Околожильные изменения в гранитных породах




Главная
Новости
Строительство
Ремонт
Дизайн и интерьер
Строительная теплофизика
Прочность сплавов
Основания и фундаменты
Осадочные породы
Прочность дорог
Минералогия глин
Краны башенные
Справочник токаря
Цементный бетон




13.07.2017


13.07.2017


13.07.2017


13.07.2017


13.07.2017


13.07.2017


13.07.2017





Яндекс.Метрика
         » » Околожильные изменения в гранитных породах

Околожильные изменения в гранитных породах

07.09.2017


Наиболее ранние тщательные описания и наиболее детальное обсуждение механизмов гидротермального изменения были сделаны для зон изменений вокруг жил в гранитных породах, поэтому характеристики и механизмы таких процессов заслуживают детального рассмотрения. Сводка данных по околожильным изменениям месторождения Бьютт выполнена Сейлсом и Мейером. Наиболее ранним классическим исследованием в этой области следует считать работу Ловеринга по вольфрамовым жилам округа Боулдер, Колорадо. В последующей работе по рудным телам этого района были использованы более совершенные методики, что позволило выявить ряд дополнительных деталей.
Для всех этих районов характерно поступательное развитие процессов изменения, выражающееся в смене минеральной ассоциации неизмененной или пропилитизированной породы через зоны аргиллизации к серицитовым зонам вокруг жил, хотя в деталях типы зональности могут отчетливо различаться. Например, Бонорино выделил шесть различных типов зональности для месторождений Передового хребта Колорадо. Во многих случаях внешняя аргиллитовая зона содержит монтмориллонит, в то время как внутренняя — каолинит.
На примере рудных жил месторождения Бьютт Сейлс и Мейер впервые показали, что развитие зон происходит одновременно путем движения в сторону от рудных жил нескольких фронтов замещения, питаемых единым гидротермальным раствором, двигающимся по жиле. Они доказали, что для всех жил участка Мейн-Стейдж, в том числе для мелких поздних жил, секущих более ранние образования с интенсивной минерализацией, отмечается одна и та же последовательность зон замещения. Если допустить, что зоны аргиллизации и серицитизации образуются разновременно за счет двух химически различных растворов, то следует ожидать находок трещин, открытых только в течение одной из двух стадий, или структур пересечения, связанных с минеральными ассоциациями, представляющими разные типы замещения. Однако ничего подобного обнаружено не было. Жилы, выполненные минералами одного типа замещения, появляются только там, где благодаря сближенному расположению жил наблюдается полное замещение внешних оболочек внутренними. Более того, для данного участка рудного района относительные размеры зон замещения повторяются от жилы к жиле, несмотря на то что отмечены закономерные вариации мощностей зон изменения по вертикали и горизонтали. Суммарная мощность зоны изменения вокруг жил максимальна в Центральной зоне на уровне 2800.
Важность процессов диффузии в переносе вещества внутри оболочек, возникших в результате замещения, также была продемонстрирована на месторождении Бьютт. Породы серицитовой и аргиллитовой зон замещения обеднены кальцием, натрием и магнием, однако заметного обогащения этими элементами прилегающих зон неизмененных пород не происходит даже там, где породы присутствуют в виде остаточных неизмененных «островов», полностью окруженных зоной изменения. Следовательно, кальций, натрий и магний должны диффундировать по направлению к жилам и вовлекаться в просачивающийся раствор, в то время как H+, S и CO2 диффундируют в сторону от жил, образуя затем серицит, глинистые минералы, пирит и карбонат. Перенос вещества гидротермальными растворами отчетливо устанавливается в пределах жил, однако существует и другой, меньший поток вещества непосредственно по вмещающим породам. Двунаправленное движение вещества при формировании оболочек, связанных с развитием процессов замещения, можно объяснить, только если принять, что процессы диффузии преобладают в пределах большей части мощности оболочек, т. е. на расстоянии, вероятно, до 10 м вокруг крупных жил.
При температурах 200—300° С, согласно диаграмме на рис. 5.10, а, калиевый полевой шпат и каолинит реагируют между собой с образованием мусковита и кварца. Однако ассоциация калиевый полевой шпат + каолинит достаточно обычна как на месторождении Бьютт, так и во многих других местах. Предполагаемое уравнение реакции таково:

