CÁC THÀNH hệ BIẾN CHẤT TRAO đổi địa PHƯƠNG

CÁC THÀNH HỆ BIẾN CHẤT TRAO ĐỔI ĐỊA PHƯƠNG
Theo xác định của V.A. Zaricov (1968) – “ Thành hệ BCTĐ – đó là tập hợp các
tướng BCTĐ được thành tạo do một qua trình thạch sinh”. Quá trình thạch sinh ở đây có
nghĩa là quá trình xuất hiện các đá BCTĐ-ND dưới ảnh hưởng của dung dịch nhiệt dịch
với các thông số hóa-lý xác định.
Hoàn toàn rõ ràng là quá trình nhiệt dịch độc lập trong địa chất, ví dụ sự hình
thành một pluton cụ thể có thể xuất hiện ở phần sâu các metasomatit felspat-thạch anh , ở
mái –greizen, còn ở các đới tiếp xúc là scacnơ, propilit và v.v. Có thể có những biểu hiện
những tổ hợp hydrotherrmalit khác có nguồn pluton. Sự kết hợp về không gian và thời
gian của các thành tạo BCTĐ-ND được đề nghị gọi là BCTĐ khu vực (địa chất) (Pliusev
E. V., 1975), khác với thành tạo BCTĐ địa phương, được phân chia theo mức độ hóa lý
(thạch học) của sự hình thành.
Chúng ta không được lẫn lộn sự khác biệt của hai dãy thành hệ BCTĐ. Nó tuy có
những mặt trái về trật tự thuật ngữ, nhưng phản ánh được sự phụ thuộc thực sự của các
mức tập hợp vật chất được phân chia với tỷ lệ đối tượng được nghiên cứu. Đối với các
thành hệ trầm tích và magma ứng dụng việc chia nhỏ các thành hệ tỷ lệ khác nhau (phụ
thành hệ, thế hệ địa chất v.v.). Mức thứ hai của các thành hệ BCTĐ được các tác giả khác
phân chia dưới tên gọi “nhóm các thành hệ BCTĐ kéo theo” [Omelianenko B. I., 1976],
“thành hệ cấu tạo bổ trợ [Beliaev G. M., 1978…].
Chương này trình bày chủ yếu về các thành hệ BCTĐ địa phương (thạch học). Các
trình bày dưới đây không gọi dài dòng như vậy nữa , mà dùng ký hiệu là LMF. Cơ sở để
phân chia các thành hệ này là việc xác định các thông số hóa lý của dung dịch tương ứng
với sự xuất hiện của một tổ hợp khoáng vật nhiệt dịch của một vùng, tức là giải mã bản
chất hóa-lý của quá trình thạch sinh. Việc gọi tên của quá trình thạch sinh được gọi theo
tên gọi của hydrothermalit được hình thành, ví dụ các quá trình argilit hóa, berezit hóa,
greizen hóa, propilit hóa và v.v…Kết quả của mỗi quá trình xuất hiện một số metasomatit
nào đấy với các dấu hiệu vật chất- cấu trúc điển hình được trình bày ở chương trước
(chương III), hoặc các đá nhiệt dịch có sự khác biệt về thành phần và kiến trúc được gọi
tên với đuôi tận cùng bằng “ –oid” (argiloizitoid, quarzitoid, propilitoid, scacnoid và
v.v.). ngoài các hydrothermalit hoàn toàn, trohng mỗi quá trình thạch sinh còn xuất hiện
các tổ hợp khoáng vật nhệt dịch biểu hiện yếu hoặc mạnh (epi đá).

Theo các thông số nhiệt động học, các quá trình tạo đá nhiệt dịch được phân chia
thành ba nhóm lớn như sau: a) độ sâu trung bình (từ 5-6 đến 3-4km), nhiệt độ cao (từ
600-900 đến 300-4000C); b) độ sâu nhỏ (3-4 đến 1-2km) nhiệt độ trung bình (300-400
đến 200-3000C); c) gần bề mặt (từ 1-2km đến 0 km) nhiệt độ thấp (200-300 đến 501000C). Một đặc điểm gần với diapazon các mức nhiệt động được phân chia xảy ra trong
quá trình thạch sinh là ở chỗ các quá trình sâu ở những điều kiện cụ thể có thể có nhiệt độ
thấp, và ngược lại ở gần bề mặt lại có nhiệt độ cao. Ngoài ra có thể có những varian trung


gian khác. Các mức phân chia chỉ phản ánh khuynh hướng chung nhất của biểu hiện hoạt
động nhiệt dịch (chi tiết được chỉ ra ở dưới đây).
Ý nghĩa cần lưu ý của sự tiến hóa acid-kiềm của dung dịch nhiệt dịch, cần phải
phân biệt các quá trình thạch sinh được phản ánh tác động lên đá: a) acid; b) kiềm yếu đế
gần trung tính và c) dung dịch nhiệt dịch kiềm. Khi đó sẽ có những varian hỗn hợp,
chuyển tiếp và trung gian khi nghiên cứu và phân chia các đặc điểm chính về thành phần
của dung dịch nhiệt dịch. Thuộc nhóm đầu tiên có thể là các quá trình argilit hóa, berezit
hóa, quarzit thứ sinh hóa và greizen hóa; thuộc nhóm thứ hai – propilit hóa ở cácđiều kiện
nhiệt động khác nhau.
Nghiên cứu điều kiện hóa –lý xảy ra của các quá trình thạch sinh nêu trên được
trình bày trong nhiều văn liệu, trong số đó có một loạt các công trình cơ bản [Các đá biến
đổi gần quặng, 1854, Biến đổi BCTĐ…, 1966;…], trên cơ sở đó cùng với nhiều xuất bản
phẩm khác cho ra đặc trưng khái quát về các LMF.
Các biểu hiện biến chất trao đổi acid là chủ yếu
Thành hệ greisen. Các thành hệ BCTĐ-ND được hình thành do quá trình greizen
hóa các đá có thành phần khác nhau được gộp trong một LMF. Khi đó quá trình greizen
hóa phải hiểu là “ quá trình BCTĐ nhiệt độ cao (500-3000C) có sự tham gia rộng rãi của
các chất bốc –F, Cl và cả B trong quá trình tạo khoáng, xảy ra trọng một giới hạn rộng về
áp suất với sự tiến hóa của dung dịch từ acid đến kiềm.” [Rudkvist D. V…., 1971]. Ở
mức độ tài liệu đang xem xét có lẽ có thể không phân tích hoàn cảnh (xâm nhập granit)
gây nên các quá trình đó, nhưng cần thiết phải nhấn mạnh độ sau của quá trình greizen
hóa khác với điều kiện thành tạo argilizit, berezit và quarzit thứ sinh. Khoảng tối ưu của

độ sâu biểu hiện greizen hóa là 3-4km, hiếm khi đến 1,5km [Serba G. N., 1968].
Trong các phản ứng thay thế có hoạt tính cao có halogen, silic và nhôm.
Greizen hóa là BCTĐ-ND rất đặc trưng của các granit acid nhất, trong đó gặp
những thể greizen biểu hiện hoàn toàn với các vành khoáng vật khác nhau với mạch
thạch anh-muscovit ở phần tâm, còn những đới rộng phổ biến tổ hợp với greizen thường
nằm ở những khối tương tự (granit muscovit). Các biểu hiện greizen hóa biểu hiện yếu
hơn trong các granit có độ acid bình thường, các granitoid độ bazơ cao, và cả trong đá lục
nguyên, núi lửa và đá biến chất thành phần alumosilicat. Các thể greizen thực thụ là
hiếm, ngược lại các biểu hiện đá greizen hóa thường rất phổ biến. Trong các điều kiện đó
tương đối hiếm gặp các khoáng vật vành của greizen (fluorit, topaz, lepidolit…) đặc
trưng cho các granit siêu acid bị greizen hóa. Phổ biến hơn chỉ thấy có turmalin. Đặc biệt
nhất là quá trình greizen hóa các đá mafic-siêmaffic, đá carbonat và scacnơ. Các
metasomatit xuất hiện khi đó có các dấu hiệu vật chất-kiến trúc khác hẳn với greizen thực
thụ và chúng được gọi là greizenoid. Ví dụ về greizenoid có thể là các metasomatit
felspat-mica và metasomatit pyrit-fluorit-thạch anh-mica theo các đá bazơ và metasomatit
mica-fluorit (sliudit) theo đá carbonat.
Cột BCTĐ điển hình phát triển quá trình greizen hóa ở granit có dạng sau
[Korzinski D. S., 1955 và v.v.]


0

Qz + Kfs + Pl + Bi + Mt (granit)

1

Qz + Kfs + Ab + Ms + Mt

2

Qz + Kfs + Ab +Ms

3

Qz + Kfs + Ms

4

Qz + Ms

5

Qz

Đối với greizenoid apocarbonat (từ đá carbonat) trong cột BCTĐ phân biệt được
đới đầu là fluorit hóa và albit hóa, đới thứ hai là mica-fluorit hoặc thành tạo mới fluorit
(Vogorov I. N., 1960). Trong các mafic và siêu mafic nhận thấy các đới felspat và
felspat-mica. Theo các đá có thành phần baz[ và trung tính thì hình thành các cột có
amphibol và biotit ở các đới ngòai, biotit và muscovit ở các đới giữa và muscovit, thạch
anh, fluorit ở đới trong [Omelianenko . I., 1978]. Đối với greizenoid aposcacnơ , trong
cột BCTĐ xác định được đới ngoài gồm fluorit-felspat, đới trung gian gồm topaz-fluoritmica và đới trong là thạch anh-topaz [Rundvist và n.n.k., 1971 và v.v.].
Ngoài khuynh hướng dẫn tới sự hình thành đơn khoáng thạch anh ở đới trong,
trong quá trình greizen hóa đôi khi nhận thấy sự tập trung ở các đới trong các khoáng vật
cao nhôm (muscovit, topaz, andaluzit, v.v.), nhưng phổ biến hơn cả là sự cùng tồn tại của
thạch anh với muscov it hoặc với topaz hoặc với khoáng vật chứa alumi khác. Những tài
liệu chi tiết hơn về đặc điểm thành phần vật chất của quá trình greizen hóa có trong các
công trình của G. N. Serba [1968], và v.v.
Quá trình greizen hóa được hình thành trong các điều kiện địa chất khác nhau,
nhưng đặc biệt thường ở nội tiếp xúc, phần gần cánh của các xâm nhập granitoid và ít khi
ở ngoài mối liên quan thấy được với pluton cụ thể.

