всех типов магм, но наиболее распространенны и чаще встречаются гранитные и щелочные пегматиты, т.к. их материнские магмы наиболее богаты летучими компонентами.
9. Лучше всего изучены гранитные пегматиты и их закономерности распространяются на все типы магм.
По минеральному составу пегматиты делятся:
Пегматиты чистой линии – петрохимический и минеральный состав материнской интрузии соответствует таковому у пегматитов.
Пегматиты  линии скрещивания –  обмен химическими компонентами между вмещающими породами и пегматитовым расплавом в результате образуются «гибридные» пегматиты
По структуре и минералогическим особенностям Ферсман выделяет 4 типа пегматитов:
1. Графический или равнозернистый («Еврейский камень»)
2. Блоковый  -  крупные кристаллы ПШ и Q.
3. Полудифференцированный – сплошной Q и редкоземельные минералы.
 










Минераллообразование в постмагматическую стадию
Минералы постмагматической стадии образуются преимущественно из остаточных магматических растворов, являющихся поздними продуктами магматической дифференциации.
В.А.Николаев показал, что по мере кристаллизации магмы при увеличении количества летучих веществ в расплаве наступает момент выделения их в виде газов – пневматолитовый этап (сера, алунит, квасцы, пирит, нашатырь и пр).
Далее в результате миграции в породы и взаимодействия с ними газовая фаза охлаждается и постепенно приходит в состояние  сжатого горячего раствора – гидротермальная стадия. Гидротермальные растворы могут образоваться также в результате обычного охлаждения газовой фазы, которая остается после кристаллизации сплава. Кроме этого они могут выделиться как жидкие, существенно водные остаточные растворы.
Газовая фаза имеет кислую реакцию, а значит и растворы также имеют кислую реакцию. По мере продвижения вверх они реагируют с вмещающими породами и становятся щелочными.
III. Пневматолитовые образования
А. Экскаляции (выделения) – связаны с вулканической деятельностью и могут быть поверхностными (из магмы, попавшей на поверхность в результате извержения) и глубинными (магма на глубине).
По своему происхождению минералы, возникающие как продукт экскаляции могут быть результатом:
1. прямого возгона из газов при их охлаждении – сера, галит, сильвин, ангидрит, сассолин.
2. взаимодействия газов а)между собой – сера, гематит, пирит, тенортит; б)с газами атмосферы – нашатырь; в)с породами – флюорит;
3. взаимодействия конденсата с породами – гипс, квасцы, алунит;
4. взаимодействия фумарольных газов с минералами возгона – пирит, магнетит.
Особенности морфологии минералов вулканического происхождения – землистость, мелкая кристалличность, - это чаще всего тонкие налеты, землистые агрегаты на лавах, а иногда отдельные мелкие кристаллы или друзы в пустотах лав.
Б.  Собственно пневматолитовые минералы образуются при участии летучих компонентов, т.е. из газовой среды растворов.  Об этом свидетельствуют минералы, которые в содержат газово-жидкие включения. Например: молочно-белый кальцит, жильный кварц и др.
         Продукты собственно пневматолитовых процессов во многих случаях трудно отделить от гидротермальных, которые возникают при высоких температурах и поэтому рассматриваются вместе.
В. Скарновые образования – возникают на контакте изверженных пород (гранитов) и известняков. Они состоят из Mg-Fe и Ca-Mg- Fe силикатов.
Скарны возникают в результате реакционного метасоматоза, когда происходит обмен веществами контактирующих пород. Типичный пример, граниты и известняки. Синоним пород – контактовометасоматические.
В контактовых ореолах интрузии образуются реакционные зоны, в которых происходит циркуляция постмагматических растворов, диффузионный обмен между взаимодействующими породами. Химические соединения CaO, SiO2, Al2O3 слабоподвижны и невыносятся за пределы зоны взаимодействия пород. Формируется зональность в минеральном составе от контакта  гранитов к известняка к известякам.
Различают экзоскарны – образовавшиеся в известняках и эндоскарны, возникшие за счет гранитов и др. силикатных пород. В эндоскарных SiO2 обладает относительно большей подвижностью, в результате чего возрастает отношение Al2O3 к SiO2,  - десилификация. Например, месторождения корунда. Главные составные части скарнов – диопсид и гранаты. 
Скарны могут залегать в зоне непосредственного контакта интрузивных тел с карбонатными породами и во вмещающих породах (до 200-400 м).
Размер скарновых тел изменяется в широких пределах: 1,5-2,4 км по простиранию, при m=200 м.; 200-500 м при m=10-60 м. Со скарнами связаны м-я: Fe, W, Cu, Zn, Pb.
Зональность скарнов: 1)неизменённый гранит; 2)осветлённый мусковитизированный гранит; 3)гранат – эпидотовая зона; 4)гранат – пироксеновая зона (самая мощная по протяжённости); 5)гранатовая зона; 6)пироксеновая зона; 7)мрамора; 8)неизменённые известняки.




