Реферат: Контактово-метасоматические горные породы
Московский Государственный ГорныйУниверситетКафедра геологииКурсовая работа
на тему: “Контактово-метасоматические горные породы”
Выполнил: студентIII курсагруппы ГФ-2-00
Ромащенко В.А.
Проверил:
доцент Ларичев Л.Н.
Москва 2002Содержаниестрп
1. Сокращенные названия минералов………………………………. 3
2. Метасоматические горные породы………………………………. 4
3. Принципы систематики метасоматитов…………………………. 5
4. Метасоматиты, равновесные снейтральными
растворами………….…………………………………………..…. 5
4.1Скарновая фация…………………………………………………… 6
4.1.1Магнезиальные скарны …………………………………………. 6
4.1.2Известковые скарны …………………………………………….10
5. Метасоматиты, равновесные снейтральными
растворами………..……………………………………………… 12
5.1Фация полевошпатовых метасоматитов ………………………… 12
5.1.1Альбититы ……………………………………………………… 13
6. Метасоматиты, равновесные с кислыми
растворами…………..…………………………………………… 16
6.1Филлизитовая фация ……………………………………….……… 16
6.1.1Грейзены …………………………………………….……..….…16
6.2Фация вторичных кварцитов …………………………………… 20
7. Физические, физико-механические,
инженерно-геологическиесвойства ……………...…………… 25
7.1Плотность физических тел ………………………………………. 25
7.1.1Плотность горных пород, образовавшихся
приконтактовом метаморфизме ……………………...………… 26
7.2 Магнитныесвойства горных пород …………………………… 26
7.2.1Магнитные свойства метаморфических пород …………...…… 27
7.3Электрические свойства ……………………………………...…… 27
7.3.1Удельное электрическое сопротивление
метаморфическихпород ………………………………………… 28
7.4 Теплофизическиесвойства ……………………………………… 30
7.5Ядерно-физические (радиоактивные) свойства ……………...… 31
8. Список литературы …………………………………………...…… 32 1. Сокращенные названия минералов:Аб – альбит
Ал – алунит
Анд – андалузит
Би – биотит
Гем – гематит
До – доломит
Ка – кальцит, карбонат
Кв – кварц
Кш – K-Na полевойшпат
Ми – микроклин
Мт – магнетит
Му – мусковит
Неф – нефелин
Ол – оливин
Олиг – олигоклаз
Орт – ортоклаз
Пер – периклаз
Пи – пироксен
Пл – плагиоклаз
Пф – пирофиллит
Риб – рибекит
Сер – серицит
То – топаз
Флю – флюорит
Фо – форстерит
Хл – хлорит
Шп – шпинель
ЩАм – щелочной амфибол
Эг – эгирин
2. Метасоматические горные породыМетасоматические горные породы в отличиеот производных аллохимического метаморфизма развиваются более локально и визохорических системах, что постулировал в свое время еще В. Линдгрен,сформулировавший “правило постоянства объема при метасоматозе”.
Если характернымиметаморфическими процессами являются полиморфные превращения минералов, тип метасоматических процессов лучше всего представляетобразование псевдоморфоз. В них особенно наглядно выражено постоянство объемапри замещении, всегда сопровождающимся значительным привносом – выносом вещества,что само по себе определяет воздействие на породы растворов высокой химическойагрессивности. Это принципиально отличает метасоматические процессы отметаморфических.
Изохорический характер метасоматическихреакций предопределяет их независимость от литостатического давления и,следовательно, от глубинности, по отношению к которой выделяются минеральныефации метаморфических пород. Однако с глубиной возрастает флюидное давление.Этим фактором определяется своеобразие метасоматических процессов, которыезависят от глубины их развития.
Теория метасоматических процессов быларазработана Д. С. Коржинским, который подразделил их на раннюю щелочную(высокотемпературную), кислотную и позднюю щелочную (низкотемпературную)стадии. Это подразделение было дано Д. С. Коржинским для постмагматическихпроцессов, сопровождающих гранитный магматизм, сам по себе порождающийкислотные гидротермальные растворы, богатые фтором, хлором и другими кислотнымикомпонентами. Однако при взаимодействии с вмещающими карбонатными породами этирастворы могут терять кислотные свойства и приобретать слабощелочную реакцию.Это и определяет образование метасоматических пород, относимых Д.С. Коржинскимк ранней щелочной стадии. Это в основном скарны – магнезиальные (в контактах сдоломитами) и известковые (в контактах с известняками). К высокотемпературнойщелочной стадии можно отнести и метасоматические породы, связанные со щелочнымиинтрузиями (фениты и др.) или развивающиеся в гипербазитах.
Типичными породами кислотной стадииявляются грейзены (в плутонической фации) и вторичные кварциты, аргиллизиты ипропилиты (в вулканической).
С понижением температуры ниже 300-400 °С в гидротермальных растворах развиваются критические явления,обусловленные несмесимостью во флюидах полярных (вода с растворенными в нейщелочными металлами) и неполярных жидкостей (водород и кислотные компонентыфлюидов – HF, HCl, CO2, и др.). Последние обладают более высокой миграционнойспособностью, и с их отделением от систем глубинного минералообразования связановозрастание щелочности гидротермальных растворов и образование пород(березитов, лиственитов, гумбеитов и др.), относящихся к поздней щелочнойстадии.
3. Принципы систематики метасоматитов
Главными петрографическими типами метасоматическихгорных пород, возникающих на малых глубинах, являются:
1. метасоматиты, равновесные снейтральными растворами – фениты, содалитовые метасоматиты, анальцимовыеметасоматиты, микроклиниты, альбититы, эгирин-флюоритовые метасоматиты, эйситы.
2. Метасоматиты, равновесные с растворами,близкими к нейтральным – магнезиальные скарны, известковые скарны,кварц-калишпатовые метасоматиты, кварц-альбитовые метасоматиты, турмалиниты,пропилиты, гидрослюдиты.
3. Метасоматиты, равновесные вкислыми растворами – цветтеры, грейзены, слюдиты, серицитолиты (березиты),листвениты, аргиллизиты, вторичные кварциты.
Критерием для отнесения метасоматитов к тому или иномутипу служит наличие минеральных ассоциаций (парагенезисов), устойчивых вотносительно узких интервалах температуры и щелочности-кислотностигидротермальных растворов. Количественные оценки Т и рН растворов, основаны наобобщении экспериментальных данных и термодинамических расчетов, результатовисследования газово-жидких микровключений, а также материалов прямых наблюденийв активных гидротермальных системах. Кроме того, учтены предложенные ранееклассификации отдельных групп метасоматитов в координатах Т-рН.
Специфическая особенность классификации метаморфических пород – введение дополнительныхкритериев: типа метаморфизма пород и фаций регионального метаморфизма.
4. Метасоматиты,равновесные с нейтральными растворами
К метасоматитам, равновесным с близнейтральными(слабокислотными или слабощелочными) гидротермальными растворами, относятсямагнезиальные и известковые скарны, кварц-полевошпатовые метасоматиты,пропилиты, большая часть турмалинитов, гидрослюдиты, а также редкипарагонитовые и актинолитовые метасоматиты.
Типоморфными минералами низкотемпературныхметасоматитов являются хлорит, эпидот, цоизит, альбит, карбонаты, гидрослюды. Длясреднетемпературных условий характерно возникновение амфиболов, биотита,щелочных полевых шпатов, для высокотемпературных – пироксена, молибдена,полиметаллов, золота и серебра.
По T-pHусловиям метасоматиты объединены в триглавные фации: скарновую, кварц-полевошпатовых метасоматитов и пропилитовую.
4.1 Скарноваяфация
К скарновой фации относятся продуктыслабощелочного-близнейтрального метасоматизма, происходящего в широкоминтервале температур от 450 до 1000 °С на глубинах от 1до 30 км.
С древних времен шведские горняки называли скарнамиобособления силикатных минералов в железных и сульфидных рудах. В настоящеевремя под скарнами понимаются метасоматические породы, сложенные силикатамикальция, железа и магния и возникающие в результате химического взаимодействиякарбонатных и алюмосиликатных пород, или карбонатных пород и алюмосиликатныхмагматических расплавов при участии растворов.
В зависимости от состава замещаемого карбонатногосубстрата выделяются две крупные группы скарнов: магнезиальные и известковые.На контакте с еще не затвердевшими магмами возникают наиболеевысокотемпературные магнезиальные скарны, которые вместе сблизкими по составу постмагматическими метасоматитами формируются по доломитами магнезитам. На контакте затвердевших интрузивных тел с известняками повмещающим и магматическим породам образуются известковые скарны.Метасоматиты внешних зон скарновых ореолов, которые содержат не типичные дляскарнов полевые шпаты, получили название околоскарновых пород.
По механизму образования выделяют диффузионные– биметасоматические и инфильтрационные – контактово-инфильтрационные иавтореакционные скарны
Различают экзоскарны, которые образуются призамещении карбонатных пород, и эндоскарны, которые формируются поалюмосиликатным породам различного происхождения, в том числе и гранотоидам.
К скарнам приурочены крупные месторождения Fe, Co, W, B, флогопита и многих других полезных ископаемых. Значительная частьоруденения наложена на скарновые зоны в результате воздействия более поздних иболее низкотемпературных гидротермальных растворов.
4.1.1 Магнезиальныескарны
Магнезиальные скарны, как особый тип метасоматитов,были выделены в 1953 г. Д.С. Коржинским.