Thành hệ quarzit thứ sinh. Thành hệ BCTĐ quarzit thứ sinh bao gồm các
hydrothermalit khác nhau được hình thành trong quá tỉnh BCTĐ-ND acid silic với các
thông số nhiệt động tương đối rộng. Một số nhà nghiên cứu xem quá trình này tương tự
greizen hóa ở độ sâu nhỏ [Korzinski D. S., 1955 và v.v.]. Một sốk hác xem chúng như là
hoạt động khí phun lưu huỳnh ở các đới gần bề mặ và bề mặt [Nakovnic N. I., 1968],
nhưng nó khác với quá trình argilit hóa. Vì vậy có thể phân chia ra hai quá trình thạch
sinh xảy ra sự hình thành quarzit thứ sinh: a) quá trình của tướng á núi lửa – quarzit thứ
sinh thực thụ; b) quá trình của tướng lưu huỳnh độ sâu gần bề mặt – argilizit.
Trọng phần này chúng ta xem xét quá trình quarzit thứ sinh hóa như là BCTĐ-ND
acid ở độ sâu nhỏ (1-2km) và nhiệt độ trung bình (200-4000C) dưới ảnh hưởng của dung
dịch nhiệt dịch bão hòa H2S, SO42-, CO2, HCO3-, Cl, với hoạt tính cao trong các phản ứng
thay thế Si, Ti, và giá trị định hướng pH = 2-6 [Nacovnik N. I., 1968]. Các thông số hóa
lý nhận được cho phép phân biệt quá trình thạch sinh của quarzit thứ sinh với greizen hóa
là quarzit thứ sinh có độ sâu nhỏ hơn, nhiệt độ thấp hơn, có vai trò lớn H2S và ion
sulphat, tiếp theo là hoạt tính cao của titan.


Do sự tác động của dung dịch này tới các đá alumosilicat chủ yếu là núi lửa sinh
có thành phần acid và trung tính làm xuật hiện quarzit thứ sinh điển hình. Cột BCTĐ đặc
trưng có các đới sau [Korzinski D. C., 1953]:
0

Porphyr thạch anh

1

Kfs + Ab + Qz + Ser + C

2

Kfs + Ab + Qz + Ser

3

Ser + Kfs + Qz

4

Ser + Qz

5

And + Qz

6

Qz

quarzit thứ sinh

Với tư cach là khoáng vật phụ trong các đới của cột này có thể có mặt pyrit hoặc
hematit, rutin, apatit. Các đới trong ngoài andaluzit còn thường găp coridon, diaspo,
alunit, zuniitg, dickit, pirophilit, kaolinit, và các khoáng vật cao nhôm khác. Dưới đây là
môt số ví dụ về tính phân đới từ đới ngoài vào đới trong theo N. I. Nacovnik [1968].
1

Qz + Ser  Qz + Dik hoặc Qz + Pir  Qz + Aln  Qz + Dsp 
Qz + Crn

2

Qz + Ser  Qz + And  Qz + Crn  Qz

3

Qz +Ser  Qz + Pir  Qz + Dsp hoặc Qz + And  Qz + And +
Crn

Trong các đới có mặt rutin, pyrit hoặc hematit. Các kiến thức chi tiết hơn về thành
phần vật chất của quarzit thứ sinh được dẫn trong các công trình cuả Nacovnik [1954,
1968] và trong các xuất bản khác.
Sự phát triển của quá trình BCTĐ-ND này theo các đá lục nguyên và theo các xâm
nhập alumosilicat không dẫn tới sự hình thành những cộng sinh khoáng vật khác. Các
đặc điểm của các thành tạo mới apocarbonat, apoultramafit và các thành tạo quarzitoid
khác còn ít được nghiên cứu.
Các điều kiện địa chất thành tạo quarzit thứ sinh rất khác nhau. Các thành hệ LMF
nêu trên xảy ra với quy mô nhỏ hơn nhiều ở các tầng trầm tích-núi lửa bị chọc thủng bởi
các xâm nhập granitoid muộn hơn, nhưng cũng thấy cả trong trường hợp không liên quan
với pluton cụ thể.
Thành hệ argilizit. Thành hệ argilizit bao gồm argilizit, argilizit epi đá và các
argilizitoid xuất hiện ở các đá có thành phần khác dưới ảnh hưởng của dung dịch nhiệt
dịch với các thông số hóa-lý xác định được tình bày dưới đây. Một số nhà nghiên cứu
xem quá trình argilizit hóa như là hoạt động phumaron-lưu huỳnh ở các đới gần bề mặt
của các cấu tạo núi lửa với sự tham gia mạnh mẽ của dung dịch acid sulphathydrocarbonat và sulphat-haloid [Uait D. E., 1965 và v.v]. Một số nhà nghiên cứu khác
coi chúng thuộc giai đoạn kết thúc nhiệt độ trung bình thấp của các quá trình greizen hóa


ở các mỏ gipo và mezothermal nguồn pluton [Rundcvist D. V., 1971]. Nhóm thứ ba nhấn
mạnh khả năng biểu hiện argilizit hóa do dung dịch nhiệt dịch hydrocarbonat ở các đới
gần bề mặt của các tầng carbonat núi lửa sinh và carbonat-lục nguyên cấu tạo lớp bị phá

hủy kiến tạo [Fedortruc V. P., 1969 và v.v.].
Một điểm chung là đa số các nhà nghiên cứu đều quan niệm về argiliit hóa là quá
trình BCTĐ-ND được hình thành do dung dịch nước acid nhiệt độ tương đối thấp.
Khoảng nhiệt độ của argilit hóa tương đối rộng (300-500C), nhưng chủ yếu ở giới hạn
hẹp (200-500C). Điểm đặc trưng là sự biến đổi mạnh giá trị của Eh do các quá trinh xảy
ra ở điều kiện gần bề mặt. Đặc điểm phân biệt quá trình argilit hóa là sự õy hóa ion
sulphat và ion sulphur trong quá trình phát triển của nó, chúng dẫn đến làm tăng mạnh độ
acid (pH = 2) của dung dịch nhiệt dịch acid yếu trước đó (pH = 5-6) và dẫn đến tính phân
đới thẳng đứng rõ của các sản phẩm argilit hóa. Ngoài các anion nêu trên, trong thành
phần của dung dịch còn tồn tại HCO3-, CO32-, F- và có thể có các anion khác. Trong các
phản ứng thay thế xác định được hoạt tính cao của silic và nhôm trên phông có sự đưa
đến chủ yếu các kim loại kiềm và kiềm thổ, khi đó kali một phần được tham gia vào
hydromica và các khoáng vật khác, nhưng với mức độ ít hơn so với trong quarzit thứ sinh
và greizen.
Các thông số hóa lý được tính toán cho thấy sự khác biệt rõ của quá trình argilit
hóa so với quá tình greizen và quarzit thứ sinh đã được xem xét ở phần trước, tuy nhiên
sự khác biệt của chúng với quarzit thứ sinh kém rõ ràng hơn. Quá trình sâu hơn và nhiệt
độ cao hơn của thành tạo quarzit thứ sinh gần tiếp xúc được mô tả ở trên dẫn đến sự hình
thành oxyt nhôm nhiệt độ cao, với hoạt tính thấp của F và một loạt các đặc điểm khác.
Trong khi đó quá trình argilit hóa làm xuất hiện các metasomatit mà nó cũng được gọi là
quarzit thứ sinh (opali và v.v.). Chúng thuộc đới sulphat siêu acid của argilit hóa ( mũ
phumaron-lưu huỳnh), thường có điểm sôi cao hơn argilit thực thụ.
Quá trình argilit hóa phát triểm rộng rãi và mạnh mẽ trong các đá khác nhau về
thành phần và nguồn gốc (xâm nhập, núi lửa, biến chất, trầm tích-lục nguyên, và thậm chí
cả carbonat). Nhưng nó là đặc trưng nhất đối với các đá núi lửa acid, acid vừa và trung
tính. Trong các vùng có hoạt động phumaron-lưu huỳnh vành argilit hóa thường thể hiện
trên một diện tích nhiều km2 và có ở các khu vực địa phương bị phá hủy kiến tạo mạnh
nhất, với cấu tạo đới thể hiện rõ từ các metasomatit argilizit kaolinit và kaolinit
hdrosericit, quarzit alunit và các quarzit thứ sinh, các mạch mongt thạch anh và thạch
anh-canchedon. Quá trình argilit hóa xảy ra mạnh mẽ không kém trong các đá thành phần

trung tính và bazơ. Nhưng ở đây ngoài thạch anh, hydroserisit và kaolinit, còn phát triển
rộng rãi chlorit và monmorilonit (chủ yếu ở các đới ngoài). Các thể metasomatit hoàn
toàn gồm kaolinit-thạch anh và hydrosericit-thạch anh thường chỉ thấy ở trong các đá
mafic và carbonat tạo nên những tổ hợp khoáng vật đặc biệt. Các metasomatit (argilitoid)
xuất hiện khi đó thực chất khác hẳn với argilizit thực thụ. Với tư cách là argilizitoid theo
đá siêu mafic thường hay gặp nhất là metasomatit talc-serpentin, carbonat-talc và
carbonat-talc-thạch anh, còn theo đá carbonat – các metasomatit canchedon-opan và
thạch anh-canchedon chứa hydrosericit có tên gọi đặc biệt trong văn liệu địa chất là
dzasperoid [Fedotruc V. P., 1969 và v.v.].


Cột BCTĐ argilit hóa điển hình phát triển ở granit biotit-amphibol có cấu tạo như
sau [Kazisưn IU. V., 1972]:
0 Qz + Kfs + Pl + Bt + Amf
1 Qz + Kfs + Pl + Chl + Cc
2 Qz + Kfs + Ab + Chl + Mnt + (Cc)
3 Qz + Kfs + Hser + (Mnt)
4 Qz + Ka + Hser
5 Qz + Ka

argilizit

6 Qz
Các khoáng vật phụ trong các đới khác nhau của cột này có thể thấy hematit hoặc
pyrit, fluorit, barit, và một số khoáng vật khác hiếm hơn, trong đó có khóang vật quặng.
Trong các đới trong của cột BCTĐ argilizit, đặc biệt thường có mức điểm sôi cao hơn so
với argilizit, làm xuất hiện tổ hợp quarzit thứ sinh alunit-kaolinit-thạch anh và alunitsericit-thạch anh, sericit-thạch anh với vai trò rất yếu hoặc hoàn toàn vắng mặt sulphur.
Trong các đá trung tính và bazơ, cột BCTĐ argilizit hóa về nguyên tắc không khác với
những gì đã được xem xét. Sự biến đổi liên quan chủ yếu với thành phần của các đới
ngoài và đới trung gian, ở đó bắt đầu có chlorit mà montmorilinit đi cùng với carbonat.