IV. Гидротермальные образования.
Магматический расплав, охлаждаясь обогащается летучими веществами. После охлаждения ниже критической температуры воды (374 °С для чистой воды) летучие компоненты начинают сжижаться и превращаться в горячие растворы, которые начинают выделять вещества в виде минералов и взаимодействуют с окружающими породами. В образовании гидротермальных м-ий принимают участие истинные и коллоидные растворы.
Гидротермальное минераллообразование сложно по своему характеру. Оно начинается при высоких температурах часто совмещаясь с пневматолитовыми минераллообразованиями (~400°С) и заканчивается при температурах близких к условиям земной поверхности (~50 °С).
Вследствие этого минеральный состав гидротермальных образований довольно разнообразен.
Среди гидротермальных образований различают несколько ?:
1.     глубинные (гипотермальные);
2.     средних глубин (мезотермальные);
3.     небольших глубин (эпитермальные).
Изменение термодинамических условий по мере удаляя минераллообразование районов от магматического очага обусловило зональные расположения минералов.  В зависимости от температуры и давления для каждой грунны гидротермальный процесс будет возникать свой комплекс минералов.
Различный состав гидротермальных образований в настоящее время объясняется пульсацией  магматических образований во время  дифференции.
В общем можно принять, что для минеральных комплексов больших и средних глубин характерна пространственная связь с интрузиями значительных и средних глубин, минеральные комплексы небольших глубин связаны с интрузиями малых глубин с эффузивами.
Минеральных состав гидротермальных образований
Тип образований
Формация
Минералы



главные
второстные

 
 
 
 


?
 
 


 
 
 

 
 
 
 

 
При гидротермальных процессах широко распространены явления замещения,а также изменения вмещающих пород, которые получили специальные названия по развитию определенного минерала или ? минералов. Замещения носят метасоматический характер. Метасоматическое ? в твердых породах может происходить с сохранением структурных особенностей ? минерала. Например, ?.
Обычно метасоматоз связан с приносом и выносом вещества растворами  и локализуется около ?.
1. При образовании высокотемпературных м-ий происходят скарнирования и грейзенизация. Грейзенизация – процесс окварцевания интрузивных осадочных, метаморорических и частично эффузивных пород ?. породы называются грейзенами. Состав: кварцы, мусковит, ленидолит, турмалин, флюорит, вольфрант. Грейзены сопровождают оловано-вольфрамовые кварцы.
2. В среднетемпературных образованиях происходят: окварцевание, карбонатизация, серилитизация, хлоритизация, беруитизация, сернотизация.
Окварцевание – образование вторичных кварцатов по кислым и средним эффузивам. Образуются: корзит, кварцы, алунит, пирофилит: Pb, Cu, Ag, Au.
Серилитизация – замещения серицитов алюмосиликатов (П, Ш) первичных (древних эффузивов).
Беруитизация – процесс перехода гранит-? в сернитно-кварцевую породу (берунт). Рудные кварцевые граниты, Au.
Листвинизация - ?
Хлоритизация – процесс перехода магнунально-гремзистых минералов в хлориты. Присутствуют кварцы серацит.
Карбонатизация – вытеснение из вмещающих известняков Cа и принос Mg и образование магнозиальных карбонатных пород. М-я свинцово-цинковые.
?
3. Низкотемпературные образования характеризуются процессом серицитизации, окремнения, доломитизации, а также пронилитизации и оксимнитизации.
Пронилитизация (гр. пронилла – преддверие, подъезд) – процесс изменения вулканических толщ среднего и кислого состава под влиянием гидротермальных растворов. Развиты на незначительных глубинах. Магнунально-грязистые минералы  (диопад, граниты) замещаются хлоритом, с образованием ?. М-я цветных и драгоценных металлов (Au, Ag).
Каолинатуация – замещение первичных минералов породы на минералы. Кремнезем выделяется в виде скрытокристаллических.
 