Магнезиальные скарны – этошпинель-форстерит-клинопироксеновые породы с большим количеством второстепенныхи акцессорных минералов. Часть магнезиальных скарнов формируется намагматической стадии, часть является постмагматическими образованиями. Скарнымагматической стадии образуются при взаимодействии магнезиальных карбонатныхпород с растворами, которые отделяются от магмы до завершения ее кристаллизацииили циркулируют в это время во вмещающих породах. Формирование скарнов дополного затвердевания магматического расплава доказывается отсутствиемэндоскарнов, появлением апофиз неизменных магматических пород, пересекающихметасоматиты, а также наличием ксенолитов магнезиальных скарнов вэндоконтактовых частях интрузивных массивов.
Исходные породы. Магнезиальные скарны образуются по доломитам и магнезитам. Содержания MgO вкарбонатных породах, достаточные для образования магнезиальных скарнов,составляют 12-13 мас.%. На постмагматической стадии магнезиальные скарнымогут формироваться, кроме того, по гранитам, гранито-гнейсам и мигматитам,которые соприкасаются с Mg-содержащими карбонатными породами.
Условия залегания метасоматитов. Магнезиальные скарны встречаются в двух геологическихобстановках: 1) в глубинных гранито-гнейсовых комплексах древних щитов; 2)вблизи контактов интрузивов гранитоидов, реже сиенитов, габброидов и дажеультраосновных пород. Наиболее полно скарнообразование проявлено в связи сгранитоидным магматизмом. Магнезиальные скарны формируются на всех уровняхглубинности, за исключением приповерхностных. В абиссальных условиях ониобразуют пластовые и линзовидные тела, мощность которых достигает несколькихсотен метров при протяженности до 1.0 – 1.5 км. Пластовые тела приурочены кгоризонтам доломитов и залегают согласно с вмещающими породами. Вэкзоконтактовых зонах интрузивов магнезиальные скарны встречаются в видекрутопадающих столбов, трубчатых тел, жил, а также образуют фронтальные залежипричудливой формы.
Мощность тел варьирует от десятков сантиметров ипервых метров до 100 м. Отдельные столбообразные тела прослежены на глубину до800 м.
Минеральный состав. Главными минералами скарнов магматической стадии являются форстерит,шпинель, клинопипоксены (диопсид или фассаит), кальцит и реже доломит. Вглубинных условиях к этим минералам добавляются энстатит и гиперстен. На малыхглубинах появляются монтичеллит, мервинит и периклаз, а форстерит и кальцитисчезают.
Второстепенные и акцессорные минералы в скарнахпредставлены магнетитом, апатитом, а в околоскарновых породах – сфеном.
Из наиболее поздних новообразований в магнезиальныхскарнах наблюдаются флогопит, амфиболы, бораты, сульфиды и другие наложенныеминералы.
Разновидности магнезиальных скарнов выделяются поминеральному составу. Наиболее широко развиты форстеритовые,шпинель-форстеритовые, пироксеновые и шпинель-пироксеновые скарны. Вблизинеизменных карбонатных пород образуются кальцифиры, состоящие изкарбонатов, форстерита, количество которого обычно не превышает 30 об.%, и шпинели (менее 10%). Околоскарновые породысодержат плагиоклаз, количество которого достигает 40-60 об.%.
Форстерит, содержащий менее 5 мол.% Fe2SiO4,является типичным минералом кальцифиров; в форстеритовых скарнах железистостьвозрастает до 10–15 мол.%.
Доломит встречается только в кальцифирах; впироксенсодержащих породах он неустойчив и замещается кальцитом.
Шпинель в кальцифирах представлена зеленой, режерозовой и желтой разновидностями, содержащими от 5 до 20 мол.% герцинитовой составляющей. В пироксеновых скарнах железистостьминерала возрастает до 20-40 мол.%. Шпинельраспространена неравномерно.
Клинопироксены относятся к фассаиту или диопсиду,между которыми устанавливаются постепенные переходы. Железистость обоихминералов близка и составляет 2-7%. В околоскарновыхпородах железистость клинопироксена возрастает до 30-40%. Содержание глинозема в диопсиде составляет 1-2 мас.%, а в фассаите увеличивается до 4-9, иногда до 15-16 мас.%.
Ортопироксен скарнов представлен энстатитом,содержащим менее 15% ферросилитовой молекулы. В околоскарновых породахболее типичен гиперстен, содержащий до 45 мол. %Fe2SiO3. Воколоскарновых породах иногда появляется основной плагиоклаз (An50-100), реже андезин (An40-49)в ассоциации с K-Na полевым шпатом.
Магнезиальные скарны постмагматической стадииотличаются от скарнов магматической стадии меньшим количеством шпинели, большейролью кальцита, повышенной железистостью цветных минералов.
Химический состав. По сравнению с исходными карбонатными породами в магнезиальных скарнахмагматической стадии увеличивается содержание Al и Si,причем накопление Si закономерно связано с нарастанием интенсивностиметасоматизма. Mg испытывает локальное перераспределение, накапливаясьв форстеритовых скарнах.
В постмагматических экзоскарнах происходит накопление Si и Fe,частичный вынос Mg и Ca при незначительной миграции глинозема, а вэндоскарнах, наоборот, накопление Mg и Ca, приуменьшении содержания Si.
Внешний облик.Форстеритовые и пироксеновые скарны окрашены в зеленый или темнозеленовато-серый цвета; кальцифиры – от породы белого цвета. Структурамагнезиальных скарнов варьируется от тонко- до крупнозернистой.Тонкокристаллические породы имеют роговиковый облик. Текстура скарновмассивная, пятнистая, а кальцифиров и форстеритовых скарнов – полосчатая,обусловленная цепочечным расположением темноцветных минералов и шпинели вкарбонатной массе.
Микроструктуры гранобластоваяи гетеробластовая. Во всех разновидностях скарнов проявляется метасоматическийхарактер минералообразования, выраженный в развитии псевдоморфоз по первичнымминералам или их агрегатам.
Стадийность и зональность метасоматитов. Магнезиальные сканы характеризуются устойчивой ичетко выраженной зональностью. По данным В.А. Жарикова [1986] и Л.И. Шабынина [1973], для магнезиальных скарнов больших глубин типична следующаяметасоматическая колонка:
0. Доломит
1. Кальцифир: Фо + Шп +Ка +До
2. Шпинель-форстеритовый скарн: Фо +Шп + Ка
3. Шпинель-пироксеновый скарн: Пи +Шп + Ка
4. Пироксен-плагиоклазовая порода: Пи+ Пл
0. Алюмосиликатная порода (гранит,гнейс)
Для умеренных глубин характерны колонки несколькоиного типа:
I
0. Доломит
1. Кальцифир: Фо + Шп + Ка + Пер
2. Форстеритовый скарн: Фо + Шп +Ка
3. Пироксеновый скарн: Пи + Шп + Ка
0. Гранит
II
0. Доломитовый мрамор
1. Кальцит-периклазовый мрамор: Ка +Пер
2. Шпинель-форстеритовый кальцифир:Шп + Фо + Ка + Пер
3. Шпинель-форстеритовый скарн иликальцифир: Шп + Фо + Ка
4. Шпинель-форстерит-пироксеновыйскарн: Шп + Фо + Пи
5. Шпинель-пироксеновый скарн: Шп +Пи
6. Пироксен-плагиоклазоваяоколоскарновая порода: Пи + Пл
0. Гранитоид, гнейс
В малоглубинных условиях шпинель-форстеритовая икальцит-периклазовая зоны отсутствуют. Вместо форстерита в ассоциациях сошпинелью появляется монтичеллит, а вместо кальцита – периклаз. При повышениитемпературы шпинель и монтичеллит замещаются геленитом.
Зональность магнезиальных скарнов магматической стадиичасто затушевана более поздними процессами, связанными с просачиваниемпослемагматических растворов. В преобразованных этими растворами магнезиальныхскарнах появляются минералы из группы гумита, флогопит, паргасит, сине-зеленаяроговая обманка и скаполит. При этом в шпинель-форстеритовых скарнахразвивается флогопит-клиногумитовая ассоциация; шпинель-фассаитовые скарнызамещаются флогопитовыми и паргасит-флогопитовыми породами, а околоскарновыепироксен-плагиоклазовые породы преобразуются в амфибол-скаполитовыеметасоматиты с флогопитом.
В дальнейшем в измененных скарнах возникает комплекснизкотемпературных минералов (тремолит, актинолит, амезит, серпентин, тальк ибрусит), представляющих специфическую пропилитовую ассоциацию, котораяинтенсивно замещает минералы постмагматической стадии и реликтовые минералымагнезиальных скарнов.
Еще более поздние наложенные минеральные парагенезисыв скарнах связаны с воздействием кислотных растворов, приводящих к образованиюслюдитов и березитов.
Формирование скарновыхместорождений связано с процессами кальциевого и магниевого метасоматоза,протекающего на контактах кислых и умеренно-кислых гранитоидов (граниты,гранодиориты, сиениты) с вмещающими их карбонатными, реже силикатными породами.Оптимальных диапазон глубин составляет 500-2000 м. Температуры их образования,по мнению большинства исследователей, изменяются в широких пределах – от 900 до250 °С. Процесс развивается в несколько стадий, в течениекоторых агрегатное состояние растворов меняется – и из пневматолитовых онистановятся типичными гидротермальными.
Месторождения магнезиальных скарнов формируются при замещении доломитов идоломитизированных известняков. Типоморфными минералами магнезиальных скарновявляются диопсид, форстерит, шпинель, флогопит, серпентин, магнетит, людвигит,доломит, кальцит. Рудные тела представлены линзами, пластообразными и сложнымизалежами. Характерно их зональное строение. Наибольшее промышленное значениеимеют людвигит-магнетитовые, флогопитовые и хритзотил-асбестовые месторождения.
4.1.2 Известковыескарны
Известковые скарны – это метасоматиты, сложенные восновном пироксенами диопсид-геденбергитового ряда, гранатамигроссуляр-андрадитового ряда и волластонитом.