Trong các đới trung gian của cột này hydrosericit thường ưu thế hơn so với kaolinit và
thạch anh. Đối với argilizitoid apocarrbonat (dzasperoid) trong cột BCTĐ phân ra được
các đới ngoài – dolomit và calcit hóa, đới giữa – carbonat hóa và thach anh hóa và đới
trong – thạch anh ohas với sự thành tạo canchedon và hiếm hơn có opan [Berger V. I.,
1978]. Trong các đá siêu mafic xác định được trật tự các đới từ ngoài vào trong: 0)
serpentin hóa; 1) carbonat hóa và talc hóa; 2) thạch anh hóa và carbonat hóa; 3) thạch anh
hóa [Kazisưn IU. V., 1972]. Những tài liệu chi tiết hơn về đặc điểm biểu hiện của quá
trình argilit hóa trong các đá có thành phần khác nhau có thể tìm thấy trong các công
trình của N. I. Nacovnik [1968], V. P. Serban [1975] v.v. Các quá trình argilizit hóa thể
hiện trong các hoàn cảnh địa chất khác nhau, nhưng thường liên quan với các khối xâm
nhập cụ thể. Các thành tạo BCTĐ-ND của thành hệ argilizit rất đặc trưngcho các trầm
tích-núi lửa và trong một số trường hợp cho các trầm tích lục nguyên-carbonat.
Thành hệ berezit. Berezit là một quá trình thạch sinh đặc biệt được đặc trưng bởi
diapazon rộng về các điều kiện nhiệt động, cho phép phân chia ra một số mức. Nhưng có
một đặc điểm chung của quá trình này đòi hỏi phải xem xét cẩn thận. Trong thành phần
của berezit, thông thường có mặt hai cộng sinh khoáng vật gây nên đặc điểm không cân
bằng về mặt thống kê của tổ hợp berezit bền vững. Tổ hợp đầu tiên tương đối sớm hơn và
thường là tổ hợp cộng sinh ưu thế, đó là các thành tạo thạch anh –mica sáng màu, bền
vững trong dung dịch nhiệt dịch acid. Tổ hợp cộng sinh thứ hai là các khoáng vật bền
vững trong dung dịch kiềm và kiềm yếu (chlorit, carbonat, đôi khi albit và felspat kali…).
Tổ hợp cộng sinh sau thường có dạng mạch mỏng, dạng phân tách dị li. Sự kết hợp chặt
chẽ tổ hợp cộng sinh kiềm và acid được một số nhà nghiên cứu xem như sự kế tục của


giai đoạn acid và giai đoạn lắng đọng (theo D. S. Korzinski). Ngoài ra trong công trình
của V. A. Zaricov và B. I. Omelianenko [1978], kết hợp hai quá trình xem như là một quá
trình thạch sinh thống nhất, nó hoàn toàn phù hợp với quan điểm của các tác giá sách này
về berezit hóa [Pliusev E. V., 1975 và v.v.]. Sự kết hợp này ngoài hiệu ứng thấm lọc
trong một số trường hợp có thể giải thích sự sôi dưới đất của nhiệt dịch, tách pha hơi
thành phần ngưng acid, và làm chậm sự lắng đọng dung dịch nhiệt dịch tàn dư giàu kiềm

[Naboko, 1963]. Việc giải thích như vậy buộc phải xem berezit hóa như một quá trình
riêng biệt bị phá hủy cân bằng mạnh mẽ trong dung dịch nhiệt dịch. Điều này phù hợp
với quan điểm của một số học thuyết về vị trí trung gian của berezit giữa propilit và
quarzit thứ sinh [Nacovnik N. I., 1968], và berezit có độ chứ quặng cao.
Xem xét berezit hóa là một quá trình có ngưỡng thạch sanh dẫn đến khả năng phân
chia ít nhất ở ba mức thể hiện: Greizen hóa, quarzit thứ sinh hóa, argilit hóa, nó hoàn toàn
phù hợp với thực tế được mô tả ở chương trước về berezit –greizen muscovit, berezit
sericit và berezit hydrosericit. Vì vậy có thể chia ra thành: a) Quá trình berezit và argilit
hình thành nên các berezit hydrosericit và các berezitoid nhệt độ thấp (250-500C), ở điều
kiện gần bề mặt (1-2 đến 0,5km); b) quá trình berezit-quarzit thứ sinh ở điều kiện độ sâu
vừa (1-2km) và nhiệt độ trung bình (350-2000C); c) quá trình berezit-greizen ở sâu (34km) với nhiệt độ cao (400-3000C). Cần phải nhận thấy rằng hai qua trình đầu được biểu
hiện ở cả trong các đới biên của vành argilizit hóa, cũng như là quá trình độc lập. Điều
này là cơ sở để phân chia chúng ra thành thành hệ BCTĐ riêng biệt. Quá trình thứ ba
thường không tách khỏi quá trình greizen hóa.
Thành hệ berezit độc lâp (theo ý kiến chúng tôi nó phải được phân chia thành hai
thành hệ BCTĐ) được đã được nghiên cứu kỹ [B. I., Omelinenko, 1966, 1968; iIU. V.
Cozisưn 1970, 1972…]. Việc hình thành chúng liên quan đến sự tác động của dung dịch
nhiệt dịch nhiệt độ trung bình thấp, acid yếu (ph =7-5) có carbonat được phục hồi nhiều
xeri. Trong một số trường hợp xác định được hoạt tính cao của B vùng với lượng F đáng
kể và các halogen khác.
Quá trình berezit hóa thể hiện rõ nhất trong các đá thành phần acid và bình thường
(granit, granodiorit, felzit, dacit, cát kết acko…). Vành các đá berezit hóa được hình
thành trong các điều kiện như thế được đặc trưng bởi kích thước lớn và chứa nhiều bộ
phận đá bị tái tạo thành các metasomatit sericit-thạch anh có một lượng mạch mỏng gồm
chlorit, carbonat ((đặc biệt là siderit và ankerit) và felspat. Các đá thành phần trung tính
và bazơ cũng bị ảnh hưởng mạnh của quá trình berezit hóa. Nhưng khác với các đá acid,
kích thước của các vành biến đổi nhỏ hơn hàng chục lần, còn thành phần của các khoáng
vật mới thay đổi theo hướng tăng chlorit và carbonat, cùng với việc giảm lượng thạch anh
và sericit. Các thành tạo BCTĐ-ND xuất hiện dưới tác động của dung dịch tạo berezit với
đá siêu mahic và đá vôi có các dấu hiệu vật chất và kiến trúc khác hoàn toàn với berezit.

Trong các berezitoid từ đá siêu mafic có thể nhận thấy listvenit – các metasomatit thành
phần carbonat-fuccit, carboat thường là magnesit và breinerit, hiếm hơn có ankerit, siderit
và dolomit [Borodaevski N. I., 1960; Sazonov V. H., 1975; Serban I. P., 1975;v.v]. Khi
phát triển quá trình berezit hóa theo các đá carbonat làm xuất hiện các berezitoid có thành


phần chủ yếu là carbonat, hiếm hơn có carboant-talc, carbonat-thạch anh và carbonatserpentin [Zaricov V. A., 1959; Serban I. P., 1975].
Cột BCTĐ của quá trình berezit hóa ở các đá acid vừa phải có dạng sau [Zaricov
V.A., 1959]:
0

Dacit porphyr bị biến đổi

1

Qz + Kfs + Ab + Ser + Chl + Cc

2

Qz + Ab + Ser + Ank + Chl

3

Qz + Ser + Ank + Chl

4

Qz + Ser + Ank

5

Qz + Ser

6

Qz

berezit

Các khoáng vật thứ yếu điển hình trong tất cả các đới của cột có thể gặp các mạch
mỏng carbonat-chlorit-felspat, thể hiện đi cùng với thời kỳ cao acid có BCTĐ á kiềm.
Thông thường các thành tạo mới chlorit và carbonat có lẫn felspat đi cùng với thạch anh
hoặc carbonat-chlorit. Với tư cách là khoáng vật đi cùng trong các đới khác nhau của cột
BCTĐ gặp pyrit, hematit, leucoxen, rutin… Tính quy luật về sự phân bố của chúng xác
định được như sau: leucoxen và hematit đặc trưng cho các đới ngoài; ở các đới trung gian
hematit bị thay thế bởi pyrit, còn leucoxen bị thay thế bởi rutin; turmalin thường gặp ở
các đới trong, ở đó chúng thường là các khoáng vật tạo đá ưu thế, hình thành các tập hợp
turmalin-chlorit-thạch anh và turmalin-sericit-thạch anh, turmalin-thạch anh. Trong một
số trường hợp trong cột BCTĐ của berezit phát triển trong các đá xâm nhập loạt
monzonitoid nhận thấy tính bền vững cao của felsapt kali nguyên sinh và tạo felspat kali
thứ sinh mới – dạng ban biến tinh, chủ yếu là orthoclaz [Kazisưn IU. V., 1972]. Trong
các đá thành phần trung tính và bazơ, các đặc điểm cấu tạo của cột BCTĐ về cơ bản
không khác với sơ đồ đã nêu.
Đặc trưng của quá trình berezit hóa trong các đá siêu mafic được trình bày kỹ
trong công trình của V. N. Sazonov [1975] và I. P. Serban [1975]. Các cột BCTĐ
listvenit do các tác giả đưa ra có thể trình bày như sau:
0

(Ol + Py Mt) + Srp (Peridotit serpentin hóa)

1

(Ol + Py + Mt) + Srp + Tal

2

Tal + Mag + (Srp)

3

Tal + Mag + (Qz)

4

Qz + Mag + Fcs ( listvenit)

Kh đó V. N. Sazonov [1975] nhận thấy rằng ở mỏ vàng Berezov , ở các đới trong
của cột listvenit với tư cách là khoáng vật đi kèm thương quan sát thấy turmalin, pyrit và
sericit vảy lớn, thường chuyển tiếp thành muscovit. Trong các đá caronat, qua trình


listvenit hóa thông thường kéo theo sự xuất hiện tính phân đới BCTĐ rõ. Trong các điều
kiện như vậy thường ở đới ngoài được thành tạo dolomit hóa hoặc chỉ đơn giản là tái kết
tinh vâtl liệu carbonat nguyên sinh và ở đới trong là thạch anh hóa yếu và calcit hóa
[Serban I. P. ,1975].
Các đặc điểm chi tiết hơn của cột BCTĐ berezit được dẫn trong các công trình của
B. I. Omelianenko [1966, 1968], V. I. Rekharki [1977], IU. V. Kazisưn [1972],v.v.
Berezit hóa được biểu hiên trong các đá có thành phần và nguồn gốc rất khác
nhau, thường thấy liên quan với thể magma. Quá trình này thường bị khống chế bởi các
đới có độ thấm lọc cao và được đặc trưng bởi sự tổ hợp chặt chẽ với các sản phẩm của