Экзогенные процессы минералообразования
         Экзогенные процессы минералообразования происходят на поверхности земли или в близи её поверхности, а также в атмосфере и гидросфере. Продукты этих процессов объединяются в две большие группы.
1. минералы кор выветривания;
3.     минералы осадочных пород.
Процессы, приводящие к образованию тех или иных минералов на поверхности земли, идут последовательно и выражаются в следующей  схеме:
Процессы выветривания Щ переноса Щ осадконакопления Щ диагенеза.
1. Минералообразование в коре выветривания (гипергенез)
Процессы выветривания происходят в так называемой зоне гипергенеза и они приводят к механическому разрушению и химическому разложению пород и минералов. Агентами выветривания являются вода и ветер, колебания температуры в близи поверхности, кислород и углекислота воздуха, жизнедеятельность организмов. Интенсивность выветривания также зависит от климата, рельефа местности, химического состава пород и минералов.
А. различают современные и древние коры выветривания. Современная кора проявляется в виде площадных образований и развивается на глубину десятков и сотен метров. Древнее выветривание происходило при образовании всех ? во время перерыве в осадконакоплении ( площадные и линейные).
Б. мощность коры выветривания зависит от сочетания ряда условий: выравненности суши, тектонического спокойствия, эрозионной деятельности, климата, состава пород, гидрологических условий.
Благоприятными условиями для образования мощных кор выветривания являются:
1. выровненные поверхности суши – пенеплены.
Например, P и MZ время на Урале Щ мощное. Коры выветривания до 100 и > метров.
2. тектоническая стабильность участков земной коры.
Например, в MZ-KZ на Урале было три периода  тектонического спокойствия.
3. слабая эрозионная деятельность поверхностных вод, которая не давала возможности размывать К.В.
4. теплый и влажный климат – гумидный.
Например, в тропиках К.В. более мощные и более ярко выражены.
5. состав пород – легкоразрушаемые и химически неустойчивые минералы в процессе окисления переходят в более устойчивые соединения.
Соединения с металлами в низших степенях валентности Fe2+, Mn2+, V3+ и др. Соли, возникающие  при этих процессах, подвергаются частично гидролизу и переходят в гидроокислы – труднорастворимые в воде.
6. подземные воды, особенно в верхних частях горных массивов и кор выветривания несут большой запас свободного кислорода, что способствует разрушению неустойчивых минералов.
Степень окисления оценивается величиной окислительно-восстановительного потенциала (Еh) от -200 до  +500 мв. Чем выше Еh, тем активнее идут процессы выветривания.
         Показатель рН также является индикатором процессов выветривания. Например, каоменит возникает в кислой среде (рН>7), монтмориллонит – в щелочной.
         В. В минеральном отношении кора кора выветривания (К.В.) представляет собой скопление самых различных минералов. В ней широко представлены:
1. первичные минералы, особенно устойчивые против влияния агентов выветривания (кварц, рутил, циркон) и те, которые ещё не успели подвергнуться выветриванию;
2. промежуточные минералы, сохранившие кристаллическое строение, но поддавшиеся уже значительным изменениям (гидрослюды, гидрохлориты и т.д.).
3. продукты конечного разложения первичных минералов  (гели кремнезема, глинозема, окиси железа и соли щелочных и щелочно-земельных металлов).
Характерной особенностью коры  выветривания является наличие в ней коллоидальных образований.