Исходные породы. Известковые экзоскарны образуются по известнякам, мерелям,известковитым туфам и туффитам, магензиальным скарнам. Экзоскарны возникают поинтрузивным породам различного состава, а также по эффузивам, кристаллическимсланцам и гнейсам, примыкающим к зонам высокотемпературного прогрева вконтактовых ореолах интрузивов. Для образования мощных скарновых тел особенноблагоприятны участки чередования карбонатных и алюмосиликатных пород.
Условия залегания метасоматитов. Известковые скарны приурочены к контактамразнообразных по составу интрузивов, но главная их масса тяготеет к грантиоидамповышенной основности. Форма скарновых залежей разнообразна, преобладаютпластовые, линзовидные, плащеобразные тела мощностью от десятков сантиметров допервых десятков метров. Кроме того, скарны встречаются среди интрузивных икарбонатных пород без видимой связи с интрузивными контактами. В этом случаеони образуют трубо-, жило- или столбообразные тела, а также залежи, мощностькоторых достигает 15-30м. По падению жилы и столбы прослежены на глубину до100-300м.
Минеральный состав. Главные минералы представлены гранатами, клинопироксенами, волластонитом,реже скаполитом, эпидотом и везувианом. Последний особенно характерен дляметасоматитов, которые развиваются по ранее образованным магнезиальным скарнам.
К второстепенным и акцессорным минералам относятсямагнетит, апатит и сфен. В приповерхностных условиях среди главных иливторостепенных минералов появляются ларнит, мервинит, сперрит, тиллеит,геленит.
Для околоскарновых пород типичны полевые шпаты,скаполит и эпидот.
Пироксены известковых скарнов представлены изоморфнымрядом диопсид-геденбергит с небольшой примесью чермакита и эгирина. Чистыйдиопсид встречается редко, как правило, в безрудных скарнах. Наиболеераспространены салиты с переменным содержанием геденбергитовой молекулы. Назаключительных стадиях скарнообразования появляется иогансенит CaMnSi2O6.
Волластонит слагает спутанноволокнистые илирадиальнолучистые агрегаты, реже образует отдельные мелкотаблитчатые кристаллы.Эпидот типичен для эндоскарновых зон, где иногда формируются зонымономинеральных эпидозитов.
Следует отметить, что однотипные минералыэндо- и экзоскарнов заметно отличаются по химическому составу. Гранатыэндоскарнов всегда содержат больше гроссулярового минала по сравнению сгранатами экзоскарнов. Железистость пироксенов из экзоскарнов, как правило,выше, чем у пироксенов из эндоскарнов. Кроме того, в эндоскарнах всегдаприсутствуют апатит и титанит.
Химический состав. Формирование известковых эндоскарновсопровождается накоплением Ca иуменьшением содержания Si по сравнению с исходными алюмосиликатными породами. Вэкзоскарнах, наоборот, присутствует большее количество Si и меньшее Ca,чем в карбонатных породах. Содержание Fe (иногда и Mg)возрастает во всех разновидностях скарнов, а глинозем испытывает незначительноеперераспределение.
Внешний облик.В зависимости от минерального состава окраска скарнов может варьировать отчерной (гранатовые скарны) и темно-зеленой (породы, обогащенные геденбергитом)до пятнистой (пироксен-гранатовые скарны) и серовато-белой с красноватымоттенком (волластонитовые скарны). Размеры минеральных зерен колеблются отдолей миллиметра до 1-2 см, иногда отдельные кристаллы пироксена и гранатадостигают 10-15 и даже 30-50см. Очень характерно неравномернозернистое строениепород. Среди текстур типичны массивная, пятнистая, полосчатая, друзовая.
Микроструктуры.Преобладающими микроструктурами являются гранобластовая, гетеробластовая,порфиробластовая и тогранобластовая.
Стадийность и зональность метасоматитов. Для известковых скарнов характерны разнообразные типыметасоматической зональности, что обусловлено вариациями температуры и составарастворов, а также глубиной становления метасоматитов.
В обобщенном виде метасоматическая колонка выглядитследующим образом:
0. Карбонатная порода
1. Волластонитовый экзоскарн
2. Пипоксеновый экзоскарн
3. Гранатовый экзо- или эндоскарн
4. Пироксен-гранатовый эндоскарн
5. Пироксен-плагиоклазоваяоколоскарновая порода
0. Алюмосиликатная порода
При понижении температуры из колонки выпадает зонаволластонитового, а иногда и гроссулярового скарна; в эндоскарнах появляетсяэпидот. В ходе дальнейшего охлаждения формируются ассоциациикварц-плагиоклазовых метасоматитов: Mn-содержащие пироксены,андрадит, амфибол, плагиоклаз, кварц и низкотемпературная пропилитоваяассоциация: эпидот, тремолит, хлорит, кальцит.
При понижении температуры и повышении кислотностирастворов на скарны накладывается грейзеновая ассоциация: флюорит, слюды,хрупкие слюды, топаз.
Скарны широко распространены в земной коре иформировались от архея до кайнозоя.
Магнезиальные и известковые скарны служат благоприятнойсредой для рудоотложения. В них сосредоточена значительная доля мировых запасовFe, W, флогопита, вермикулита,лазурита. К скарнам приурочены месторождения Cu, Co, Au, U, B и других полезных ископаемых. Рудная минерализацияносит как сопряженный, так и наложенный характер. С магнезиальными скарнамисопряжены магнетитовые руды, а также скопления людвигита, флогопита, лазурита.Месторождения других металлов обычно наложены на скарны и связаны своздействием более низкотемпературных гидротермальных растворов.
Известковые скарны вмещают промышленные месторождениявсех металлов, кроме хрома, сурьмы и ртути, а также многих неметаллическихполезных ископаемых.
Ведущую роль играют следующие типы месторождений:
1) магнетитовые икобальт-магнетитовые – связаны с умеренными гранитоидами небольших глубин исиенитами. Форма тел пластовая, штокообразная и неправильная ветвистая. Залежимогут прослеживаться на несколько километров при мощности в несколько метров.Главными рудными минералами являются магнетит, гематит, пирит, кобальтин,пирротин, нерудными – пироксен и гранат. Подобные месторождения находятся наУрале (Гороблагодатское), в Казахстане (Соколовское), Закавказье (Дашкесан), атакже крупные месторождения имеются в Болгарии, Италии, КНР, Японии и США.
2) месторождениямолибденит-шеелитовоготипа приурочены к зонам брекчирования иструктурам контактов гранитов, плагиогранитов, мраморами и сланцами. Формарудных тел сложная, обычно штокверковая, реже жилообразная. Главные минералы –молибденит, шеелит, сульфиды железа и меди, пироксены и гранаты. К этому типупринадлежат месторождения на Северном Кавказе, в Средней Азии, в США и КНР.
3) халькопиритовые месторождениялокализуются в приконтактовой зоне гранотоидов и эффузивов среди известняков.Руды слагают гнездо-, трубо- и жилообразные тела. Текстуры их вкрапленные имассивные. Главные минералы – халькопирит, пирит, пирротин, сфалерит.Месторождения этого типа находятся на Урале, в Казахстане, США.
4) Галенит-сфалеритовые скарновыеместорождения приурочены к контактам гранодиорит-порфиров, гранит-порфиров икварцевых порфиров с известняками. Рудные тела имеют сложную форму и крупныеразмеры. Руды сложены галенитом, сфалеритом, пиритом, халькопиритом,пирротином, гранатами и пироксеном. Крупные месторождения расположены в Приморье,Средней Азии, США, Мексике, Турции, Афганистане.
5. Метасоматиты,равновесные с щелочными растворами
5.1 Фацияполевошпатовых метасоматитов
К фации полевошпатовых метасоматитов относятсявысокосреднетемпературные, гидротермально-измененные породы, равновесные сумеренно щелочными (pH=7.0-8.5) калий-натриевыми галоидными растворами. Среди породданной фации преобладают микроклититы и альбититы, развитые по алюмосиликатномусубстрату. Значительно реже образуются эгирин-магнетитовые метасоматиты по железистымкварцитам и эгирин-флюоритовые метасоматиты по карбонатным породам.
Главными особенностями минерального составаполевошпатовых метасоматитов являются:
1) резкое преобладание минералов,содержащих Na и K (микроклин, альбит, щелочные пироксены и амфиболы,слюды, приолит);
2) постоянное присутствие минералов слетучими компонентами (слюды, флюорит, криолит, апатит, гагаринит);
3) большое разнообразие (около 70видов и разновидностей) минералов редких металлов;
4) частое сохранение реликтового(перекристаллизованного) кварца.
К полевошпатовым метасоматитам приурочено бериллиевое,урановое, тантало-ниобиевое, редкоземельное и реже – оловянное оруденение.
5.1.1 Альбититы
Альбититы – метасоматиты, состоящие из альбита (неменее 70% объема пород) и щелочных цветных минералов.
Исходные породы. Альбититы образуются при метасоматическом преобразованииполевошпатовых и кварц-полевошпатовых пород: сиенитов, гранитов, гнейсов,вулканитов среднего и кислого составов, песчаников.
Условия залегания метасоматитов. Альбититы встречаются главным образом в трехгеологических обстановках: 1) в зонах глубинных разломов, пересекающихфундамент древних кратонов; 2) вблизи контактов щелочных интрузивов; 3) вапикальных частях интрузивных массивов, сложенных щелочными гранитами. Форма залеганияметасоматитов – крутопадающие линзы, пластовые и жилоподобные тела, режештокверковые и неправильной формы залежи. В щелочных гранитоидах альбититылокализуются в апикальных участках куполов или их гребневидных выступах,апофизах и дайках. Протяженность зон интенсивной альбитизации измеряетсядесятками-сотнями метров, иногда первыми километрами. Мощность варьирует отнескольких метров до десятков, реже – сотен метров.