BCTĐ á kiềm (propilit).
Các biểu hiện biến chất trao đổi á kiềm là chủ yếu
Thành hệ Scacnơ. Scacnơ là sản phẩm của một quá trình hóa-lý xác định, được
V. A. Zaricov [1968] nghiên cứu kỹ, ông nêu định nghiã scanơ như sau: “ các đá BCTĐ
gồm silicats sắt-magie-calci và alumosilicat, xuất hiện ở đới vành tiếp xúc nhiệt độ cao
của xâm nhập, do tương tác của các đá carbonat với đá magma xâm nhập hoặc với đá
alumosilicat khác trong môi trường của dung dịch magma.”.
Hiểu rộng ra quá trình tạo scacnơ cần điều kiện đầu tiên là độ sâu thành tạo của
nó. Người ta phân ra các tướng: á sâu (1-4km), sâu vừa (từ 3-4km đến 15-16km) và sâu
(từ 15-16km đến 30-40km). Hai tướng độ sâu sau ở cách xa giới hạn phần vỏ quả đất mà
ở đó hình thành khối lượng chính các mỏ nhiệt dịch.
Khi nói về hoạt động nhiệt dịch như là một hiện tượng địa chất xác định, cần phải
tính đến giá trị độ sâu thực của nó. Trong tướng á sâu của hoạt động nhiệt dịch cần được
chia ra thành độ sâu vừa (5-6 đến 3-4km), ít sâu (3-4 đến 1-2km) và gần bề mặt (1-2 đến
0km). trong sự phân bậc đó quá trình scanơ hóa đặc trưng nhất cho điều kiện độ sâu vừa,
hiếm hơn đối với độ sâu nhỏ. Scacnơ tướng sâu và trung bình gặp chủ yếu trong các tầng
Cambri và chúng không được xem xét ở đây.
Quá trình tạo scacnơ thường phát triển ở các đới tiếp xúc nóng của các đá carbonat
với xâm nhập được bắt đầu ở giai đoạn trước kết tinh hình thành chúng. Tại tiếp xúc với
magma chỉ có thể xuất hiện scacnơ magie nhiệt độ cao nhất và nó thường đi cùng với
scacnơ sau magma muộn hơn và được các nhà nghiên cứu phân chia thành một thành hệ
BCTĐ độc lập – scacnơ magie [Sabưnin L. I., 1973]. Trong các tiếp xúc với các xâm
nhập, phụ thuộc vào thành phần đá vây quanh mà hình thành chủ yếu scacnơ vôi, đôi khi
là scacnơ magie. Vì vậy, kết hợp môi trường tiếp xúc và nhiệt độ thành tạo phân ra được
scacnơ vôi và scacnơ magie.
Theo cơ chế thành tạo phân chia ra thành scacnơ thấm lọc-tiếp xúc và scacnơ
BCTĐ kép-khuếch tán, D. S. Korzinski là người nghiên cứu chi tiết chúng [1948, 1955,
1969]. Việc phân chia thực tế các cộng sinh của từng thành tạo – là một nhiệm vụ không
đơn giản và thường khó thống nhất. Dấu hiệu của sự tạo khoáng khuếch tán là sự biến đổi
thành phần đồng hình trong phạm vi từng đới của cột BCTĐ, cũng như kích thước nhỏ

của đới này và các khác biệt hình thái khác của các thể scacnơ [Zaricovb V. A., 1968].
Trong điều kiện tự nhiên phổ biến rộng rãi cơ chế scacnơ pha trộn.
Phụ thuộc vào môi trường tạo khoáng trước tiên người ta phân ra eczo và
endoscacnơ. Điều này thể hiện rõ khi đá vây quanh có thành phần carbonat và kém rõ
hơn khi đá vây quanh có lẫn alumosilicat. Ví dụ, Các gọi là scacnơ tự phản ứng được
phát triển không có tương tác phẩn ứng – tiếp xúc trong các siêu mafit, siêu mafit kiềm
và gabroid [Zaricov V. A., 1968]. Cần phải nhấn mạnh rằng trên thực tế gặp các thể
scacnơ và khoáng hóa scacnơ khuếch tán ở ngoài tiếp xúc trực tiếp của xâm nhập với đá
vây quanh nó – là hiện tượng thường gặp. ngoài eczo scacnơ và endoscacnơ người ta còn
chia ra các metasomatit gần scacnơ theo các dấu hiệu chuẩn đoán riêng [Ovtrinicova L.
V., Ovtrinicov L. N., 1974]. Các đá gần scacnơ có sự khác biệt về thành phần với scacnơ,
nhưng xuất hiện dưới ảnh hưởng của chất lưu, có thể gọi là scacnoid.
Nhìn chung người ta xác định rằng sự thành tạo scacnơ xảy ra do BCTĐ á kiềm –
gần trung tính với hoạt tính cao của (Ca, Mg, Fe). Nhưng trong một số trường hợp thấy
hoạt tính cao của kiềm (K, Na) với sự xuất hiện felspat kali, albit, scapolit, và các khoáng
vật khác. V. A. Zaricov [1968] phân hcia ra tướng độ kiềm tương đối với scacnơ vôi: a)
tướng plagioclas-pyroxen hoặc gọi đơn giản là tướng plagioclas (độ kiềm bình thường);
b) tướng pyroxen-scapolit hoặc gọi đơn giản là tướng scapolit (độ kiềm bão hòa); c)
tướng orthocla-granat hoặc gọi đơn giản là tướng orthocla (độ kiềm cao). Sự chuyển tiếp
sang scanơ chứa felspat đôi khi gắn liền với sự chuyển hóa tương ứng của xâm nhập cùng
nguồn.
Sự thành tạo scacnơ xảy ra trong một khoảng rộng về nhiệt độ (từ 1000-900 đến
500-4000C). Nhiệt độ cực đại xảy ra đối với scacnơ magie [Sabưnin L. I., 1974]. Đối với
scacnơ vôi, V. A., Zaricov [1968] phân chia ra các tướng nhiệt độ sau: a) plagioclasvolastonit (750-8000C); b) volastonit-granat-pyroxen (550-7500C); c) granat-pyroxen
(500-5500C); d)epidot-granat (450-5000C); e) epidot-pyroxen (350-4500C). Nhìn chung
khoảng nhiệt độ tối ưu là 900-4000C và tương ứng trên thực tế với miền không chứa nước
của hoạt đông nhiệt dịch.
Các biến thể chính của scacnơ phụ thuộc vào sự iến đổi điều kiện hóa-lý hình

thành chúng, có thể đi đến sự xác đinh khái quát các quá trình thạch sinh tạo scacnơ
(scacnơ hóa) như đã làm với các thành hệ đã xem xét. Scacnơ hóa là biểu hiện của hoạt
động nhiệt dịch – đó là BCTĐ á kiềm với hoạt tính cao trong các phản ứng thay thế chủ
yếu là kiềm-thổ, và cả silic và nhôm, xảy ra trong diapazon rộng nhiệt độ cao (9004000C). Ở các điều kiện sâu ( hiếm khi ở độ sâu nhỏ) (từ 5-6 đến 3-4, hiếm khi 1-2km)
dưới ảnh hưởng của chất lưu có hoạt tính thấp của các cấu tử chất bốc khác và ion
hydroxyt, tao khả năng phân hủy carbonat và giải phóng CO2 .
Có ý kiến về sự tham gia rộng rãi của các cấu tử chất bốc trong quá trình thành tạo
scanơ, nhưng điều này không phù hợp với cộng sinh khoáng vật thực tế của scacnơ.
Trong mối quan hệ đóquas trình thạch sinh scacnơ phân biệt rõ với các quá trình greizen
hóa, felspat hóa, albit hóa và felspatolit hóa được đặc trưng bởi hoạt tính cao của các cấu
tử dễ bay hơi được thể hiện trong các điều kiện nhiệt độ tương tự. các quá trình thạch


sinh nêu trên trong điều kiện thể hiện chúng liên quan với pluton gây scacnơ hóa, có thể
có sự thay đổi chuyển tiếp ở các phần khác nhau.
Sự kết hợp phức tạp như vậy của các thành tạo BCTĐ-ND hình thành nên một tổ
hợp các quá trình thạch sinh thường do xâm nhập rất acid gây nên (granit sáng màu,
alaskit). Trong khi đó quá trình tạo scacn đặc biệt là đối với eczoscacnơ ít phụ thuộc vào
thành phần của xâm nhập mẹ.
Dưới đây xem xét một số ví dụ. Tại tiếp xúc của dolomit hoặc đá vôi bị dolomit
hóa với magma granit, quá trình tạo scacnơ magie được đặc trưng bởi cột sau [Zaricov V.
A., 1968; Sabưnin L. I., 1974]:
0

Đá vôi dolomit hóa

1

Dolomit + Per + Cc

2

For + Shp + Cc

3

Py + For + Spn

4

Py + Spn

00 Dung thể granit
Dung thể magma đưa đến silic, alumi, sắt; CO2 được đưa đi. Trong các đới có thể
thành tạo magnetit.
Trong diapazon độ sâu được xem xét, scacnơ magie sau magma không được thành
tạo. Trong thời kỳ sau kết tinh nguội lạnh của xâm nhập van[r vành tiếp xúc của nó tạo
scanơ vôi và xảy ra sự tái cải scacnơ magie thành tạo trước. Khi đó nhận thấy một loạt
khoáng vật tái tạo đặc trưng [Sabưnin L. I., 1974]: a) Đới ngoài pericola bị thay thế bởi
brucit; b) forsterit và spinen chuyển thành clinogumit, khondrodit, flogopit; c) Pyroxen
và spinen biến đổi thành flogopit và pagasit. Trong trường hợp phát triển scacnơ vôi theo
scacnơ magie, xuất hiện cột BCTĐ phức tạp về thành phần và cấu tạo. Vai trò của magie
tăng lên trong pyroxen, vezuvian, volastonit và các khoáng vật khác, cũng như được thể
hiện ở các khoáng vật đặc trưng như montichelit, mervigit, gelenit, scantofilit [Sabưnin
L. I., 1974].
Khi phát triển scacnơ vôi độc lập, thành phần của nó được quy định bởi thành
phần của đá vây quanh. Cột đơn giản nhất gồm đới hai khoáng vật pyroxen-granat và đới
đơn khoáng pyroxen hoặc đơn khoáng granat gặp trong đá vôi. Trong granitoid thấy có
các đới sau (theo tài liệu của V. G. Bogolepova, 1966):
0

Qz + Kfs + Pl + Bt + Amf (granit)

1

Py + Pl + Kfs (đá gần scacnơ)

2

Py + Kfs

3

Py + Gr

4

Gr

endoscacnơ


5

Mt

Theo tài liệu của I. A. Cotrergina, M. A. Savuskina [1975] xác định được cột
BCTĐ hơi khác biệt trong các đá núi lửa vùng Turgai, phản ánh độ kiềm cao của chất
lưu:
0