Вышеприведенная реакция идет вправо при концентрации хлоридов 1—2 т и давлениях 1—2 кбар (рис. 5.10, а). Если принять активность кварца равной единице, то, комбинируя с уравнениями (5.13) и (5.14), получаем К около 10в1,6 при 300° С. Калиевый полевой шпат и каолинит могут сосуществовать, если активности природных фаз в значительной степени отличаются от стандартных. Как следует из данных, суммированных Холландом и Малининым, растворимость аморфного кремнезема приблизительно в три раза превышает растворимость кварца при 300° С. Гидротермальные растворы горячих источников, вероятно, равновесны с аморфным кремнеземом, что позволяет допустить, что величина аSiO2 для них может быть в три раза большей, чем при равновесии с кварцем. Согласно Фурнье, величина aSiO2 может достичь значения 3,4 при 300° С. Активность KAlSi3O8 в щелочном калиевом полевом шпате с 50—100% молекулы KAlSi3O8 при 300° С равна 1 ± 0,1. Активность каолинита может быть несколько меньше единицы из-за тонкозернистости и низкой раскристаллизованности минерала, однако величина менее 0,5 кажется маловероятной. Сочетание этих факторов позволяет ассоциации мусковит — аморфный кремнезем оставаться стабильной, определяя константу их устойчивости (Ig К) примерно равной 10в0,2. Однако и ассоциация каолинит — калиевый полевой шпат может образовываться при температуре ниже 300° С. При таких температурах каолинит — калиевый полевой шпат ближе к стабильному состоянию. Другой возможной альтернативой этому является то, что минеральная ассоциация образуется благодаря перенасыщению раствора относительно серицита, локальным отклонениям раствора от гомогенного состояния, а также вследствие устойчивости калиевого полевого шпата в метастабильном состоянии. Для месторождения Бьютт возможно существование заметных градиентов концентраций между растворами, вызывающими изменение кристаллов плагиоклаза, и растворами, контактирующими с ортоклазом, однако ввиду наличия сростков каолинита и калиевого полевого шпата, описанных Бонорино в зоне аргиллизации в области Передового хребта, такие градиенты не могут быть приняты в качестве основного объяснения.
Встречаясь на контакте жил на участке Мейн-Стейдж месторождения Бьютт, калиевый полевой шпат стабилен и в неизмененных породах. Он замещается серицитом в зоне серицитизации и каолинитом или другими силикатами алюминия в непосредственной близости от жил в зоне интенсивной аргиллизации в ряде мест Центральной зоны. Отношение калий/водород в растворе, определяющее характер замещения, должно быть наименьшим вблизи жил и повышаться при удалении от них соответственно величинам, определяемым составом стабильных (или почти стабильных) минеральных ассоциаций. Градиенты концентраций, существующие на фронте замещения, должны соответствовать величинам, обеспечивающим необходимый подток вещества для протекания реакций и удаления продуктов реакций замещения. Применив первый закон Фикка J = —D (dc/dx), где J — величина потока (масса вещества, проходящая через единицу площади за единицу времени), D — коэффициент диффузии, с — концентрация и х — расстояние, можно показать, что, приняв D постоянным в пределах оболочки замещения, получим, что величина потока пропорциональна градиенту концентрации. Поскольку составные части расходуются или образуются в результате реакций замещения на границе зон, величина потока по направлению к жиле должна быть больше, чем по направлению от жилы, а градиенты концентраций должны быть соответственно более крутыми по направлению к жиле. Плагиоклаз разлагается с образованием монтмориллонита во внешней аргиллитовой зоне, каолинита во внутренней и замещается серицитом, а иногда каолинитом на контакте жил.
Зона интенсивной аргиллизации на месторождении Бьютт, прилегая непосредственно к жилам, протягивается в пределах Центральной зоны до глубин по крайней мере 1150 м и повсеместно содержит небольшие количеству алунита. Происхождение подобного типа замещения за счет простых близповерхностных растворов с преобладающей газовой фазой не представляется достаточно обоснованным. Присутствие алунита указывает на наличие ощутимых концентраций сульфатов в гидротермальных растворах. В работе высказано предположение, что ионизация H2SO4 при охлаждении восходящих потоков растворов в сочетании с диссоциацией HCl и отсутствием ее в интенсивно серицитизированных вмещающих породах полевых шпатов, нейтрализующих раствор, обусловливает развитие процесса интенсивной аргиллизации в гипогенных условиях. Для образования алунита при температуре 300° С требуются концентрации сульфата порядка 10в-2 т и величины pH 2—3 (рис. 5.13). Согласно рис. 5.9, при температурах 300—350° С преобладает пирофиллит.