Минеральный состав. Главные новообразованные минералы: альбит (An1-5),щелочные пироксены и амфиболы, реже биотит, магнетит и гематит. Второстепенныеи акцессорные минералы: циртолит и малакон, колумбит, торит, браннерит,уранинит, касситерит и флюорит.
Альбит представлен двумя генерациями. К первой из нихотносят относительно крупные кристаллы, замещающие плагиоклаз, полевой шпат икварц исходных пород. По плагиоклазу развиваются относительно идиоморфныетаблитчатые кристаллы альбита с полисинтетическими двойниками; K-Naполевой шпат замещается широкотаблитчатыми кристаллами и неправильными зернамишахматного альбита, кварц – сахаровидным зернистым агрегатом альбита со слабопроявленным двойниковым строением. Альбит второй генерации, слагающий мелкиепластинчатые кристаллы и лейсты, характерен для зон максимальногометасоматического замещения исходных пород. Кристаллы альбита II располагаются либо беспорядочно, либо образуют сноповидные ивеерообразные агрегаты.
Новообразованные пироксены альбитизированных породотносятся к рядам эгирин-авгит и эгирин-диопсид. Во внутренних зонах метасоматическихколонок содержание эгиринового компонента в пироксенах превышает 80 мол.%. В пироксенах с небольшой долей эгирина обычно проявлена зональность,а предельно натриевые эгирины отличаются отсутствием зональности. Они образуютдлиннопризматические кристаллы со слабо развитыми концевыми гранями, окрашенныев желтоватые или зеленоватые тона. Характерны агрегаты с волокнистым строение.
Амфиболы, возникшие на начальной стадииметасоматического изменения, состав, промежуточный между гастингситом и арфведсонитом.При более интенсивном метасоматизме появляются рибекит, родусит, кроссит, вбогатых алюминием породах – глаукофан. Все эти минералы, которые можноразличить только по оптическим свойствам, слагают тонкоигольчатые кристаллы.Широко развиты спутанноволокнистые агрегаты, пучки, скопления кристаллов,облекающие зерна альбита. Описаны метасоматиты с крокидолитом – голубымасбестом, который является своеобразной морфологической разновидностью Na-амфиболов.Эти породы имеют брекчиевую текстуру: обломки, замещенные альбитом и эгирином,цементируются крогидолитом, который отвечает по составу рибекиту или родуситу.
Химический состав. По сравнению с исходными породами альбититы обогащены Na, Al, F, Fe3+, обеднены Ca, Mg, Fe2+, вменьшей степени K. Вне зависимости от исходного субстрата альбитизациясопровождается привносом Si за исключением единственного случая, когда протолитомявляются ультракислые аляскиты и лейкограниты; характерно накопление Nb, Ta, Zr, U, Th и редкоземельных элементов.
Внешний облик.Альбититы, образованные по гнейсам, отличаются полосчатой или гнейсовиднойтекстурой, мелкозернистой структурой и высоким содержанием цветных металлов.Породы имеют серую или бурую окраску, которая при наличии большого количестварибекита приобретает синеватый оттенок. По сиенитам и гранитам развиваютсясредне- и крупнозернистые альбититы более светлого серого и розоватого цветов.Мелкозернистые альбититы имеют сахаровидный облик.
Микроструктурагранобластовая, нематогранобластовая, лепидогранобластовая.
Стадийность и зональность метасоматитов. Щелочной метасоматизм начинается с образованияпертитов замещения в K-Na полевом шпате, которые, разрастаясь, превращаются вконечном итоге в полные псевдоморфозы альбита. Также псевдоморфно замещаетсяальбитом плагиоклаз. При этом внутри зерен альбита сохраняется многозамутненных участков и чешуек серицита, приуроченных к реликтам первичногоплагиоклаза. Кварц подвергается грануляции и перекристаллизации. По цветнымминералам развиваются щелочные амфиболы и щелочные пироксены.
Во многих случаях устанавливаются два этапаминералообразования, разделенные катаклазом и брекчированием пород. На второмэтапе альбит, развитый по плагиоклазу, очищается от включений, появляетсялейстовый альбит II, кварц частично или полностью замещается сахаровиднымальбитом, в центре брекчии образуется крокидолит.
Зональность метасоматитов выражена в том, чтоальбититы, залегающие во внутренней (тыловой) зоне метасоматической колонки,сменяются альбитизированными породами внешней (фронтальной) зоны, а те, в своюочередь, пропилитами, которые состоят из альбита, хлорита, эпидота, карбоната иокаймляют зоны интенсивной альбитизации. Минералы позднего пропилитовогопарагенезиса можно обнаружить и в самих альбититах и альбитизированных породах.
Примеры метасоматических колонок зон альбитизациивблизи глубинных разломов, на контактах щелочных интрузивов и в апикальныхчастях гранитных массивов приведены ниже по данным Б.И. Омельяненко (1978г.),Л.П. Перчука (1966г.), А.А. Беуса (1962г.) и др.
I
0. Биотитовый гранит
1. Кв + Ми + Аб + Риб + Гем
2. Кв + Аб + Риб + Гем
3. Аб + Риб + Гем
4. Аб + Эг
II
0. Нефелиновый сиенит: Аб + Би + Неф+ Ми + Пи
1. Аб + Эг + Неф + Ми
2. Аб + Эг + Неф
3. Аб + Эг
4. Аб
III
0. Биотитовый гранит: Олиг + Кш + Кв+ Би + Мт
1. Ол + (Кш) + Ми + Кв + Би + Мт
2. Аб + Ми + Кв + Би + Мт
3. Аб + Ми + Кв + Риб
4. Аб + Кв + Риб
5. Аб + Кв + Эг
6. Аб +Кв
Обычно метасоматизм завершается на образованиитрехминеральных ассоциаций и только при максимальном изменении в тыловых зонахколонок возникают биминеральные ассоциации альбит + кварц, альбит + эгирин, илималомощные мономинеральные альбитовые зоны.
Метасоматическая колонка, полученная Г.П. Зарайским иВ.И. Зыряновым [1972] в опытах по моделированиюальбитизации имеет следующий вид:
0. Ол + Би + Кш + Кв
1. Аб + ЩАм + Кш + Кв
2. Аб + ЩАм + Кш
3. Аб + ЩАм
Условия эксперимента: тонкораздробленный биотитовыйгранит в течение 430 ч реагировал с одномолярным раствором NaFпри T=550 °C и P=100 МПа.
Строение колонки соответствует тем сочетаниямметасоматитов, которые наблюдаются в природных зонах альбитизации.
Альбититовыеместорождения связаны сразновозрастными интрузивными комплексами кислого и щелочного состава малых исредних глубин. Размещаются они в апикальных частях, апофизах, куполовидныхвыступах интрузивных массивов и часто контролируются зонами разрывныхтектонических нарушений. Локализация оруденения в пределах апикальных участковобъясняется тем, что здесь возникли зоны пониженного давления, длительное времяслужившие коллекторами рудообразующих растворов, выделявшихся из глубокихчастей интрузивных массивов.
Рудные тела месторождений –преимущественно штокверки и менерализованные зоны дробления – обладают сложнымвещественным составом. Площадь развития оруденения достигает несколькихквадратных километров, глубина распространения – первые сотни метров, реже до600 м.
К альбититам приуроченыместорождения тантала, ниобия, тория, урана, редких земель, циркония. Ониразвиты на территории России, КНР, Индии, Намибии, Нигерии, Канады, Бразилии.
6. Метасоматиты, равновесные скислыми растворами
Кислотный метасоматизм (или кислотное выщелачивание)приводит к образованию грейзенов, цвиттеров, слюдитов, березитов, вторичныхкварцитов и других метасоматитов. Сущность кислотного выщелачивания заключаетсяв интенсивном выносе оснований (Fe,Mg, Ca, Na, K) и образовании в зонахмаксимального метасоматического изменения минералов, сложенных наиболеекислотными компонентами: кремнеземом и глиноземом, в предельном случае – одногокварца.
К кислотным метасоматитам приурочено редкометальноеоруденение (Be, Sn, W, Mo), медь, драгоценные металлы и глиноземистое сырье.
По T-pH условиям процесса метасоматиты кислотноговыщелачивания объединяются в три главные фации: 1) филлизитовую (грейзены,цвиттеры, слюдиты и др.); 2) вторичных кварцитов и 3) аргиллизитовую.
6.1 Филлизитоваяфация
К филлизитовой фации относятся продукты средне- инизкотемпературного метасоматизма, возникающие под воздействием кислых (pH=3-5)хлоридно-фторидными растворами, содержащими литий и бор. Типоморфнымиминералами этих пород являются литийсодержащие слюды, флюорит и топаз.
6.1.1 Грейзены
Грейзены – это метасоматиты, сложенные кварцем,слюдами и (или) топазом. Термин грейзен издавна использовался немецкимигорняками для обозначения серых гранитов с вкрапленностью касситерита (grausen – серый нанижнегерманском диалекте).
Исходные породы. Грейзены образуются при метасоматическом изменении гранитоидов, кислыхвулканитов, алюмосиликатных осадочных и метаморфических пород.
Условия залегания метасоматитов. Грейзены ассоциируют с плутонами лейкоктатовыхгранитов, верхние кромки которых в момент формирования располагались наглубинах от 1.5 до 4.0 км. Метасоматиты развиваются вблизи апикальных частейинтрузивов, как в самих гранитах, так и во вмещающих породах. Могут бытьвыделены сплошные зоны приконтактовой грейзенизации площадью до 10 км2и мощностью до 300-400 м и локальные грейзеновые тела жильной, пластовой,трубообразной и неправильной формы протяженностью в десятки-сотни метров,мощность которых обычно не превышает нескольких метров.