Đá núi lửa

1

Al + Kfs

2

Py + Skp

3

Py + Gr

4

Py + Gr + Mt

E. N. Gramenitski, N. A. Eliseev [1974] cũng xác định được cấu tạo tương tự của
các đới BCTĐ trong các đá sừng ở Tunưauz:
0

Sừng amphibol-biotit

1

Amf + Kfs

2

Kfs + Py

3

Py + Pl

4

Py + Gr

5

Gr

đá gần scacnơ

Tại tiếp xúc với các xâm nhập đặc biệt thuộc thành hệ leucogranit-alatskit, granitgranit kiềm và các thành hệ khác tương tự, trong các đá scacnơ có mặt các khoáng vật
đặc trưng của greizen và metasomatit kiềm kali ( thạch anh, muscovit, fluorit, topaz,
felspat kali và v.v.). các ví dụ cụ thể được trình bày trong nhiều xuất bản [Pek A. V.,
1962; Rakhaski V. L., 1966.v.v].
Sự chồng của tổ hợp khoáng vật thuộc các quá trình thạch sinh muộn hơn lên
scacnơ là rất đặc trưng. Trong đó phát triển nhất cái gọi là sự phân hủy sau scacnơ
[Korzinski D. S., 1948] kéo theo sự phát triển rộng rãi các khoáng vật thuộc nhóm
hydroxin, các khoáng vật này không đặc trưng cho scacnơ. Cũng thường gặp sự phát triển
thay thế cộng sinh scacn bởi cộng sinh propilit, berezit và các cộng sinh khác dẫn tới sự
thành tạo berezitoid, propilitoid và v.v. aposcacnơ.
Quá trình thành tạo scacnơ được mô tả kỹ càng trong nhiều xuất bản phẩm
[pilipenco P. P., 1939; Sakhov F. N., 1947 v.v].
Scacnơ nhiệt dịch thường gặp ở các đới tiếp xúc của pluton xâm nhập vào trong

các đá carbonat và các đá khác, hiếm khi ở xa tiếp xúc.
Thành hệ propilit: Propilit hóa – là một trong những hiện tượng phổ biến nhất
của hoạt động nhiệt dịch ở những điều kiện độ sâu nhỏ (nông) và gần bền mặt. Quy mô
khu vực của hiện tượng này thể hiện rõ, nhưng còn nhiều khó khăn trong việc xác định
bản chất của chúng. Đặc điểm phân bố, vị trí địa chất của quá trình propilit hóa đã khẳng


định mối liên quan của nó với hoạt động núi lửa [Korzinski D .S., 1948…]. Khi đó một
số tác giả coi sự biến đổi đá lục bất kỳ của các đá núi lửa thành phần acid và trung tính là
propilit hóa [Vasilevski M. M., 1973…]. Một số khác [Rúinov V. L., 1972…] phân biệt
sự biến đổi lục hóa trên diện rộng với propilit hóa và coi propilit hóa liên quan đến tổ hợp
khoáng vật thành phần khác ( thạch anh-felspat, sẫm màu và thạch anh –mica sáng màu).
Lại có ý kiến coi propilit hóa là tự biến chất [Sadeski Kardos E., 1961] hoặc sau núi lửa
[Nacovik N. I., 1963]. Sự chồng gối của tổ hợp cộng sinh propilit lên trên các xâm nhập
muộn hơn đã phản bác lại quan điểm trên [Korzinski D. S., 1948]. S. N. Ivanov và V. P.
Loginov [1965] với nhiều xác định đã chỉ ra sự gián đoạn lớn về thời gian của sự hình
thành đá lục ở Uran với thời kỳ hoạt động núi lửa tích cực.
Trong điều kiện có nhiều quan niệm về propilit hóa như vậy làm xuất hiện tính
khó xác định để phân chia các sản phẩm vật chất của quá trình đó. Tương tự với các mô
tả ở trên về các thành hệ BCTĐ địa phương, chúng tôi xem propilit hóa như là một quá
trình thạch sinh, các propilit, propilitoid và các ổ xâm tán của các khoáng vật tổ hợp
propilit được thành tạo trong quá trình đó. Tổ hợp bên vững mang tính thống kê của các
đá propilit được xác định có 4 dạng chính: 1) Ep +Chl; 2) Ep + Chl + Fs; 3) Ep + Act; 4)
Ep + Act + Fs. Điều này phù hợp với phần lớn các quan điểm hiện hành. Các tổ hợp
khoáng vật propilit khác nhau nó là cơ sở để xác định đặc điểm hóa lý của dung dịch
nhiệt dịch tạo nên các tổ hợp propilit chính. Khi đó chúng ta quan niệm quá trình địa chất
của propilit hóa là tổ hợp propilit đặc trưng phổ biến rộng rãi không liên quan với hoạt
động núi lửa (ví dụ, ở vành tiếp xúc của xâm nhập), thực chất là cộng sinh đặc trưng sau
scacnơ. Rất hay gặp tổ hợp này trong chính các khối granitoid và trong các đá biến chất,
trầm tích vây quanh. Toàn bộ tổ hợp này liên quan mang đặc trưng biểu vsinh, và tất

nhiên là nó đặc trưng cho các thông số hóa lý của quá trình. Các thộng số đó như thế nào?
Quá trình hình thành những tổ hợp cộng sinh propilit chính là BCTĐ sắt-magiecalci ở điều kiện độ sâu nhỏ (0,5-2 km), hiếm khi sâu hơn), trong diapazon rộng cuản
nhiệt độ (tối ưu 200-3000C) dưới ảnh hưởng của dung dịch nước gần trung tính-kiềm yếu.
Các cation hoạt tính caotrong các phản ứng thay thế là sắt, magie, calci, trong một số
trường hợp là kiến kali và natri. Đối với thành phần anion đặc trưng trước tiên HCO3-,
CO22-, các ion sulphur, có thể clo. Có thể phân hcia ra hai mức độ nhiệt động học của quá
trình propilit hóa [Korzinski D. S., 1948, 1955]: a) mức nhiệt độ thấp (250-1500C) là
epidot-chlorit; gần bề mặt, thường kéo theo sự thành tạo carbonat, có lẫn sericit, còn khi
dung dịch có độ kiềm cao – xuất hiện albit, hoặc đặc trưng ơn đó là adula; b) mức nhiệt
độ cao hơn (350-2500C) là epidot-actinolit, độ sâu nhỏ, độ carbonat yếu, còn khi dung
dịch có độ kiềm cao – xuất hiện albit, hoặc đặc trưng hơn đó là adula; b) mức nhiệt độ
cao hơn (350-2500C) là epidot-actinolit, độ sâu nhỏ, độ cảbonat yếu, còn khi dung dịch
có độ kiềm cao thì chứa felspat.
Tất cả các khoáng vật của propilit và tổ hợp của nó đặc trưng cho sự hình thành từ
dung dịch kiềm yếu-trung tính hoặc cao kiềm. Các khoáng vật đặc trưng nhất của
propilit-epidot thể hiện rõ tính không bền vững trong dung dịch acid [Rusinov V. L.,
1972; Sazonov V. D., 1975 v.v.]. Đối với chlorit, I. P. Serban [1975] xác định rằng”
trong điều kiện nhiệt dịch nhiệt độ thấp sự thành tạo chlorit bằng con đường BCTĐ… có


thể là hiện thực với giá trị cao của pH trong dung dịch (trong điều kiện chuẩn pH> 8,5)”.
Đối vớc các khoáng vật khác của cộng sinh propilit cũng có ý nghĩa tương tự [Naboco S.
I., 1963; Psvlov A. L., 1976.v.v] người ta nhận thấy độ carbonat cao của dung dịch
propilit hóa và sự biến thiên lớn độ chứa sắt của epidot phụ vthuoocj vào độ sâu thành tạo
[Rúinov V. L., 1972]. Các tài liệu về các thông số hóa lý của dung dịch propilit hóa được
quan sát ở các vùng núi lửa hiện tại [Naboco S. I., 1963, 1978; Uai D. E., 1965; Steiner
A., 1966…]. Các tài liệu này hoàn toàn phù hợp với các số liệu nêu ra trên đây. Nhưng
cũng có quan điểm về độ acid cao của dung dịch propilit hóa [Rúinov V. L., 1972].
Omelianenco B. L., 1978].
Những kết luận này đặt cơ sở cho việc xếp vào propilit đới biến đổi thạch anhsericit là thành viên của cột BCTĐ. B. I. Omelianenco [1978] khẳng định rằng “ propilit

hóa xảy ra dưới tác động của dung dịch có độ acid cao”, ông còn viết “ khuynh hướng
acid của propilit hóa trong nhiều trường hợp không rõ ràng”. V. L. Rusinov [1972] xác
định propilit hóa như là quá trình tiến hóa theo hướng tăng độ acid, bản thân nó có độ
kiềm cao từ đầu. Tất nhiên rằng cộng sinh chứa felspat của propilit chứng tỏ độ kiềm cao
của dung dịch.
Vậy quá trình propilit hóa được xác định tương tự quá trình scacnơ hóa, nó khác
scacnơ là ở nhiệt độ thành tạo thấp hơn và điều kiện độ sâu nông hơn. Tương ứng với
điều này pha động là chất lưu chưa tới hạn, còn dung dịch nước khởi thủy có khả năng
khuếch tán lớn, bền vững về thành phần và cấu tạo. Mặt khác cả hai quá trình đều hướng
tới sự thành tạo mới các khoáng vật màu calci-magie-sắt (chủ yếu là các khoáng vật
không chứa nước trong scacnơ và các khoáng vật chứa hydroxin trong propilit). Cả hai
quá trình có nhiều biến thể kiềm hơn (biểu hiện của felsapt). Trong một sốh oàn cnahr địa
chất liên quan liên tục trong quan hệ nhiệt độ của quá trình thạch sinh thành đá. Trong
một số hoàn cảnh khác chúng thể hiện hoàn toàn độc lập. Vì vậy, propilit hóa tuy có
những nét giống với scacnơ, nó vẫn là một quá trình thạch sinh hoàn toàn độc lập, nó có
thể xảy ra ở các đá khác nhau dẫn tới sự thành tạo propilit và propilitoid.
Tài liệu nêu trên cho thấy những tổ hợp khoáng vật propilit chính phát triển không
chỉ trong
0 Andesit
1 Qz + Kfs + Ab + Ser + Ep + Chl + Cc
Chl + Cc
2 Qz + Ab + Ser + Ep + Chl + Cc