В зависимости от преобладания в коре выветривания определенных минералов различают К.В. каоменитовые, монтмориллонитовые, охристые, гидрослюдистые, бокситовые, карбонатные и т.д.
Конечными продуктами разложения являются минералы, устойчивые в самых верхних горизонтах земной коры. Здесь в зависимости от горных пород формируются следующие минералы:
1. ультраосновные породы: кварц, халцедон, опал, гидроокислы Fe, кальций, арагонит, доломит, магнезит, нантронит, силикаты никеля.
2. основные породы: монтмориллонит, нантронит,  галлуазит, гидроокислы Fe, Q,  опал, хлорит, кальций, халцедон, палы горский.
3. средние породы: каолинит, гидроокислы Fe, гидрослюды, гидрохлорит, опал, халцедон, Q.
4. кислые породы: хаоменит, гидрослюды, гидроокислы Fe, гидроргилит, опал, халцедон, Q.
5. щелочные породы: гидрослюды, монтмориллонит, бейделлит, гидроокислы Fe.
6. известняки: кальций, гидроокислы Fe, сферосидерит, халцедон, кремень.
7. гипсоносные породы: гипс, барит, самородная сера, арагонит, кальций.
8. глинистые и песчано-глинистые породы: каолинит, глауконит, вивианит, фосфорит.
Различные минералы по-разному реагируют на агенты выветривания и изменения происходят также постепенно:
а. Оливин, пироксены, амфиболы (наименее устойчивые) Щ хлорит, гидрослюды Щ монтмориллонит, нонтронит Щ гидроокислы Fe Щ окись Al.
б. Полевые шпаты Щ гидрослюда Щ каолинит Щ монтмориллонит.
в. Нефелин Щ гидрослюда Щ бейделлит Щ монтмориллонит.
Г. Стадийность образования К.В.
При выветривании кристаллических пород  устанавливают три стадии:
Первая – вынесение наиболее подвижных соединений (гиброслюды и гидросиликаты) (Na, K, Ca, Mg). На этой стадии первичная кора выветриваясь представляет собой в начале физическую К.В., а затем она обогащается известью и насыщается основаниями.
Вторая – вынесение малоподвижных веществ (каолинит, монтмориллонит) (передвижение в подвижное состояние кремнезема благодаря щелочной реакции среды растворов). Верхние горизонты К.В. теряют значительную часть оснований и обогащаются кремнеземом (каолинитовый тип выветривания).
Третья – вынесение соединений Fe. (окислы и гидроокислы Fe u Al). На этой стадии остаются только полуторные окислы Fe u Al (аллитный тип выветривания – бокситы, железные шляпы и т.д.).
Происходит полный гидролиз силикатов.
Д. Формации К.В.
Минеральные месторождения К.В. могут возникать как остаточный продукт, либо как результат вмывания растворов.
В формациях остаточной группы выделяют месторождения:
1. латеритов, которые образуются за счет у/о, кислых и щелочных пород отложения обогащены гидроокислами Fe u Al, глинистые минералы – каолинит.
2. окислов и гидроокислов Mn , которые образуются за счет осадочных карбонатных руд марганцы и метаморфических пород, обогащенных Mn (вернадит, псиломилан, пиролюдий).
3. минералов глин, которые образуются за счет всех п.ч. Преобладают глины каолинитового состава, Q.
4. гипсовой шляпы – связаны с залежами солей, которые попадают в сферу действия подземных вод, которые выносят компоненты солей и осаждаются гипс, ангидрит,  как примеси бораты, самородная сера, галенит, сфалерит.
5. зона окисления сульфидных месторождений (железная зона) – образует плащеобразные тела. Сульфиды переходят в окислы и гидроокислы, сульфаты, карбонаты, кремнезем.
В формациях инфильтрационной группы образуются месторождения как продукт выветривания и дальнейшего переноса компонентов водными растворами. Среди них наибольшее распространены месторождения сферосидерита, барита, фосфоритов и вторичного сульфидного обогащения.