Минеральный состав. Главными типоморфными минералами грейзенов являются слюды, кварц,топаз и реже альбит. К второстепенным и акцессорным минералам относятсяновообразованный K-Na полевой шпат, флюорит, берилл, касситерит,вольфрамит. Реже встречаются андалузит, корунд и гранатспессартин-альмандинового ряда.
Количественный минеральный состав грейзенов изменчив,что было положено Р.Кюне (1970 г.) в основу их классификации. Преобладаютслюдяно-кварцевые и кварц-слюдяные разности с количеством слюды от 15 до 60 об.%, реже встречаются кварцевые и топазсодержащие грейзены. Редкие породыс аналузитом и корундом, которые пространственно связаны с малыми интрузивамигранит-порфиров, являются промежуточным звеном между грейзенами и вторичнымикварцитами.
Слюды грейзенов представлены мусковитом-фенгитом,содержащим парагонитовую (натриевую) молекулу, или лепидолитом. Доля фтора вслюдах всегда значительна и достигает в мусковите 2.5-3.0 мас.%, а в лепидолите 8.0 мас.%. Мусковит обычнопредставлен несколькими разновидностями. Ранний мусковит псевдоморфно замещаетлисточки биотита исходных гранитов и часто содержит ориентированные понаправлению плоскостей совершенной спайности включения рутила, флюорита ипирита, возникшие за счет компонентов биотита. Солее поздняя разновидностьмусковита в виде чешуек различного размера входит в слюдяно-кварцевыепсевдоморфозы по полевым шпатам и корродируется топазом и поздним кварцем.
Кварц представлен двумя, а иногда и большимколичеством генераций. К раннему кварцу относятся крупные изометричные зерна,которые, видимо, образуются за счет грануляции и последующей собирательнойперекристаллизации кварца исходных гранитоидов. Поздний кварц – это мелкиепричудливой формы выделения со ступенчато-извилистыми границами, замещающиевместе с мусковитом полевые шпаты. Кварц II переполненгазово-жидкими включениями с высокой минерализацией. Содержание NaClи других компонентов во включениях иногда достигает 20-40 мас.%.
Топаз наблюдается в виде зернистых агрегатов, кучныхгранобластовых скоплений, игольчатых или призматических кристаллов имикрозернистых выделений сферолитового строения. Топаз относится к фтористойразновидности с 13-18 мас.% фтора.
Плагиоклаз грейзенов представлен альбитом (An1-9), полевые шпаты (микроклин, реже ортоклаз) развиты вовнешних зонах метасоматических колонок или слагают поздние прожилки.
Турмалин (шерл) обычно окрашен в зеленовато-синий цвети резко плеохроирует от светло-коричневого по Np дозелено-синего по Ng. Он приурочен к внешним зонам и является болеепоздним по отношению к слюдам и кварцу.
Химический состав. Грейзенизация сопровождается привносом воды, Si, F, Li и реже B. Так, если среднее содержание водыв неизменных гранитах составляет 0.6-0.7 мас.%, то в грейзенах оно достигает 2.3-3.0 мас.%, в среднем составляя 1.0 мас.%. Количество фтора, важнейшимиконцентраторами которого являются топаз и слюды, возрастает от 0.1-0.2 мас.% в гранитах до 4.8 мас.% в топазовых грейзенах. Привнос SiO2 при грейзенизации устанавливается во всех случаях,кроме мусковитовых грейзенов, в которых количество кремнезема по сравнению сисходными гранитами несколько снижается. В кварцевых грейзенах содержание SiO2 максимально и достигает 89-94 мас.%. Литий и калий в начале процесса обычно накапливаются в слюдах, а наконечных его стадиях выносятся вместе с алюминием. Кальций и магний пригрейзенизации выносятся.
Таким образом, для грейзенизации характерен привнос H+, F, Si, а также Li и B ивынос Ca и Mg, к которым может добавляться Na и K при наиболее интенсивномизменении.
Внешний облик. Благодаря обилию слюды, флюорита, топаза грейзенылегко определяются уже при макроскопическом изучении. От близких поминеральному составу слюдяно-кварцевых метаморфических пород они отличаютсябеспорядочным расположением чешуек слюды, сохранением реликтовых минералов,структур и текстур исходных пород, присутствием многочисленных прожилков,сложенных слюдами, кварцем и другими минералами. Грейзены окрашены всветло-серый, серый, зеленовато-серый и зеленый цвета, присутствие топазапридает им голубоватый оттенок. Текстуры метасоматитов разнообразны и во многомзависят от строения исходных пород. Наиболее типичны массивная текстура, атакже полосчатая, пятнистая, брекчиевидная, плотная и ноздревато-пористаятекстуры.
Микроструктуры грейзенов зависят от интенсивности метасоматизма.Можно проследить постепенные переходы от бластогранитовой, бастопорфировой ибластопсаммитовой структур к гетеробластовой, грано- и лепидобластовой,гломеробластовой и нематогранобластовой. Гранобластовая структура типична длякварцевых и топазовых грейзенов. Гломеробластовая структура определяетсяналичием скоплений зерен одного минерала, например, топаза или флюорита.Турмалин-кварцевые грейзены обладают нематогранобластовой структурой.
Стадийность и зональность метасоматитов. Последовательность замещенияновообразованными минералами наиболее отчетливо устанавливается пригрейзенизации гранитов. Прежде всего становится неустойчивым биотит, которыйпревращается в агрегат мусковита, магнетита и флюорита. Олигоклаз испытываетдеанортитизацию, а позднее замещается мусковитом.
По иному протекает разложение K-Na полевого шпата. На первом этапе перекристаллизацию ичастичное замещение пластинчатым кварцем, проникающим по ослабленнымнаправлениям в полевой шпат и как бы клиньями расчленяющим его. В дальнейшемполевой шпат испытывает альбитизацию и только после этого замещаетсякварц-мусковитовым агрегатом. Таким образом, имеет место избирательноезамещение полевых шпатов мусковитом и относительная устойчивость калиевогополевого шпата в кислотных растворах. Окончательное разложение калиевогополевого шпата фиксирует переход от грейзенизированных гранитов ккварц-мусковитовым грейзенам с гранолепидобластовой структурой.
Итак, последовательность замещения магматическихминералов гранитов такова:
Би ® Пл ® Кш.
При дальнейшем усилении грейзенизации становитсянеустойчивым мусковит, который замещается кварцем и топазом; при этом формытопазовых выделений могут быть самыми разнообразными: зерна, порфиробласты смногочисленными ответвлениями, звездчатые скопления игольчатых илипризматических кристаллов. Грейзены с пятнистыми выделениями топаза обладаютгломеробластовой, порфиробластовой или нематобластовой структурами. В зонахмаксимального изменения формируются кварцевые грейзены с гранобластовой структурой,в которых топаз сохраняется редко и имеет вид разобщенных и корродированныхреликтов, иногда еще сохраняющих единую оптическую ориентировку. Одним изнаиболее поздних минералов грейзенов является флюорит, кристаллы которогообладают причудливыми формами и цементируют мусковит и кварц поздних генераций.В конечном итоге грейзенизация приводит к образованию кварца или агрегатакварца и слюды.
Метасоматическая зональность наиболее отчетливовыражена в жильных грейзеновых телах, которые имеют симметричное строениеотносительно осевых жил или рудоконтролирующих трещин. В крупных грейзеновыхкуполах зональность асимметрична по отношению к апикальной поверхности гранитови выражена менее отчетливо.
Типичная метасоматическая колонка была изучена врайоне Кураминского хребта Г.А. Лисициной и Б.И. Омельяненко в 1961 г.
0. Гранит: Кв + Кш + Ол + Би + Мт
1. Кв + Му + Кш + Аб + Мт
2. Кв + Му + Кш + Аб
3. Кв + Му + Кш
4а. Кв + Му
4б. Кв + То
5. Кв
Этот пример отражает тенденцию к образованиюсущественно кварцевых метасоматитов во внутренних зонах. Породы зон 1-3относятся к грейзенизированным гранитам, а зоны 4-5 являются собственногрейзенами. Кварц-топазовая зона 4б во многих случаях не образуется. Междувнешними более мощными зонами колонки наблюдаются расплывчатые постепенныепереходы. Внутренние маломощные зоны характеризуются относительно четкимиграницами.
В тылу метасоматической колонки может возникнуть имусковитовая зона. Подобные грейзены, образованные по редкометальным гранитам,были изучены В.И. Коваленко (1969 г.)
0. Гранит
1. Кв + Кш + Аб + Би + Му
2. Кв + Кш + Аб + Му
3. Кв + Аб + Му
4. Кв + Му + Флю
5. Му + Флю
Для редких андалузитовых грейзенов Дальненскогогранитного плутона Казахстана Д.М. Захаровой (1956 г.) описана оригинальнаяметасоматическая колонка, в которой андалузит занимает место топаза:
0. Биотитовый гранит
1. Кв + Кш + Пл + Би + Му
2. Кв + Кш + Пл + Му
3. Кв + Му + Кш
4. Кв + Му + Анд
5. Му + Анд
Если грейзены развиваются по гранитоидам повышеннойосновности, то фронтальная зона метасоматических колонок часто бывает сложена кварц-хлоритовымипропилитами.
Центральные части зонально построенных грейзеновыхтел, содержащих мономинеральные кварцевые зоны, нередко пересеченыгидротермальными жилами, которые являются более поздними образованиями посравнению с грейзненами. Ответвления этих жил пересекают различные зоныметасоматических колонок.