0 Granit
1

Qz + Kfs + Ab + Ser + Ep +

2 Qz +Kfs + Ser + Ep + Chl +

Cc
3 Qz + Ab + Ep + Chl + Cc

3 Qz + Kfs + Ep + Chl + Cc

4 Qz + Ab + Ep + Chl

4 Qz + Kfs + Ep + Chl

5 Qz + Ep + Chl

5 Qz + Ep + Chl

6 Qz + Ep

6 Qz + Ep


7 Qz

7 Qz

các đá núi lửa thành phần trung tính và baz, mà còn cả trong các đá alumosilicat khác
(granitoid, cát
kết, cuội kết, phiến kết tinh, amphibolit, gneis…). Những đặc điểm chính của thành phần
khoáng vật
và trật tự phản ứng thay thế các khoáng vật của đá ban đầu được lưu giữ [ Korzinski D.
S., 1948, 1955; Zaricov V. A., 1959 và v.v.]. Thực chất V. A. Zaricov [1959] dẫn ra các
cột hầu như tương tự nhau theo andesit và granit Karamazar:
Sự thành tạo thạch anh ở đới trong nhìn chung là đặc trưng, nhưng phổ biến hơn

là tổ hợp epidot-thạch anh mà nó được gọi là epidozit. Nhưng trong một số trường hợp
khi độ kiềm cao dung dịch tác động ở đới trong thường gặp epidot-albit và epidot-felspat
kali. Để so sánh dẫn ra các cột theo syenit nephelin [Pertruc L. L., 1964] và theo syenit
khiên Tasa-Keminski (bắc Kiergizi):
0 Syenit nephelin

0 Syenit

1 Ab + Kfs + Ep + Lib + Chl + Cc
Cc + Ser

1 Ab + Pl + Amf + Ep + Chl +

2 Ab + Kfs + Ep + Lib + Chl

2 Ab + Amf + Ep + Chl + Cc +

3 Ab + Kfs + Ep + Lib

3 Ab + Amf + Ep + Chl + Cc

4 Ab + Kfs + Ep

4 Ab + Ep + Chl + Cc

5 Ab + Ep + Qz

5 Ab + Ep + Chl

6 Qz

6

Ser

Ab + Ep

Các quá trình propilit hóa đặc biệt rất phát triển trong các đá siêu mafic và
carbonat. Tại đây đôi khi không có epidot, mà có biểu hiện của uralit, serpentin, tremolit,
magnesit, breinerit và các khoáng vật khác dẫn tới sự thành tạo propilitoid đặc trưng. Tác
động lên thành phần của propilitoid, ngoài dạng đá bị thay thế, còn có ảnh hưởng rất lớn
của điều kiện nhiệt động thay đổi tỏng một diapazon rộng. Trong mối quan hệ này, ngoài
hai cộng sinh dặc trưng nhất (epidot-actinolit và epidot-chlorit) người ta còn phân chia
được các cộng sinh nhiệt độ thấp hơn và gần bề mặt, trong thành phần của nó phát triển
rộng rãi zeolit, carbonat, thường có hydrosericit, với vai trò phụ hoặc vắng mặt epidot.
Cộng sinh propilit chứa biotit ít được nghiên cứu hơn, nó đôi khi chuyển thành các
metasomatit đơn khoáng hoặc hai khoáng. Chúng được mô tả trong các công trình của N.
Razmakhininma [1974], S. D. Seva và I. M., Iudina [1971] và một số ngườik hác, nhưng
việc nghiên cứu nó vẫn chưa đầy đủ với tư cách là cộng sinh của propilit.
Các thành hệ biến chất trao đổi kiềm là chủ yếu
Thành hệ felspatit I: Trong thành phần của thành hệ này chúng ta xem xét các
BCTĐ kiềm nhiệt độ cao là albitit amphibol kiềm, kalispatit, felsaptit và felspatoid.
Trong các thành tạo này có nhiều điểm giống nhau về thành phần và quy luật thay thế các


đá ban đầu. Theo độ sâu hoạt động nhiệt dịch phân chia ra: a) Các thành tạo gần đứt gãy
trong các tầng trước Cambri và b) Các thành tạo trong và gần xâm nhập.
Trong cả hai trường hợp sự hình thành các metasomatit do các quá trình BCTĐ
kiềm (kali, natri hoặc trật tự khác) dưới ảnh hưởng của các chất lưu ởk hoảng nhiệt độ
(600-3500C) (đôi khi đến 7000C) ở độ sâu từ 5-6km đến 3-4km (hiếm khi 1-2km) với sự

tham gia rộng rãi của haloid và cấu tử chất bốc khác với hoạt tính thấp của CO2 và lưu
huỳnh, và hoạt tính cao (ngoài K và Na) của Fe3+. Cacs metasomatit kiềm xuất hiện dưới
ảnh hưởng của dung dịch nhiệt dịch có thành phần khác nhau phụ thuộc vào điều kiện
hóa lý của quá trình và trước tiên phụ thuộc vào đá vây quanh.
V. G. Kusev [1972] phân chia ra 6 kiểu metasomatit kiềm trong các đá trước
Cambri: a) trong các đá của thành hệ quarzit sắt (egirinit, metasomatit egirin-magnetit và
egirin-amphibol kiềm); b) trong các tầng gneis và phiến kết kết tinh ( microclinit, albitit
có lần egirin, biotit, amphibol kiềm); c) trong granitogneis và granit (microclinit, các đá
albit-microclin, albitit có lẫn egirin và amphibol kiềm; d) trong gabro và gabro-diaba và
trong các đá bazơ khác (metasomatit albit-amphibol kiềm, albit-carbonat: e) trong syenit
kiềm thổ (albitit –amphibol kiềm, egirin); f) trong syenit kiềm và syenit nephelin (
metasomatit egirin-amphibol kiềm có nephelin).
Các khoáng vật chứa natri chiếm ưu thế trong các metasomatit trong khi đó felspat
kali có rất ít. Người ta cũng biệt có những metasomatit toàn orthoclas, nhưng rất hiếm
gặp [Omelianenko B. I., 1978; và v.v].
Thạch anh hóa, biểu hiện metasomatit có chlorit và carbonat liên quan với các quát
rình muộn hơn, nhiệt độ thấp-trung bình. Trong quá trình thạch sinh được nghiên cứu,
thạch anh luôn luôn không bền vững. V. I. Kazanski, B. I. Omelianenko và K. P. Prokhov
[1974] nhận xét:” quan sát dưới kính hiển vi chứng tỏ có sự đưa đi thạch anh anh khi
thành tạo albitit, nó được tái kết tinh trên phông thay thế TĐBC và tái lắng đọng theo con
đường tuần hoàn của dung dịch nhiệt dịch.”.
Trong các khối xâm nhập phát triển các metasomatit kiềm xảy ra trên phông của
các thành tạo BCTĐ kiềm-silic sớm hơn, được nhiều nhà nghiên cứu đề cập [Granit..albit
hóa, 1962…]. Khi đó A.A.Beus [1968] coi biểu hiện của các metasomatit felspat không
có thạch anh liên quan với độ kiềm cao của dung dịch ở nhiệt độ 500-3500C. Tại đây chủ
yếu hình thành các metasomatit natri, nhưng thường có lẫn felsapt kali. Trong một số
trường hợp người ta biết sự thành tạo mới microclin [Pavlenco A. C., 1973].
Các biểu hiện BCTĐ nhiệt độ cao đa dạng hơn phát triển trong syenit nrphelin và
các ngoại tiếp xúc của nó hình thành fenit. Khi đó trong syenit nephelin có thể có biểu
hiện albitit có nephelin và egirin và microclinit có nephelin và biotit [Perchuk L. L.,

1966]. Tại đới ngoại tiếp xúc trên phông thay thế magma xuất hiện metasomatit kali
felspat-albit có egirin. Fenit ngoại tiếp xúc tương tự cũng được thấy có liên quan với các
đá siêu mafic kiềm.
Quá trình thạch sinh BCTĐ kiềm nhiệt độ cao ở điều kiện tương đối sâu dưới ảnh
hưởng của chất lưu nguồn magma hoàn toàn độc lập, các thông số hóa lý rất đặc trưng


cho môi trường thể hiện hoạt động nhiệt dịch. Về mặt nhiệt động học quá trình này gần
giống với sự tạo scacnơ, nó khác biệt bởi độ kiềm cao hơn của dung dịch tác động và có
sự tham gia nhiều của các cấu tử chất bốc. ó có những nét tương tự về hành vi của lưu
huỳnh và CO2, nét khác biệt là có hoạt tính cao của Fe3+ so với Fe2+.
Trật tự phản ứng thay thế khi hình thành các felspatit amphibol kiềm nhìn chung
giống nhau, nhưng nó phụ thuộc vào thành phần của đá được thành tạo, sự biến thiên độ
kiềm và nhiệt độ của quá trình.
Theo tại liệu của B. I. Omelianenco [1978], I. V., Alecxandrova [1963] và các
nhà nghiên cứu khác, trong các đới đứt gãy có đời sống lâu dài ở các tầng trước Cambri
nhận thấy sự thay thế sau:
1- Theo đá phiến giàu nhôm và tương đối nghèo sắt
(Qz + Bt + Ms  Ab + Bt + Ms  Ab + Rib + Ms  Ab + Eg).
2- trong đá phiến amphibol-magnetit-thaqchj anh xảy ra sự kiềm hóa
cummingtonit-grinnerit, sự thay thế thạch anh và biotit thành amphibol kiềm, ( rodusit,
hiếm khi là ribeckit), mactit hóa magnetit ; xuất hiện các đá roducit-ribeckit thực thụ có
lẫn albit và egirin.
3- Trong quarzit sắt quá trình được bắt đầu với sự kiềm hóa cummintonit và sự
thay thế nó bằng amphibol kiềm, còn magnetit phát triển egirin. Sản phẩm cuối cùng của
sự thay thế là sự thành tạo amphibol kiềm-magnetit và egirin-magnetit. Nhìn chung nhận
thấy có sự đưa đến natri và alumi, đưa đi silic và kali, oxyt sắt hai.
Sự thành tạo albitit theo granit và gneis trước Cambri minh họa cho cột BCTĐ
được dẫn ra trong công trình của V. I. Kazanski và đồng nghiệp [1974]:
0 Qz + Kfs + Pl + Bt

1 Qz + Kfs + Ab + Ri
2 Ab + Kfs + Rib
3 Ab + Rib
4 Ab + Eg
Các quá trình albit hóa thể hiện trong apogranit được đặc trưng bởi tính bền vững
hơn của thạch anh [Koval P. V., 1975]:
0 Pl + Ab + Qz + Mi + Bt + Ms + Fl
1 Pl + Ab + Qz + Mi + Ms + Fl
2 Ab + Qz + Mi + Ms + Fl
3 Ab + Qz + Ms ± Fl
4 Ab + Qz + Ms ± Fl
5 Ab + Qz ± Fl
6 Ab ± Fl
Sự phát triển fenit theo đá phiến thạch anh – biotit trong giai đoạn magma hình
thành các xâm nhập syenit nephelin được L. L. Pertruk [1974] mô tả:
0 Phiến sừng hóa