II. Минералы осадочных процессов (седоментогенез)
Перенос материала в водной среде
         1. При формировании осадочных месторождений важная роль принадлежит способности различных веществ к переносу в водной среде (реками, временными потоками, морями и т.д.). Страхов по форме переноса вещества, разделяют на 4 группы:
1. легкорастворимые соли – NaCl, KCl, MgSO4, Mg Cl2, CaSO4. Они находятся в реках всегда в виде истинных, ионных растворов и никогда в виде коллоидных растворов и во взвешенном состоянии.
2. карбонаты щелочных и щелочноземельных металлов – CaCO3, MgCO3.
Они находятся в виде резко ненасыщенного раствора (тропики, гумидный климат) и в виде тонкозернистой механической взвеси в степных и горных реках.
3. соединения Fe, Mn, P, а также V, Cr, Ni, CO, Cu и др. – они имеют очень малую растворимость, образуют на ряду с истинными растворами и коллоидные. Коллоиды – дистротная среда и дистротная доза. Месячные 10-10 мм.
4. силикатные, алюмосиликатные минералы, кварц – переносятся в реках только в суспензионном виде и в виде грубозернистого металла.
2.     Дифференциация осадков.
Минералы из водной среды осаждаются не одновременно, а подчиняясь определенной закономерности. Выделяют процессы: механической и химической дифференциации.
1. механическая дифференциация. Она осуществляется в водной среде, обладающей движущей силой реки, побережья, морей и океанов. Она определяется величиной и формой, их плотность, устойчивостью к  истиранию, скоростью и массой транспортирующей среды. В общем случае можно считать, что ближе к берегу, морских бассейнов различаются более крупнозернистые осадки – валуны, галька, гравий, далее – пески, еще далее – илы.
Устойчивости:
А. В формировании осадочных пород важную роль играют  обломки минералов и минеральные зерна наиболее устойчивые к процессам выветривания и механического разрушения. Минералы, попавшие в осадок после транспортировки называются аллотигенными. Среди них выделяются группы неустойчивых минералов (пироксены, амфиболы, оливин, полевые шпаты и т.д.) и группы устойчивых (кварц, циркон, турмалин, магнетит, ильменит, гранаты и др.).
Б. По плотности различают минералы тяжелой фракции с удельным весом > 2,89 г/см3 и минералы легкой фракции с удельным весом <2,89 г/см3.
 Минералы тяжелой фракции осаждаются ближе от источника, легкой фракции – дальше, соответственно ведут себя неустойчивые и устойчивые минералы.
В. При переходе соответствующего осадка в горную породу (стадия диагенеза) возникает ряд новых минералов, которые называются аутигенными. Среди них выделяются синтетические и эпигенетические минералы. Главными минералами АУК являются опал, халцедон, Q, кальций, доломит, магнезит, сидерит, глауконит, каолинит, гидрослюды, гидраргиллит, гидроокислы Fe, пиролюзит,  пирит, гипс, ангидрит, галит.
Элементы и характеристика осадочных образований
В разряде россыпи выделяют: торфы, пласт (пески), плотик.
Пласт – часть россыпи с концентрацией полезного компонента.
Торфы – породы, перекрывающие пласт
Плотик – породы на которых располагается пласт.
В россыпях концентрируются минералы с повышенной плотностью и устойчивостью (Au, Ag, алмаз, монацит, циркон, ильменит и т.д.). Наиболее богатые россыпи – вдоль вогнутой стороны изгиба рек в устье рек и в прибрежно-морской полосе. Характер плотика влияет на россыпи. Благоприятны: известняки, доломиты, сланцы (глинистые, хлоритовые).
Минеральный состав формаций россыпчатых месторождений
Породы
Формации
Минералы