Жилы преимущественно сложены кварцем и в значительноменьшем количестве слюдами и мусковит-жильбертитового ряда, хлоритом, альбитоми ортоклазом. К жильбертитовой оторочке жил приурочены скопления берилла,вольфрамита и висмутина. Образование жил обусловлено теми же кислотнымирастворами, которые привели к возникновению грейзенов, а затем существенноизмелили свой состав и кислотность-щелочность при взаимодействии с вмещающимипородами и при понижении температуры.
Грейзеновые месторождения. Среди грейзеновых месторождений по преобладающейрудной минерализации можно выделить следующие основные типы:вольфрамит-топаз-кварцевый, касситерит-топаз-кварцевый и комплексныйвольфрамит-молибденит-топаз кварцевый.
С грейзенами связаны также имеющие важное промышленноезначение месторождения бериллия.
6.2 Фациявторичных кварцитов
К фации вторичных кварцитов относятся продуктыинтенсивного среднетемпературного кислотного метасоматоза, равновесные схлоридными растворами, которые содержат углекислоту и серу; pHколеблется от 1 до 4. В этих условиях оказываются устойчивыми только кварц ивысокоглиноземистые минералы: корунд, андалузит, алунит, диаспор и другие.Термин вторичный кварцит был введен в русскую геологическую литературуЕ.С. Федоровым и В.В. Никитиным в 1901 г., а позднее широко применялся Н.И.Наковником для обозначения метасоматитов, возникших в процессепоствулканической гидротермальной деятельности. Термин неудачен из-за своейнеопределенности; ми часто обозначают гидротермально-измененые породы разногосостава и генезиса.
Собственно вторичными кварцитами целесообразноназывать метасоматиты, содержащие не менее 50% кварца. Применьшем количестве кварца правильнее говорить о кварц-корундовых,кварц-андалузитовых, кварц-алунитовых метасоматитах. Если кварц становитсявторостепенным минералом, то речь может идти о корундовых, андалузитовых иалунитовых метасоматитах.
Исходные породы. Вторичные кварциты формируются по вулканогенным, вулканогенно-осадочными интрузивным породам кислого и среднего составов; особенно податливы приизменении пористые туфы.
Условия залегания метасоматитов. Вторичные кварциты приурочены к центрампреимущественно наземного кислого и среднего вулканизма и образуют массивы,измеряемые километрами в поперечнике. Такие массивы чаще всего обладаютизометричной формой в плане и грубо концентрическим зональным строением,которое может осложняться разнообразными ответвлениями вдоль тектоническихнарушений. Будучи породами, обогащенными кварцем, вторичные кварциты устойчивык процессу выветривания, и сложенные ими массивы часто выделяются в рельефе,образуя возвышенности с ребристыми скалистыми склонами, зубчатыми гребнями иострыми пикообразными вершинами. В депрессиях между скалами и по перифериимассивов вторичных кварцитов развиты аргиллизиты и другие рыхлые породы.Неравномерное ожелезнение придает этим породам характерную пеструю окраску счередованием белых, желтых и красных пятен.
В сложно построенных массивах вторичные кварцитызанимают либо центральные зоны, либо располагаются вокруг ядеркварц-калишпатовых метасоматитов и серицитолитов. По периферии массивовразвиваются широкие ореолы пропилититов или аргиллизитов.
Минеральный состав. Главными новообразованными минералами вторичных кварцитов являютсякварц, серицит (мусковит), андалузит, алунит K2Al6(OH)4(SO4)4, корунд, диаспор, пирофиллит Al2[Si4O10](OH)2и самородная сера.
К второстепенным и акцессорным минералам относятсяпирит, гематит, рутил, топаз, зуниит, флюорит, турмалин, дюмортьерит, лазулит ибарит.
Типоморфными минеральными ассоциациями вторичныхкварцитов являются сочетания кварца с алунитом, диаспором, корундом, а также ссамородной серой. Парагенезисы кварц + андалузит и кварц + серицит могутпоявляться не только во вторичных кварцитах, но и в грейзенах, березитах,серицитолитах, пропилитах, что затрудняет отнесение метасоматитов к тому илииному виду. В качестве дополнительного критерия, подтверждающего принадлежностькварц-андалузитовых и кварц-серицитовых метасоматитов к вторичным кварцитам,могут служить включения или прожилки диаспора, пирофиллита, алунита. В близкихпо составу пропилитах содержатся хлорит, карбонат, эпидот и альбит.
Средние размеры новообразованных минералов вторичныхкварцитов составляет сотые и десятые доли миллиметра; корунд, пирит, алунит,гематит, могут образовывать миллиметровые и сантиметровые кристаллы.Преобладающая форма развития метасоматических минералов – агрегатные моно- илиполиминеральные псевдоморфозы, переходящие в неясные, расплывчатыепорфиробласты. Так, по плагиоклазу развиваются кварц-серицитовые иликварц-алунитовые псевдоморфозы, по калишпату – серицитовые или алунитовые, а поцветным минералам – кварц-пирит-рутил-серицитовые ассоциации с небольшимколичеством глиноземистых минералов.
Новообразованный кварц представлен двумя генерациями.Ранний кварц образует рассеянные зерна размером в сотые и десятые долимиллиметра и их скопления, составляющие общий фон породы, гранобластовыемозаичные агрегаты и каймы обрастания вокруг реликтового кварца, а также жилкии агрегатные скопления в смеси с серицитом, замещающие первичные минералы. Сюдаже относится микрозернистый кварц и с примесью алунита, развивающийся поосновной массе вулканитов.
Кварц поздней генерации формирует тонкую сеть мелкихветвящихся прожилков мощностью от долей миллиметра до первых сантиметров. Оноособенно типичен для вторичных кварцитов по гранитоидам.
Серицит (мусковит) также представлен двумягенерациями. Ранний серицит встречается в виде мелких чешуек в составеагрегатных псевдоморфоз, замещающих полевые шпаты и биотит, или образуетрассеянные скопления в метасоматитах. Серицит поздней генерации выполняетмаломощные мономинеральные прожилки. В серицитовых вторичных кварцитах,образованных по риолитам, гранитам и трахитам, он представлен калиевойразностью, в метасоматитах по породам среднего состава – парагонитом. Серицитывторичных кварцитов, как правило, недосыщены щелочными металлами и обогащеныкремнеземом.
Андалузит наблюдается в виде рассеянных порфиробластовситовидного строения с многочисленными включениями кварца. Порфиробластывытянуты по флюидальности и полосчатости исходных пород или вместе с серицитомобразуют псевдоморфозу по первичным минералам. Иногда андалузит вторичныхкварцитов обнаруживает слабый плеохраизм в розоватых или голубоватых тонах.
Алунит развивается в виде псевдоморфоз по полевымшпатам или разрозненных скопления, а также заполняет мелкие прожилки. Размерпластинок алунита обычно составляет десятые доли миллиметра. Минералпредставлен калиевой разностью: содержание K2O внем может достигать 3.2 мас.%. Отношение K2O/Na2O для алунита из вторичных кварцитов колеблется от 1.2до 1.5 мас.%.
Корунд относится к с сапфировому и реже рубиновомутипам, однако в тонких срезах под микроскопом не наблюдается плеохроизма,свойственного этим минералам. Отличительной особенностью корунда вторичныхкварцитов является его уплощенность по базопинакоиду и, как следствие,положительное удлинение в отличие от отрицательного удлинения этого минерала вметаморфических и магматических породах.
Диаспор встречается в виде рассеянных зерен размером0.3-0.5 мм, их скоплений и гнезд. Минерал ассоциирует с вторичным кварцем,рутилом, пиритом и зуниитом, образуя с ними срастания без признаков замещенияодного минерала другим. Крупные выделения диаспора обладают ситовиднымстроением и сильно трещиноваты.
Пирит встречается во всех вторичных кварцитах. Онобразует отдельные кристаллы или входит в состав агрегатных псевдоморфоз поцветным минералам. Иногда пирит присутствует в кварцевых прожилках и режевыполняет самостоятельные жилки. Минерал представлен кристаллами разнообразнойформы: кубическими, пентагонольно-додекаэдрическими и октаэдрическими.
Рутил наблюдается в виде мельчайших зерен, образующихскопления, которые вместе с другими наложенными минералами развиваются попервичным цветным минералам. Содержание рутила во вторичных кварцитах довольнопостоянно и не превышает 1%.
Зуниит в виде примеси мелких кристаллов входит всостав псевдоморфоз по вкраплениям полевых шпатов; кроме того, он ассоциирует скварцем, пиритом, рутилом и флюоритом.
Турмалин вторичных кварцитов в отличие от турмалинадругих типов метасоматитов представлен высокоглиноземистой разновидностью. Подмикроскопом он бесцветен со слабо-желтоватым или голубоватым оттенком ипрактически не плеохроирует.
Химический состав. Собственно вторичные кварциты почти нацело состоят из SiO2 (~80 мас.%) и Al2O3(14-18 мас.%). Вметасоматитах, содержащих воду и серу, количество этих компонентов может достигать8-15 мас.%. Нередко отмечается примесь бора (0.1-0.5 мас.% B2O3).
Внешний облик.Вторичные кварциты – светлые породы массивной или пятнистой текстуры и мелко-или среднезернистой структуры. Иногда для них характерна повышенная пористость,которая при интенсивном выщелачивании может достигать 50-60% объема пород.
Микроструктуры.Вторичные кварциты по риолита выделяются бластопорфировой структурой,присутствием реликтовых вкраплений кварца, бластосферолитовым илибластофельзитовым строением, а также реликтовой флюидальностью, полосчатостью именьшей пористостью по сравнению с вторичными кварцитами, образованными погранит-порфирам и гранодиорит-порфирам, обладающим бластопорфировиднойструктурой и тонкой штокверковой кварцевой жилковатостью. Для метасоматическиизмененных туфов и брекчий типична бластокластическая структура и значительнаяпористость. Местами микроструктура вторичных кварцитов становитсягранобластовой, лепидогранобластовой, нематогранобластовой, порфиро- ипойкилобластовой.