1
2
3
4
00

Ab + Kfs + Bt + Qz
Ab + Kfs + Bt
Ab + Kfs
Ab + Kfs + Eg
Syenit nephelin

Sự thành tạo microclinit và albitit trong syenit nephelin ở thời kỳ sau kết tinh
được minh họa ở cột sau [ Pertruk L. L., 1966; Omelianenko B. L., 1961]:
0 Kfs + Py + Ne + Mt + Ab
0 Ab + Bt + Ne + Mi + Py
1 Kfs + Bt + Ne + Mt
1 Ab + Eg + Ne + Mi
2 Kfs + Bt + Ne
2 Ab + Eg + Ne
3 Kfs + Bt
3 Ab + Eg
4 Kfs
4 Ab
Trong granit kiềm và granitoid á kiềm thường nhậ thấy sự phát triển các thànht ạo
mới albit-kalispat có biotit hoặc amphibol từ hornblend kiềm đến amphibol bình thường.
Khoáng vật phụ thường gặp là hematit và apatit, zircon và fluorit.
Các metasomatit kiềm nhiệt độ cao gặp trong các hoàn cảnh địa chất khác nhau,
nhưng chủ yếu ở các thể xâm nhập sâu, và cả trong các đá trước Cambri ở các đới đứt
gãy có đời sống lâu dài.
Thành hệ felspatit II-III. Các kalispatit và albitit nhiệt độ trung bình-thấp được
gặp trong hai thành hệ BCTĐ địa phương giống nhau về điều kiện thành tạo: a)
metasomati kali hoặc gumbeit và b) thành hệ metasomatit natri mà trước đây nó được gọi
là thành hệ metasomatit albit-thạch anh [Lisisina G. A., Raudonis P. A., 1970] hoặc
gumbeit natri [Terentiev V. M., Beliaev G. M., Kudriasev . E., 1971], nó còn được gọi
tên khác là thành hệ eisit [Omelianenko B. I., Lisisina G. A., Naumov S. S., 1974].
Sự khác biệt về điều kiện hóa lý thành tạo nên các thành hệ này là không lớn và
được phản ánh chỉ ở góc độ hoạt động của natri và kali. Trong cả hai trường hợp được
xem xét trên biểu hiện BCTĐ kiềm với hoạt tính cao ngoài kali và natri là các ion
carbonat, và ở mức độ yếu hơn là (Ca, Mg, Fe) dưới ảnh hưởng của dung dịch nước ở
khoảng nhiệt độ 350-2000C và thấp hơn, ở điều kiện độ sâu nhỏ và gần bề mặt. Ngoài các
nguyên tố nêu trên, hoạt tính cao trong các phản ứng thay thế còn có P, Zr, Ti, và F và

các haloid khác, trong một số trường hợp có B, đôi khi có S. Khuynh hướng thể hiện rõ
sự đưa đị silic và độ kiềm thay đổi.
Người ta nhận thấy rõ hai mức nhiệt động thể hiện quá trình: nhiệt độ cao hơn,
Fsp + Cc + Amf – tương đối sâu, và nhiệt độ thấp hơn Fsp + Cc + Chl - kém sâu hơn,
gần bề mặt.
Sự xác định rõ ràng nhất về hóa lý có các biến thể natri của thành hệ felspatit nhiệt
độ trung bình thấp, tức là thành hệ eisit.. B. I. Omelianenko [1978] viết:“ Chắc chắn eisit
hóa là quá trình thể hiện rõ BCTĐ kiềm, có phản ứng thay thế thạch anh và sericit bởi
albit. Tính chuyên hóa địa hóa, thể hiện ở tính hoạt động của natri và ion carbonat, hoạt
tính thấp lưu huỳnh sulphid, tính linh động cao của kiềm, titan, fotpho, zircon, silic”.


Nhiệt độ tối ưu được đánh giá 2500C, pH = 8-10, ở độ sâu nhỏ. Phụ thuộc vào thành phần
của đá được thay thế bời ta phân ra các tướng sau: thạch anh – albit (theo granit), calcitalbit và chlorit –albit (theo đá bazơ và trung tính), chlorit-carbonat-albit–apatit (theo đá
vôi).
B. I. Omelianenko, G. A. Lisisina, S. S. Naunov [1974] viết:” ở các đới ngoài của
cột BCTĐ, các khoáng vật sẫm màu bị thay thế bởi chlorit, plagiocla bị khử arnothit với
sự thành tạo albit (hoặc oligocla), carbonat, và có thể cả sericit, felspat kali bị albit hóa.
Tại các đới trung gian toàn bộ sericit và một phần thạch anh bị thay thế bởi albit, còn
chlorit bị thay thế bởi carbonat. Các đới trong xảy ra sự thay thế hoàn toàn đá bởi albit”.
Với tư cách cột BCTĐ điển hình các tác giả dẫn ra:
Theo diaba
0

Pl + Py + Mt

1 Ab + Chl + Cc + Ser + Hm
+ Cc + Hm

Theo trachiliparir

0

Pl + Kfs + Qz + Bt + Mt

1

Ab + Kfs + Qz + Ser + Chl

2

Ab + Chl + Cc + Hm

2

Ab + Qz + Chl + Cc + Hm

3

Ab + Ank + Hm

3

Ab + Qz + Cc + Hm

4

Ab + Ank

4

Ab + Qz + Hm

5

Ab

5

Ab + Hm

Trong điều kiện thế năng cao của photpho được đặc trưng bởi các cộng sinh
carbonat-apatit và albit-apatit.
Các biến thể nhiệt độ trung bình của metasomatit natri thường albitit được định vị
dọc các đứt gãy trong các tầng trước Cambri. Tại đó trên nền của quá trình thạch sinh
chính dưới ảnh hưởng của chất lưu có sự thành tạo albitit-amphibol-pyroxen kiềm nhiệt
độ cao, được thể hiện như là quá trình nhiệt dịch đặc biệt có đặc điểm đặc trưng của nó là
giàu carbonat hóa. Flogopit, crokidolit, đôi khi chlorit, được thành tạo trong các tổ hợp
cộng sinh với carbonat và albitit. Trong trường hợp đó biểu hiện của quá trình thành tạo
metasomatit albit-carbonat được xem như là một thời đoạn của quá trình nhiệt dịch phức
tạp hơn, tiến hóa theo thời gian trong diapazon rộng của nhiệt độ.
Thành hệ gumbeit là thành hệ hệ kém xác định hơn về điều kiện hóa lý. Về cơ bản
nó rất giống với các thành tạo được mô tả trước đây. Khác với thành hệ eisit về khối
lượng. Nó được phân biệt bởi được thể hiện trong một diapazon nhiệt động rộng hơn. V.
I. Kazanski và B. I. Omelianenko [1967] mô tả biểu hiện gumbeit trong các đới đứt gãy ở
các thành tạo Cambri không thấy liên quan với các thể xâm nhập. Độ sâu thành tạo của
nó được các tác giả đánh giá 0,7-1km. Dưới đây dẫn ra hai cột BCTĐ:
Theo amphibolit
0

Pl + Amf + Mt

Theo granitogneis
0

Qz + Kfs + Bt + Mt


1

Ab + Ser + Cc + Qz + Py

2

Kfs + Cc + Qz + Py

3

Kfs + Qz + Py

1

Qz + Kfs + Ab + Ser + Cc

+ Py
2

Py
3

Qz + Kfs1+ Kfs2 + Cc +

Kfs + Qz + Py

Người ta nhận thấy luôn luôn có chlorit ưu trội hơn so với carbonat trong các đá
thành phần bazơ và hàm lượng cao của thạch anh trong các đá acid. Sự thay thế của thạch
anh bởi plorrthocla được thể hiện rõ và với tư cahcs là sản phẩm cuối cùng của sự thay
thế thường là đá orthocla với dolomit [ Omelianenko B. I., 1978]. Nó có vài điểm khác
biệt với cột được nêu trên, nhưng thực tế là như nhau. Ngoài ra các nghiên cứu sau này
cho thấy sự bền vững tương đối lớn của albit trong các đá trung gian. Vị trí của chlorit
vẫn chưa rõ: chỉ có một điều rõ ràng là nó ít đặc trưng cho gumbeit hơn là đối với eisit và
nó bền vững ở phần giữa của côt BCTĐ.
Có thể xem các metasomatit kali theo sự phân chia của Iu. N. Kazisưn [1970]
trong thành phần của thành hệ okcetalit tương ứng với mức độ nhiệt động cao hơn so với
các mô tả nêu trên, nó đặc trưng cho các mỏ mezothermal. Quan niệm như vậy dựa trên
sự tổ hợp của các thành tạo này với actinolit, tremolit, flogopit, đôi khi biotit, và thường
có turmalin, với sự tham gia rộng rãi của siderit và carbonat khác. Cột BCTĐ của mỏ
volfram Gumbei được dẫn ra để minh họa cho quá trình mezothermal [kazisưn Iu. N.,
1972]:
Theo granodiorit
0

Qz + Pl + Kfs + Bt + Amf + Mt + Sf

1

Qz + Flg + Ank + Ab + Kfs + Hm + Lk

2

Qz + Kfs + Ser + Pl + Lk

3

Qz + Kfs + Pl

Tác giả nhận thấy có mặt ankerit ở đới trong.
Các metasomatit actinolit-felspat kali có turmalin, theo quan sát thấy biểu hiện
rộng rãi ở mỏ đồng –bismut ở Mironovski, ở đó đồng thời có những mạch siderit lớn. khi
đó vắng mặt các felspatit amphibol kiềm nhiệt độ cao hơn. Tất cả phân chia được hai
mức nhiệt độ của gumbeit có ý nghĩa thạch sinh độc lập, nhưng không nên coi chúng là
hoàn toàn đúng. Sự khác biệt hóa-lý rõ ràng trong sự hình thành các thành hệ quarzit thứ
sinh, argilizit, cộng sinh epidot-actinoloit và epidot-chlorit, bereszit-sericit và berezit
hydrosericit, cuối cùng là albitit, carbonat-chlorit và carbonat-amphibol và kalispatit
tương tự cho phép khẳng định giới hạn xác định sự thành tạo đá BCTĐ nhiệt dịch ở độ
sâu 1-2km và nhiệt độ khoảng 2500C. Trong các sơ đồ tạo quặng giới hạn này ứng với
ranh giới các mỏ mezothermal và epithermal [Park Tr. F., Mak-Donnid R. A., 1966].
Theo quan điểm của các tác giả sách này, việc phân chia các quá trình thạch sinh
cùng mức độ nhiệt động theo hoạt tính tương đối của kali và natri là kém thiệt thực. Ngay


các đới trong của cột BCTĐ nó có thể thay đổi theo hướng này hoặc hướng khác. Đồ thị
hóa-lý của I. P. Serban [1975] chỉ ra rằng có sự khác nhau giữa gumbeit và eisit “…là ở
chỗ để thành tạo cộng sinh khoáng vật albit-carbonat đòi hỏi hoạt tính cao hơn của natri
và CO2 so với kali và CO2 để kết tinh tổ hợp felsapt kali-carbonat tương ứng”. Các nhà
nghiên cứu khác phân chia ra gumbeit natri và kali cũng đưa ra những kết luận tương tự
[Terenchev V. M., Beliaev G. M., Kudriasev B. E., 1971]. Sự khác biệt này được thể hiện
trên tất cả các mức nhiệt động học với độ acid-kiềm khác nhau của dung dịch. Thực ra,
propilit và berezit cả hai mức đều có thể chứa albit và felspat kali. Việc phân chia ba
thành hệ BCTĐ địa phương của felspatit theo mức độ nhiệt động học thành tạo là hợp lý
hơn, mỗ một mức có các biến thể felsapt kali, albit và đôi khi là albit-felspat kali. Vị trí
chung này bao gồm cả thành hệ các metasomatit kiềm-silic được xem xét dưới đây.