Основные и условно-основные
1. алмаза
2. платины
Алмаз, ильменит, оливин, магнетит, корунд, пироксены, хлорит.

Щелочные
1. циркона
2. рутила
Апатит, гранаты, магнетит, перовекит, рутил, сфен, циркон, флюорит.

Средние и кислые
1. самородного Au
2. монацита
3. танталита-колумбита
4. ильменита и рутила
5. касситерита и вольфрама
Анатаз, апатит, вольфрам, гематит, золото, Ag, гранит, ильменит, касситерит, Q, дистен, монацит, турмалин, циркон, шеелит.

 
 
 
 
 
2. химическая дифференциация
Продукты выветривания, которые переносятся в виде истинных или коллоидных растворов осуждаются в водоемах по закону химической дифференциации.
Движение водных масс очень  слабое или отсутствует.
В начале кристаллизуются труднорастворимые продукты, а легкорастворимые откладываются лишь в специфических условиях, которые содействуют их осаждению.
Факторы осадконакопления: температурный режим, концентрация.
Минеральный состав химических осадочных месторождений
 
Растворы
Формации
Минералы

Истинные (ионные) растворы
Галогенная
Гипс, ангидрит, галит, сильвин, карналлит, бишофит, полигатит, кальций, арагонит, доломит, сода, сидерит, борацит.

Коллоидные растворы
Железных руд
Гидрогетит, шамозит, глауконит, гетит, сидерит, пирит, вивианит, барит, кальцит, гематит.


Марганцевых руд
Псиломелан, пиролюзит, манганит, родохрозит, гретит, гиалюзит, опал, кальцит, гипе, барит, марганит.


Бокситов
Диаспор, белит, гиббсит, бурые железняки, каолинит, пирит.


Цветных металлов
Сфалерит, галенит, церуссит, слистсонит, халькозин, халькопирит, борнит, кальций, пирит, марказит, сера, блеклая руда, аргентит.

 
а. Химические осадочные месторождения, которые образовались из  истинных растворов, представлены галогенной формацией. Она формируется за счет месторождений солей кальция, натрия, калия, магния (гипсы, ангибриды, калийная соль, калийная и магнезиальная соль, бораты). Эти месторождения формируются за счет солевой массы мирового океана.
Образуются в морях и морских лагунах  в условиях аридного климата, когда образуется достаточно высокая концентрация солей в растворах. Существует определенная последовательность осаждения, которая зависит от растворимости. Первое – труднорастворимые, последние – легкорастворимые.
Схема осаждения солей из морской воды
Состояние водного бассейна
(Морская вода
открытых бассейнов)           1. Карбонаты
  (лагуны)                                        
·
                                               2. Гипс
                                                          
·
                                               3. Каменная соль и гипс
                                                          
·
                                               4. Каменная соль и ангидрит
                                                          
·
                                               5. Каменная соль и полигалит
                                                          
·
                                               6. Магнезиальных и калийных солей
                                               (карналит и сильвин)
  (рассолы
«рапа)
 
         Кроме растворимости солей, на последовательность и образования влияет относительное количество солей в растворе, t° раствора, а также наличие других солей. Концентрация в условиях земной поверхности может достичь насыщения только при определенном режиме достаточных водоемов, когда прилив в них воды, содержащей соли будет равен (или меньше) испаренного.
         б. Химические осадочные месторождения, образовавшиеся из коллоидных растворов представлены рудами железа, марганца, меди и алюминия.
         Коллоидно-химические осадки образуются за счет коагуляции коллоидных растворов. В виде мицелл переносятся мельчайшие частицы глинистых минералов, кремнезема, некоторых соединений Fe, Mn, P,  Al. На поверхности этих мицелл адсорбируются катионы многих малых элементов. Значительная часть коллоидов, попадая в морскую воду (рн > 7), нейтрализуются мицеллы и свертываются, переходят в гели, а выпадая в виде студенистого придонного осадка. Основная часть вещества коллоидов оседает  сразу же в прибрежной области моря, но коллоиды Fe, Mn, как наиболее устойчивые переносятся в центральные части бассейнов. Образуются Fe-Mn конкреций.
         3. Осадочные биохимические месторождения
         Возникают главным образом в результате жизнедеятельности организмов. Биохимическая роль организмов заключается в том, что они аккумулируют вещества из ничтожных концентраций окружающей среды и после гибели или в результате жизнедеятельности дают особые минералы. Кроме того, организмы в ряде случаев играют роль катализаторов, содействующих выделению из растворов  определенных минералов.
         По данным В.И. Вернадского, в живом веществе в количествах от 1 до 10% содержится более 20 химических элементов.
         Биохимическим путем образовалось большинство месторождений известняков, фосфоритов, ванадатов и частично Fe, Mn, кремний.
         1. основной минерал формации фосфоритов – апатит, с которым ассоциирует кальцит, цеметин, барит, минералы глин. Главные минералы месторождений винадатов – тонкодисперсные минералы глин, кальций, доломит, сидерит, ванадинит, барит, пирит, кальцит.
         2. формация известняков – кальций, доломит, сидерит, образуют органогенные известняки, ил, состоящие из скелетов раковин и остатков животных.
         3. формация кремней – кварца, халцедон, опал, образуют диатомиты и опоки, состоящие из кремнистых  скелетов микроорганизмов и растительных остатков. 
 