Стадийность и зональность метасоматитов. При изучении взаимоотношений метасоматическихминералов, чрезвычайно сложных и противоречивых, удается наметить три главныеминеральные ассоциации, которые последовательно сменяют друг друга приизменении температуры и кислотности растворов.
Наиболее ранней является черырехминеральнаяравновесная ассоциация: кварц I + рутил + пирит (или гематит) +серицит I. По- видимому, несколько позднее по отношению к этойассоциации образуются пирофиллит I, диаспор I, алунит, зуниит и топаз. В дальнейшем при повышении температуры иусилении циркуляции растворов возникают андалузит, корунд и продолжается собирательная перекристаллизация кварца, рутила и пирита. На поздней стадииформируются дюмортьерит, кварц II, серицит II, поздние генерации диаспора и пирофиллита. Минералообразованиезавершается отложением флюорита, который цементирует зуниит, кварц и пирит.
Метасоматическая зональность в массивах вторичныхкварцитов проявлена неотчетливо, хотя общая тенденция к упрощению минеральногосостава по направлению к зонам наибольшей циркуляции растворов отмечаетсячасто. Удачный пример метасоматической зональности приведен в работе И.П.Иванова (1974 г.).
0. Диориты, кварцевые порфиры,риолиты и их туфы
1. Орт + Аб + Кв + Сер + Хл
2. Орт + Аб + Кв + Сер
3. Орт + Сер + Кв
4а. Сер + Кв
4б. Кв + Анд
4в. Кв + Пф
4г. Кв + Ал
5. Кв
Эта метасоматическая колонка в главных чертах сходна срезультатами эксперимента, отражающими воздействие на порошок гранитов растворасоляной кислоты и смешанных солевых растворов с отношением mKCl / mHCl £ 3, содержащихуглекислоту [Зарайский и др., 1981, 1986]:
0. Биотитовый гранит
1. Кв + Аб + Би + (Му)
2. Кв + Аб + Би + Му
3. Кв + Му
4. Кв + Анд
5. Анд
Отличие экспериментальной колонки заключается впоявлении мономинеральной тыловой зоны, сложенной андалузитом.Последовательность образования остальных зон очень близка. Изменение гранитов вэксперименте начинается с появлением мусковита (серицита), который развиваетсяпо калишпату. В следующей зоне исчезает микроклин, полностью замещаясь мусковитом.На границе с зоной 3 одновременно исчезают две фазы: альбит и биотит. Этаособенность устойчиво повторяется во всех опытах. При добавлении к растворусоляной кислоты кварцевого порошка в тыловой части колонки образуетсямаломощная кварцевая зона.
Физико-химические условия образования метасоматитов. Вторичные кварциты формируются в обстановкеинтенсивного кислотного метасоматоза при выщелачивании всех компонентов, кроме Si и Al.
Вторичные кварциты являются результатом воздействия накислые и средние породы среднетемпературных (T=300-500 °C) насыщенных SiO2 кислых (pH=1-4) преимущественно хлоридных растворов (Cl->>F-), содержащих углекислоту, SO4-2и, возможно, BO3-3;в катионной части растворов преобладают K+ и Na+. Максимальные метасоматические изменения происходят вприповерхностных зонах, где благодаря высокой пористости и трещиноватостиобеспечивается относительно свободная циркуляция кислорода, а горные породыобогащены вадозными водами, которые и производят интенсивное кислотноевыщелачивание. Под воздействием таких растворов возникают не только вторичныекварциты, но и серицитолиты, аргиллизиты, пропилиты.
Распространенность и рудоносность метасоматитов. Метасоматиты фации вторичных кварцитов приурочены кцентрам наземного, а иногда подводного вулканизма кислого и среднего составов.С массивами вторичных кварцитов связаны крупные месторождения глиноземистогосырья, главным образом корунда (Семиз-Бугу, Центральный Казахстан) и алунита(Заглик, Азербайджан). Приповерхностные вторичные кварциты содержат самороднуюсеру (Камчатка, Курильские острова, Япония).
Рудные месторождения (Mo, Cu, Zn, Pb, Au, Ag, U и др.), пространственно связанные с вторичнымикварцитами, как правило, наложены на эти метасоматиты и значительно отделены отних во времени.
7. Физические, физико-механические, инженерно-геологическиесвойства7.1 Плотность физических тел
Плотность – это свойство веществ, определяющееся ихмассой m (физической характеристикой материи) и объёмом V:
s = m/V.
Масса образца состоит из массы твёрдой фазы mт и жидкости mж; массой газообразной фазыmг можнопренебречь. Объем образца состоит из объёма твёрдой фазы Vт и объема пор Vп. Следовательно,
s = mт +mж /Vт +Vп.
Отношение массы твёрдой фазы породы к занимаемому еюобъёму называется
кп = Vп /V; n = кп/(1+кп).
Если относительная влагонасыщенность образца p≤ 1, то масса жидкой фазы в образце
mж = p*sж *Vп,
где sж — плотность жидкости, заполняющей поры.
Плотность образцаопределяется по формуле
s = (1 – кп)d + кпpsж.
Для водонасыщенного образца ( p =1, sж = 1 г/см3)плотность
sвл = d — кп(d — 1).
Для газонасыщенного образца(p = 0)
sг = (1- кп)d.
В зависимости от структуры и текстуры пород структурапорового пространства может быть разной. Она характеризуется открытой иэффективной пористостью.
С плотность вещества тесно связан их удельный вес,определяющейся из отношения силы тяжести тела (вес тела P)к его объёму
sв = P/V = gs,
где g – ускорение свободного падения.
7.1.1 Плотностьгорных пород, образовавшихся при контактовом метаморфизме
Процессыконтактового метаморфизма могут быть без существенного изменения химическогосостава исходной породы, например при образовании роговиков (термальныйметаморфизм); иногда они сопровождаются значительными метасоматическимиизменениями. Возникающие при метаморфизме осадочных пород роговикихарактеризуются повышенной плотностью. Степень увеличения плотностиопределяется минеральным составом роговиков. Кристаллические сланцы,возникающие в результате контактового метаморфизма (с проявлением метасоматоза)глинистых и известково-глинистых осадочных пород, отличаются резко повышеннойплотностью по сравнению с исходными породами, что обусловлено появлениемминералов с высокой плотностью (см. табл. 1) и резким уменьшением пористостипород.
Таблица1
Плотность(в г/см3)пород, образовавшихся при контактовом метаморфизме
<p/>
Метаморфизм
Порода, формацияsср
smin — smax
контактовый сланец пятнистый 2,55 2,50-2,70 роговик 2,74 2,60-2,85 скарн - 2,85-3,45 кварцит 2,62 2,57-2,687.2 Магнитные свойствагорных пород
Магнетизм вещества связан с особенностями строениявнешних и внутренних атомных орбит, а магнетизм горных пород, кроме того, и скристаллохимией слагающих их минералов. По типу магнетизма выделяются диа- ипарамагнитные химические элементы, образующие все главные породообразующиеминералы, и ферромагнитные элементы и минералы, магнитные свойства которых вомного раз сильнее магнитных свойств первых и обладают рядом специфических черт.
В веществе, помещённом в магнитное поле, появляетсявнутреннее магнитное поле, которое накладывается на внешнее (намагничивающее).Напряжённость суммарного магнитного поля (внешнего и внутреннего) называетсямагнитной индукцией. Магнитная индукция
В = mо(H + J).Намагниченность вещества J являетсяфункцией внешнего поля. Для парамагнетиков связь между Jи Hв широкой области полей носит линейный характер: J= æH, где безразмернаявеличина æ носит название магнитной восприимчивости. Для ферромагнетиковусловно принимают туже форму записи, но их æ сложным образом зависит отполя.
С той же оговоркой связь между величиной магнитнойиндукции и внешним полем выражается через магнитную проницаемость
m = mо(1+ æ).
Для характеристики магнитной проницаемости вакуумаиспользуется величина mо, равная107/4p.
7.2.1 Магнитныесвойства метаморфических пород
Для метаморфических пород характерен наиболее широкийдиапазон изменения значений магнитной восприимчивости и естественной остаточнойнамагниченности. Встречаются образования от диамагнитных до очень сильноферромагнитных. Широкие пределы изменения æ,J, Jnобусловлены сравнительно редко распространеннымипородами – мраморами и кристаллическими известняками, характеризующимисяотрицательной магнитной восприимчивостью и железистыми кварцитами,серпентинитами, скарнами, среди которых встречаются очень сильно магнитныеразности, по значениям æ,J иJnприближающиеся к магнетитовым рудам. Наиболее широко развитыеметаморфические породы – микрокристаллические и кристаллические сланцы, гнейсы,амфиболиты и другие имеют меньший диапазон изменения значений параметров; ониобладают более низкими максимальными значениями, чем магматические образования.
Контактовый метаморфизм определяет образование пород, характеризующихся оченьнепостоянными магнитными свойствами, что зависит как от параметров исходныхпород, так и от давлений и температур, обуславливающих метаморфизм.
Так, для скарнов, наиболее вероятная величинамагнитной восприимчивости (в 10-5 ед. СИ) – 10 — 12000, амаксимальная величина – 30000.
7.3 Электрическиесвойства
Из электрических свойств веществ наибольшее значение вгеофизике имеют удельное электрическое сопротивление, диэлектрическаяпроницаемость, естественная и вызванная поляризация и пьезоэлектрическийэффект.
