Генезис и генетические признаки. Хрусталеносные пегматиты

Магматический этап ? геофаза А (900?800 оС) магматическая, завершение кристаллизации гранита с турмалиновыми солнцами.

Эпимагматический этап ? кристаллизация из остаточного расплава (три фазы: твердая, жидкая и газообразная).

Геофаза В (800 ? 700 оС), собственно эпимагматическая ? аплитовидная порода с зернами альмандина и магнетита.

Геофаза С (700 ? 600 оС), собственно пегматитовая ? пегматит с письменной структурой.

Пневматолитовый этап ? кристаллизация из флюидного (газожидкого) раствора (две фазы: твердая и флюидная).

Геофазы D ? E (600 ? 500 оС), пегматоидные ? кварц-полевошпатовый пегматит с пегматоидной структурой и пустотами; характерно развитие шерла, мусковита, топаза и берилла.

Геофазы F ? G (500 ? 400 оС), надкритические ? широкое развитие альбита, мусковита, минералов лития и других редких металлов.

Гидротермальный этап ? кристаллизация из гидротермального раствора (три фазы: твердая, жидкая и газообразная).

Геофазы H ? I ? K (400 ? 50 оС), гидротермальные ? образуются зеленые слюдки, флюорит, карбонаты, сульфиды, цеолиты.

Гипергенный этап. Геофаза L (50 ? 0 оС), гипергенная ? образуются каолинит, кальцит, халцедон и другие гипергенные минералы.

Для гранитных пегматитов чистой линии А.Е. Ферсман выделил 10 типов, последовательно характеризующих процесс пегматитообразования. Каждому типу свойственна определенная парагенетическая ассоциация минералов:

Геофазы

I тип. Обычные пегматиты. Плагиоклаз, микроклин, кварц, биотит, B-C

ортит, гранат

II тип. Пегматиты с редкими элементами. Плагиоклаз, микроклин C-D

Кварц, шерл, мусковит, апатит.

III тип. Боро-фтористый (шерл-мусковитовый). Микроклин, плагиоклаз D-E

Кварц, шерл, мусковит, апатит.

IV тип. Фторо-бериллиевый (топазо-бериллиевый). Ортоклаз, амазонит D-E

Кварц дымчатый, берилл, топаз, черно-синий турмалин.

V тип. Натро-литиевый. Альбит, лепидолит, цветной турмалин, топаз F-G

Розовый берилл, колумбит, сподумен, касситерит и др.

VI тип. Литиево-марганцево-фосфатный. Альбит, кварц, берилл F-G

Полихромный турмалин, поллуцит и другие фосфаты

VII тип. Фторо-алюминиевый. Характерный минерал: криолит F-G

VIII тип. Фторо-карбонатный. карбонаты и флюорит H-I-K

IX тип. Сульфидный (мало характерен). H-I-K

X тип. Щелочной (с цеолитами). H-I-K

Наибольшим распространением пользуются I, II и V, VI типы, причем последние трудноразделимы; III тип редок, IV - касается главным образом пегматитов с пустотами (занорышами), для которых характерны пластинчатый альбит и морион, VIII, X типы условны (относятся к гидротермальному процессу).

А.Е. Ферсман предполагает формирование пегматитов из особого пегматитового расплава-раствора в условиях замкнутой системы. Однако для пегматитов характерно интенсивное проявление процессов замещения, что находится в противоречии с представлениями о формировании пегматитов из магматического расплава. Примерами процессов замещения могут служить развитие альбит-сподуменовой парагенетической ассоциации в редкоземельных пегматитах.

По мнению А.Н. Заварицкого, пегматиты кристаллизуются в условиях открытой системы, что хорошо доказывается наличием в пегматитах структур замещения. Он показал, что теоретическое представление о неограниченной растворимости летучих компонентов в расплаве несостоятельно, и пришел к заключению о неизбежности отщепления газовых растворов при понижении температуры магматического расплава. Вывод из его работы таков: особой пегматитовой магмы и остаточного перматитового расплава нет. Пегматиты образуются в результате перекристаллизации пород под воздействием газовых растворов, отделившихся на определенной стадии от магмы. Газовые растворы при последующем охлаждении могут дать гидротермальные растворы.

Пегматиты характеризуются значительным разнообразием форм и размеров. Среди них выделяются типичные жилы, а также тела жилообразной, линзообразной и штокообразной форм. Все они в большинстве случаев имеют зональное строение, особенно отчетливое у штокообраных тел. Здесь отмечаются (от периферии к центру) следующие зоны. Вдоль контактов протягиваются маломощные кварц-плагиоклазовые зоны с аплитовой структурой. Затем располагаются, занимая от трети до половины объема тел, зоны графического пегматита. По форме и соотношению блоков калиевого полевого шпата микроклина и форме вростков кварца можно выделить классические письменные срастания, лучисто-венчиковые, скелетно-графические, радиально-графические и порфировидно-графические агрегаты. Для первых типично постоянное соотношение кварца и полевого шпата, отсутствие реакционных взаимоотношений между ними, секториальное расположение ихтиоглиптов. Типоморфными акцессорными минералами этой зоны являются ортит, монацит и циркон. Между графической зоной и следующей, пегматоидной, расположены агрегаты с так называемой "апографической" структурой, характеризующиеся непостоянными соотношениями кварца и микроклина при реакционных взаимоотношениях между ними.

Значительное развитие имеют также пегматоидные и блоковые зоны, состоящие из кварца, микроклина с выделениями топаза и вкрапленностью монацита, циркона.