Метаморфогенные процессы минералообразования
         1. горные породы, минеральные месторождения и отдельные минералы метаморфогенной группы образуются из продуктов эндогенных и экзогенных процессов, претерпевших глубокие изменения под воздействием высокой температуры и давления и различных газовых и водных растворов.
         При метаморфогенных процессах изменяется минеральный и химический сосав руд и горных пород, их физические свойства и в некоторых случаях форма залежей минеральных месторождений. В общем при метаморфизме минералы  стремятся перейти в соединения с меньшим объемом и повышенной плотностью. Часто форма залежей метаморфогенных горных пород указывает на первичную породу – пластовые (осадочные горные породы); интрузии, потоки, покровы (магматические горные породы).
         2. источники тепла: 1) процессы радиоактивного распада; 2) высокие температуры, обусловленные геотермическим градиентом; 3) близость расплавленных пород.
         Давление вызывается тяжестью вышележащих горных пород и горообразовательными процессами (стресс).
          3. механизм метаморфических процессов заключается  в 
1) обезвоживании; 2) перекристаллизации; 3) действии разнообразных метасоматических процессов.
         Если в процессе метаморфизма не меняется содержание и химический состав пород, то такой метаморфизм называется изохимическим, т.е. происходит простое обезвоживание и перекристаллизация горных пород. Если меняется, то происходят метасотические процессы, т.е. принос и вынос химических элементов.
            Последнее особенно отчетливо проявляется при контактово-метасоматическом образовании скарнов, а также при ультраметаморфизме, в частности при гранитизации пород.
         4. минеральный состав.
         