Возможность направленного движения частиц (электронови ионов) под действием внешнего электрического поля обусловливаетэлектропроводность веществ. Сопротивление возникающему электрическому токувызывается хаотическим (тепловым) перемещением заряженных частиц и зависит отстроения электронной оболочки атомов, кристаллохимических структур минералов иионизационных свойств водных растворов солей.
Удельное электрическое сопротивление
r = Rs/l,
где R – сопротивление вещества, Ом; l– длина тела, м; s – поперечное сечение тела, м2.
Удельная электрическая проводимость g = 1/r.
По природе электропроводности выделяются: проводники,полупроводники и диэлектрики (электронные и ионные).
7.3.1 Удельноеэлектрическое сопротивление метаморфических пород
Удельное электрическое сопротивление метаморфическихпород зависит от ряда факторов. Выше уровня грунтовых вод породыхарактеризуются гигроскопической влажностью; их сопротивление достигает 103– 106 Ом×м. Наблюдается значительное колебание сопротивленияпород в зависимости от климатических условий. Ниже уровня грунтовыхводообильность кристаллических пород определяется наличием в них связанных(капиллярных) и свободных (гравитационных) вод. Капиллярная влажность дляненарушенных массивов и толщ, главным образом ниже зоны выветривания. Свободныегравитационные воды в складчатых областях и древних щитах являютсятрещинно-жильными; они подразделяются на трещинные воды зоны выветривания (до100 м), жильные воды (до 1- 2 км) и трещинно-карстовые.
Удельное сопротивление кристаллических пород,обводнённых трещинно-жильными водами, в несколько раз меньше сопротивление техже пород в ненарушенных массивах.
Для разных районов величина удельного сопротивленияпород в зоне развития трещинных вод неодинакова в связи и различнойинтенсивностью развития процесса выветривания и отличием в степениминерализации вод. Сопротивление одних и тех же пород обычно значительноизменяется по площади.
Необходимо отметить, что в пределах эксплуатируемыхрудных месторождений в результате вскрытия их горными выработками и нарушенияестественной циркуляции вод рудничные воды характеризуются значительно болеевысокой минерализацией (10 – 20, реже 100 г/л) по сравнению с водаминеэксплуатируемых месторождений. Поэтому сопротивление пород, полученное врезультате параметрических измерений на эксплуатируемых месторождениях, можетбыть значительно ниже, чем сопротивление аналогичных пород в пределахневскрытых месторождений.
Удельное электрическоесопротивление (в Ом×м) метаморфическихпород (по литературным и фондовым данным)
Порода Измерения на образцах Измерения с помощью ВЭЗ и каротажа в породах с гигроскопической влажностью с максимальной капиллярной влажностью с максимальной капиллярной влажностью с вкраплениями рудных минералов, графита, углистого вещества Скарн1×106-1×107
1×103-1×106
-50-1×103
Роговик1×106-1×107
1×103-1×106
-50-1×103
Пьезоэлектрический эффект – свойство определенных кристаллических веществпроявлять электрическую поляризацию под действием механических напряжений илидеформации.
Пьезоэлектрическая поляризация проявляется как вмонокристаллах определенного типа симметрии, так и в полнокристаллическихагрегатах, содержащих ориентированные пьезоэлектрические кристаллы.
Горные породы, в составе которых находятсяпьезоэлектрические активные минералы, образуют обширную и распространеннуюгруппу пьезоэлектрических текстур. Тип симметрии пьезоэлектрических текстургорных пород и величина их пьезоэффекта находятся в зависимости от следующихсвойств пьезоактивного минерала: типа кристаллографической симметрии, величиныпьезомодулей, характера пространственной ориентировки электрических (полярных)и других осей, процентного содержания минерала и его пространственногоположения относительно нейтральной компоненты в породе. К наиболее распространеннымв природе минералам пьезоэлектрикам относятся кварц, турмалин, сфалерит,нефелин.
При наложении на породу электрического поля в нейпроисходит смещение внутренних связанных зарядов. В результате на ееповерхности появляются неуравновешенные заряды, которые создают электрическоеполе, направленное противоположно внешнему и ослабляющее последнее. Это явлениеносит название поляризации породы. Вектор поляризации h – суммарный электрический момент единицы объема диэлектрика. Поприроде поляризации и величине поляризуемости выделяются 4 группы веществ:
1. полезные ископаемые с высокойполяризуемостью, образующиеся за счет высокой электронной проводимости;
2. полезные ископаемые и горныепороды с непостоянной поляризуемостью, изменяющейся в зависимости от содержанияи состава вкрапленных электронно-проводящих минералов;
3. магматические и метаморфическиепороды со слабой поляризуемостью, возникающие за счет полупроводниково-ионнойпроводимости;
4. осадочные породы со средней ислабой поляризуемостью, образующиеся в средах с ионной проводимостью
Минералами, способствующими увеличению поляризуемостипород, являются: пирит, пирротин, галенит, графит, марказит, халькозин,халькопирит и др.
Поляризуемость пород, содержащих вкрапленностьпроводящих минералов, изменяется также от влажности – с увеличением влажностьполяризуемость заметно возрастает.
Магматические, метаморфические и осадочные “чистые”породы (не содержащие вкрапленности рудных минералов или графита) имеютотносительно невысокую поляризуемость, определяющуюся полупроводниково-ионной иионной проводимостью.
7.4 Теплофизические свойства
Тепловое состояние земных недр является первопричиноймногих геологических процессов.
Теплофизические параметры определяются следующимиформулам:
теплопроводность
l = q/grad T,
где q – плотность теплового потока; grad T – температурный градиент;
удельная теплоёмкость
c = Q/m(T2– T1),
где Q – количество теплоты; m – масса тела;Т – Т – разность температур, на которую изменяется температура тела массой m приподведении к нему количества теплоты Q;
температуропроводность
a =l /cs,
где cs — объёмная теплоёмкость [Дж/(м3*К)].
Параметром теплового поля земли, который можнонепосредственно измерить, является плотность теплового потока
q = Q/St,
где S – площадь изотермической поверхности; t –время.
В геологических исследованиях плотность тепловогопотока Земли находится из уравнения Фурье:
q = -l grad T,
Коэффициенты теплового линейного и объёмногорасширения определяются соответственно формулами
a = (LT – L0)/L0;
b = (VT – V0)/V0,
где LТ и L0– длина тела соответственно при температуре T и 00;VТ и V0– объём тела соответственно при температуре T и 00.
Метаморфическиепороды (скарны, кварциты, гнейсы, мраморы, роговики и др.) имеют высокуютеплопроводность (для скарнов lср =2,31 Вт/(м×К)), что связанос наличием у этих образований плотных кристаллических структур с низкойпористостью и широким развитием метаморфических минералов (андалузита,ставролита). Диапазон изменения теплопроводности метаморфических породзначителен — 0,55-76 Вт/(м×К).Стандартное отклонение теплопроводности метаморфических пород несколько выше,чем осадочных, и более чем в 3 раза превышает таковое для интрузивных пород. Вполиминеральных метаморфических образованиях теплопроводность ниже, чем вмономинеральных метаморфических породах, как это видно на примере чарнокитов игранито-гнейсов (Хср=1,3и 2 Вт/(м×К) соответственно). Продукты контактовогометаморфизма отличаются повышенной теплопроводностью. Теплопроводность пород иззон гидротермального метасоматизма близка к теплопроводности продуктоврегионального метаморфизма. Метаморфические породы имеют высокую теплоемкость,максимальными значениями ее характеризуются роговики — 1480 Дж/(кг×К). Средняятеплоемкость у метаморфических пород выше, чем у магматических.
7.5 Ядерно-физические (радиоактивные) свойства
Естественная радиоактивность пород обусловленаналичием в их составе либо минералов, содержащих радиоактивные элементы (уран U,торий Th, радий Ra), либо радиоактивных изотопов калия K40.
Кроме того, ряд минералов обладает способностьюадсорбировать из окружающей среды радиоактивные элементы и изотопы (глины,глинистые сланцы).
Величина радиоактивность горных пород оцениваетсяпараметром горной радиоактивности R – количеством распадающихся водну секунду атомов в килограмме вещества.
Содержание урана и тория в метаморфических породах,образующихся за счет метаморфизма вулканитов основного состава, являетсяповсеместно низким и не зависит от фаций метаморфизма.
В целом в метаморфических породах – продуктахрегионального динамотермального и контактового метаморфизма содержание урана итория различно лишь для образований, метаморфизованных в условияхамфиболитовой, эпидот-амфиболитовой и зеленосланцевой фаций. В продуктах болеевысоких ступеней метаморфизма содержание радиоактивных элементов практическивыравнивается во всех типах пород. Процессы ультраметаморфизма и метасоматозаприводят к увеличению содержания урана и тория. При этом среди продуктовультраметаморфизма и метасоматоза выделяются образования с резко пониженным (<1)и аномально высоким (>10-20) торий-урановым отношением.
Список литературы
ü Белоусова О.Н., МихинаВ.В., Общий курс петрографии, “Недра”,М, 1972
ü Дортман Н.Б., Физическиесвойства горных пород и полезных ископаемых, “Недра”, М, 1984
ü Ермолов В.А., Попова Г.Б.,Мосейкин В.В. и др., Месторождения полезных ископаемых: учебник для вузов, “МГГУ”, М, 2001
ü Ершов В.В., Геология иразведка месторождений полезных ископаемых, “Недра”, М, 1989
ü Жариков В.А., Метасоматизми метасоматические породы, “Научный мир”, М, 1998
ü Павлинов В.Н., МихайловА.Е., Кизевальтер Д.С. и др., Пособие к лабораторным занятиям по общейгеологии, “Недра”, М, 1988
ü Попов В.С., Богатиков О.А.,Петрография и петрология магматических, метаморфических и метасоматическихгорных пород, “Логос”, М, 2001