Среди гранитных пегматитов выделяют керамические (крупные блоки микроклина и кварца), слюдоносные (мусковит), редкометальные (литий, бериллий, тантал-ниобий, цезий) и хрусталеносные (горный хрусталь, топаз, берилл). Последние обычно залегают в роговообманково-биотитовых гранитах, протягиваясь в виде узкой полосы вдоль контакта их с основными породами и образуют полости - камеры, поэтому их также называют камерными пегматитами. В этих полостях (занорышах) вырастают крупные кристаллы горного хрусталя, дымчатого кварца, мориона, топаза, берилла, фенакита и других минералов.

Минеральный состав хрусталеносных пегматитов: главные минералы кварц, калиевый полевой шпат и плагиоклаз; второстепенные биотит, мусковит, топаз, берилл, флюорит; акцессорные циркон, монацит, ортит, гранат и др. Хрусталеносные пегматиты находятся на Украине, в Казахстане и на Урале.

Генетические признаки хрусталеносных пегматитов указывают на то, что они формировались в три главных этапа: 1) этап магматической кристаллизации минералов первичных зон от аплитовой до кварцевой осевой; 2) этап их автометасоматических преобразований, перекристаллизации; 3) этап позднего гидротермального минералообразования в занорышах и трещинах.

Самостоятельный раздел

Образец 14-1: Гранит неравномернозернистый, с пятнистой текстурой. Цветные минералы (роговая обманка с включениями ортита) образуют скопления (2-8мм), которые цементируются весьма неоднородным кварц-полевошпатовым агрегатом. В нем видны крупные (до 2см) монокристаллические блоки калиевого полевого шпата, внутри которых изредка различаются включения плагиоклаза. Блоки калиевого полевого шпата сцементированы симплектитовым агрегатом кварца и к.п.ш. поздней магматической генерации.

Ранняя стадия магматической кристаллизации представлена образованиями цветных и акцессорных минералов и последующих кварца и плагиоклаза. Затем кристаллизуется калиевый полевой шпат с одновременным растворением плагиоклаза и раннего кварца. Завершает кристаллизацию образование кварц-калиевополевошпатовых симплектитов.

Особенности структуры указывают на значительную "сухость" и, соответственно, вязкость расплава (мало воды), в частности, скопления цветных минералов в промежутках между бесцветными минералами при отсутствии включений внутри полевого шпата.

Образец 14-2: Графический пегматит. Его основу составляет монокристаллический калиево-натриевый полевой шпат (K-Na п.ш.); на спайных сколах видны пертиты распада. Ихтиоглипты кварца имеют угловатую форму, т.к. образование кристаллов является следствием медленного (слоевого) роста в стационарных условиях (адиабатических - нет отвода тепла). Калиевый полевой шпат с пертитами указывает на относительную сухость расплава и соответственно высокую температуру кристаллизации (много выше 730оС)

Образец 14-3: Крупные (гигантские) блоки калиевого полевого шпата кристаллы, между которыми располагается морион с подчиненными формами. Калиевый полевой шпат с пертитами. Между его кристаллами и в кварце включения микрозернистых агрегатов, вероятно, гидрослюды.

Порода (K-Na п.ш. + кварц) представляет собой продукт равновесной перекристаллизации графического пегматита.

Образец 14-4: Очень крупный (гигантский) блокмонокристал K-Na п.ш. с длинными тонкими пертитами распада. С ним граничит зернистый агрегат альбита с пустотами (результат метасоматической усадки), внутри которых очень мелкие кристаллы турмалина.

Образец 14-5: Субграфический крупнокристаллический пегматит (калиевый полевой шпат, альбит и дымчатый кварц). Видны участки слоевого роста при параллельной ориентировке граней. Порода представляет тройную эвтектику. Следствием завершения кристаллизации в закрытой системе является накопление воды в остаточном расплаве; давление флюида максимальное, а температура кристаллизации минимальная.

Образец 14-6: Альбитовый агрегат с большим количеством пустот, возникших в результате уменьшения объема при метасоматозе. По стенкам пустот мелкие кристаллы черного турмалина. Кроме того, имеется прожилок с мелким мусковитом.

Образец 14-7: Крупнообломочный агрегат клевеландита и мусковита с реликтами калиевого полевого шпата и мориона.

Ассоциация мусковита и альбита возникает без образования кварца новой генерации в реакции кислотного замещения калиевого полевого шпата. Замещение идет с уменьшением объема твердых фаз и возникновением пустот (миарол).

Образец 14-8: Огромный монокристалл мусковита в ассоциации с агрегатом зернистого кварца, приуроченного к краям мусковита. Сохранены реликты сильно измененного белого полевого шпата.

Кварц-мусковитовый комплекс является результатом действия растворов с повышенной кислотностью.

Образец 14-9: Зернистый агрегат вторичного кварца (с многочисленными мелкими полостями) в контакте с крупнокристаллическим флюоритом, выросшим на стенке крупной полости. Флюорит зонально окрашен.

Развитие мономинеральной кварцевой зоны соответствует максимальной кислотности растворов при наиболее низкой температуре (Зарайский, 1989). Образование флюорита обусловлено присутствием фтора в исходном расплаве и указывает на вынос кальция из расплава во флюид при ингонгруентной кристаллизации калиевого полевого шпата.

минерал генетический геологический генезис

Список используемой литературы

1. Станкеев Е.А. Генетическая минералогия. Москва, "НЕДРА", 1986г., 272с

2. Бетехтин А.Г. Курс минералогии. Москва, КД "Университет", 2008г., 736с

3. Миловский А.В., Кононов О.В. Минералогия. М: Издательство МГУ, 1982 г, 312 с.

Размещено на Allbest.ur