Минералы метаморфических образований не имеют хорошо выраженных кристаллических форм. Все они возникают почти одновременно. Зерна, которые имеют свою собственную огранку называются идиобластическими, а те, которые не имеют – ксеноблатическими. Рост минералов в метафорических породах осуществляется по принципу собирательной перекристаллизации. Сущность которой заключается в том, что мелкие зерна растворяются, а крупные растут за счет их (порфиробласты). В зависимости от условий метаморфизма в метаморфогенных образованиях возникают те или иные ассоциации минералов. В соответствии с этим минералы можно разделить на три группы:
         1. минералы образуются при кристаллизации (минеральный состав не меняется);
         2. новообразования – за счет старых неустойчивых  минералов (урализация пироксинов).
         3. реликтовые минерал, устойчивые в данных процессах (циркон, гранат, турмалин).
         Минеральный состав метаморфических пород разнообразен. Они могут состоять  из одного минерала (Q – кварцит, кальцит – мрамор) или из многих сложных силикатов.
         Главные породообразующие минералы: кварц, полевой шпат, слюды. Наряду с ними присутствуют типичные метаморфические минералы: гранат, андалузит, дистен, силлиманит, кордиерит, тальк, хлориты, актинолит, эпидот, карбонаты.
         Текстура
         5. среди минералов особенно распространены листовые, чешуйчатые и пластичные, что связано с сильным давлением. Это выражается прежде всего в развитии сланцеватости, когда породы распадаются на тонкие плитки или пластинки, расположенные параллельно друг к другу.
         Кроме того выделяют: полосчатую, пятнистую, массивную текстуры.
         6. в зависимости от преобладания того или иного фактора различают несколько видов метаморфизма.
-         динамометаморфизм (дислокационный), возникает при погружении горных пород на значительные глубины и при процессах складкообразования. В первом случае он связан с общим статистическим давлением вышележащих пород, во втором – с направленным давлением (стрессом). Благодаря динамометаморфизму происходит изменение структуры и частично минерального состава.
-         контактовый метаморфизм. Связан с воздействием внедряющихся магматических масс на вмещающиеся породы (температура, раствор).
-         пневматолитово-гидротермальный метаморфизм осуществляется непосредственно – контакте вмещающих пород и интрузивных тел и за его пределами. Носит метасоматический характер – изменение вмещающих пород – их химического и минерального состава. На контактах интрузивных тел с вмещающими породами происходят изменения как во вмещающих породах (экзоконтактовые изменения) так и в краевых частях интрузивного тела (эндоконтактовые изменения). Ширина зоны контактовых изменений может колебаться от нескольких метров до нескольких  километров.
-         терригенные породы (песчаники, аргиллиты), в результате перекристаллизации переходят в роговики (Q, слюды, гранит, алюминий). Карбонатные породы (известняки, доломиты) в процессе метасоматоза  изменяются до скарнов или мраморов. Главные минералы: кальцит, андалузит, волластонит, диоксид, гинерсен, везувиан, гранаты, силлиманит, корунд, Q, оливин, шпинель,
-         региональный метаморфизм. Происходит на больших глубинах в результате  совместного воздействия на горные породы высокой температуры, давления и послемагматических растворов. Региональный метаморфизм захватывает обширные участки з.к.. Причины – геотектонические движения. Явления регионального метаморфизма особенно распространены в древних и наиболее глубоко погруженных породах. Например, древние континентальные сланцы: Украинский, Алдан, Индия, Балтийский. t°=  300-400 до 1000° С.
в результате регионального метаморфоза возникают кристаллические сланцы, гнейсы, грапулиты, амфиболиты.
Особенностью этих образований являются постоянство ассоциаций главных минералов. В зависимости от температуры и давления выделяют четыре ступени метаморфизма (фации): гнейс, Q, КПШ, Pl, цветные минералы, гранит.
1.     фация земных сланцев;
2.     эпидот – амфиболитовая фация;
3.     амфиболитовая фация;
4.     гранулитовая фация.
Фации различаются по нахождению «критических минеральных ассоциаций»
Т = 300-500° С. Р=400-850 мПа. Фация земельных сланцев. Охватывает низкотемпературную область регионального метаморфизма (t=200-500°С), для неё обычны следующие ассоциации. Хлорит – кальцит – кварц; кварц – альбит – мусковит – хлорит; мусковит – хлорит – актинолит. Породы: различные «земные» сланцы.
Т= 500-650°С. Р=750-1000 мПа. Эпидот – амфиболитовая фация. Отвечает более высоким температурам, для которых хлорит является «запрещенным» минералом. Появляется биотит. Обычные минералы: роговая обманка, эпидот, биотит, мусковит, кварц, ставролит. Нижняя граница фации ~500°С (образование биотита). Породы: андалузитовые, мусковитовые, слодянные, гранатовые, сланцы, кварциты.
Т=650-800°С, Р=0,1-0,3 гПа. Амфиболитовая фация. Охватывает большую область температуры и давления и характеризуется «критическими» минералами: роговая обманка и плагиоклаз. Обычные минералы: биотит, альмандин, Рl, силлиманит, КПШ, Q.
Породы: гнейсы, амфиболиты. Они широко распространены в з.к. (в антиклиналях, щитах). Т=800-1000°С. Р = до 1 гПа. Гранулитовая фация.  Максимальная температура и давление. Она является «сухой» фацией. Обычные минералы: Px, Gg, Pl, «запрещены» - роговая обманка, слюды, эпидот, андалузит, ставролит. Породы: пироксеновые, гранулиты, кристаллические сланцы. Распространены в областях докембрийских щитов (Украинский, Балтийский, Алданский).
Кроме выше отмеченных фаций выделены также метаморфические фации высоких Р. к ним относятся фации дистеновых сланцев, гнейсов, эклогиты. Эклогиты имеют в своем составе: гранаты и Рх (рутил). Характерны для глубоких зон метаморфизма. 




Заголовок 1 Заголовок 2 Заголовок 3 Заголовок 4 Заголовок 5 Заголовок 6 Заголовок 7 Заголовок 8 Заголовок 915

Приложенные файлы

  • doc 8942684
    Размер файла: 177 kB Загрузок: 0

Добавить комментарий