Thành hệ felspatolit I-II. Biểu hiện của BCTĐ kiềm-silic nhiệt độ cao-trung bình
được xác định ở những phần sâu của nhiều khối xâm nhập và trong các tầng granit hóa
trước Cambri. Trong các khối xâm nhập sự BCTĐ này không tách rời khỏi hoạt động
nhiệt dịch nguồn pluton và hoàn toàn ở trong phạm vi chúng ta nghiên cứu. BCTĐ kiềmsilic liên quan với thời kỳ granit hóa trước Cambri đặc trưng cho biểu hiện ở độ sâu lớn
(trên 15-16km) và chỉ liên quan trực tiếp với các đứt gãy lớn có đời sống lâu dài có sự
thành tạo đá và quặng thực thụ [họ các thành hệ BCTĐ ở các đới đứt gãy khu vực, theo
V. A. Rudnik, G. M. Beliaev, V. M. Terenchev, 1970].
Điều này trong mức độ đầy đủ là đối tượng nghiên cứu đặc biệt liên quan với các
thành tạo biến chất và siêu biến chất ở ngoài khung nghiên cứu được xem xét. Bởi vậy
trong thành phần của thành hệ felspatolit I-II chúng ta xem xét các sản phẩm BCTĐ
kiềm-silic nhiệt độ cao-trung bình liên quaqn với các thể xâm nhập được xâm nhập ở các
lớp trên tươngv đối lạnh của vỏ quả đất.
Quá trình thạch sinh hình thành tổ hợp felspat kali-thạch anh ở các thể xâm nhập
được nguội lạnh bắt đầu ở nhiệt độ kết tinh của nó ( 900-6000C) và kết thúc với sự
chuyển thành chất lưu tới hạn trong dung dịch thực (450-3500C). Chất lưu được đặ trưng
bởi khoảng hẹp của giá trị pH vùng kiềm yếu, được xác định bởi độ bền vững hóa lý của
cộng sinh felsapt kali-thạch anh. Độ kiềm cao của chất lưu dần đến sự thay thế felspat
kali bằng muscovit [Serban I. P., 1975; Pavlov A. L., 1976.v.v]. Quá trình xảy ra với sự
tham gia rộng rãi của haloid và các cấu tử chất bốc khác. Hoạt tính cao trong các phản
ứng thay thế là SiO2 và kali, thứ đến là natri. Các nguyên tố kiềm thổ có khuynh hướng
chủ yếu là đưa đi dẫn tới sự phân hủy plagiocla và các khoáng vật màu nguyên sinh. Quá
trình alatkit hóa xảy ra với sự mọc xen của các tích tụ felsapt kali-thạch anh và một lượng
nhỏ biotit thành tạo mới [Marin Iu. B., 1976]. Quá trình albit hóa xảy ra tiếp theo nhận
thấy felspat kali với sự thành tạo pectit thay thế dạng riềm và các dạng khác.
Đây là một quá trình hoàn toàn được xác định về mặt hóa-lý trong điều kiện biến
đổi tiếp theo hoặc là quá trình kiềm hơn của felspat hóa, hoặc là BCTĐ acid greizen hóa.
Sản phẩm của các quá trình muộn hơn này thường phổ biến và thể hiện rõ trong các xâm
nhập đặc biệt thuộc thành hệ leucogranit-alatkit, granit kiềm và các thành hệ khác. Toàn
bộ các metasomatit kali-silic sớm nhất không thuộc quá trình được xem xét.

BCTĐ kiềm-silic nhiệt độ cao được thể hiện không chỉ trong apogranit, mà còn
trong đa số các xâm nhập granitoid như là quá trình hậu magma sớm nhất. Theo tài liệu
của V. A. Drorkina-Samaski [1975] dưới sự tác động của dung dịch kiềm sớm gây nên
biểu hiện microclin hóa, albit hóa và biotit hóa. Nhiệt độ felspat thành tạo mới đươpcj
đánh giá ở khoảng 800-6000C) (bảng 8)
Bảng 8:
Một vài thông số về sự thành tạo của các metasomatit (theo văn liệu)
Mức độ
10
9
8

7
6

5
4

3

2
1

Ký hiệu

Kiểu
BCTĐ

T0

thành tạo

Độ sâu biểu hiện

Argilizit

Ar

Acid

70-250

Nhỏ, gần bề mặt

Berezit hydrosericit
Quarzit thứ sinh
kaolinit
Argilizit

Brh
Qt1
Ar

Acid

100-300
70-250

Acid

180-300
220-400

Tên gọi metasomatit

sericit-

Brs
Qt2

Berezit sericit
Qurzit thứ sinh muscovit- Pch, Pchf Á kiềm
sericit
Pa, Paf
Propilit chlorit, chloritFch1,
Kiềm
epidot
Fch2
Propilit actinolit, actinolitfelspat
Fch
Acid
Albitit
chlorit,
eisit,
Gre
metasomatit albit-felsat kali,
TCh
Á kiềm
gumbeit, felspatophyr
Pk

Greizen
Fa1
Metasomatit turmalin-chlorit
Fa2
Propilit amphibol kiềm
Sc1
Á kiềm
Albitit
Sc2
Kalispatit actinolit
Sc
Scacnơ vôi
Scacnơ magne
Scacnơ không phân chia

Fk1
Fb

Kiềm
Kiềmsilic

150-250
150-400
200-300

300-450
320-440

Trung bình (6-3)

300-450
300-400
400-800
650-1000
400-1000
350-600
400-860

Albitit amphibol kiềm, fenit
Felspatolit biotit
Trong sự phát triển của quá trình được mô tả, sản phẩm cuối cùng của sự thay thế
thường có thành phần đa khoáng và thường bị thay thế bởi các thành tạo mới muộn hơn,


làm cho việc xây dựng cột BCTĐ khó xác định. Ở những giai đoạn sớm của quá trình xảy
ra sự phân hủy khoáng vật màu giàu oxyt sắt và titan. Tiếp theo là sự thay thế plagiocla
bởi felspat kali và albit có sự đưa đi calci vào dung dịch và tái kết tinh thạch anh. Albit
hóa và felspat hóa được bắt đầu muộn hơn. Các phân tách fluorit, apatit và các khoáng
vật phụ khác cũng có biểu hiện, và cả biotit theo mọc xen thạch anh-felspat.
Có thể xem là có hai mức nhiệt động biểu hiện BCTĐ kiềm-silic với các dấu hiệu
phân biệt rõ. Một mặt quá trình này xảy ra ở các khối granitoid kết tinh hạt vừa-lớn ở độ
sâu vừa, bị biến đổi greizen hóa ở những phần nông (apicalnưi). Mặt khác có thể phân
chia quá tình BCTĐ kiềm-silic xảy ra liên quan với các xâm nhập á sâu kiến trúc
porphyr, nó thường phát triển ở vùng ngoại tiếp xúc. Sự khác biệt vật chất, đặc điểm hóa
lý của hai quá trình nàydd]ơcj nghiên cứu chưa đầy đủ, bởi vậy chúng được gộp chung
dưới tên gọi thành hệ felspatolit I-II.
Thành hệ felspatolit III. Thành hệ felspatolit III hiện có môt số nhà nghiên cứu
không phân chia. Những biểu hiện BCTĐ kiềm-silic trong các điều kiện gần bề mặt có
các sản phẩm của nó phát triển tương đối rộng rãi trước tiên ở các đá núi lửa. Các thành
tạo này được đặc trưng bởi vành phân bố rộng, khác với albitit bà kalispatit của cùng mức

độ nhiệt động (thành hệ felspatit II-III) có các đới nhân thạch anh của các cột BCTĐ và
thành phần felspat-thạch anh của các metasomatit biểu hiện hoàn toàn. Điểm khác biệt
của nó là ngay cả khi biến đổi mạnh, thành tạo mới felspatolit vẫn giữ nguyên hình ảnh
kiến trúc-cấu tạo của đá ban đầu. Bởi thế các biến thể này của thành hệ được gọi tên là
kalifelspatophyr, albitophyr… Sự giống nhau của các thành hệ được so sánh là ở chỗ
thành hệ felspatit chứa trong thành phần của mình tướng felsapt-thạch anh và felspatthạch anh ngoài đới của cột BCTĐ, và thể hiện các dấu hiệu vật chất-kiến trúc của nó
khác với các thành tạo felsapt-thạch anh của thành hệ felspatolit không phải lúc nào cũng
được xác định. Các thành hệ này về nguyên tắc được phân biệt không chỉ theo các điều
kiện địa chất biểu hiện, sữ được trình bày ở các chương sau, mà còn theo đặc điểm hóal ý
của các quá trình thạch sinh hình thành chúng.
Biểu hiện BCTĐ kiềm-silic có đặc trưng diapazon hẹp của độ kiềm-độ silic của
dung dịch tác động [Serban I. P., 1975 .v.v.]. Nhưng diapazon này có giá trị pH kiềm
yếu, có lẽ, nó đặc trưng nhất cho thời đoạn xác định của quá trình nhiệt dịch phổ biến khu
vực. Quá trình xảy ra với sự tham gia rộng rãi của các cấu tử chất bốc. Hoạt tính cao
trong các phản ứng thay thế có Si, K, Na, và thường cả B và F, vắng mặt Fe3++. Phụ thuộc
vào tỷ lệ độ hoạt tính của K và Na phân biệt được ba biến thể BCTĐ kiềm-silic có sự
biểu hiện phổ biến như nhau trong tự nhiên: a) kali-silic; b) natri-silic, kali-natri-silic. Ở
điều kiện gần bề mặt, biểu hiện BCTĐ kali-silic trong các tầng núi lửa gần không khí
(subaerat) có sự thành tạo kalispatophyr theo mô tả của O. R. Úacov [1972]. Tổ hợp cộng
sinh felspat kali-thach anh –hematit đặc trưng cho thành tạo này đã đươ]cj chúng tôi xác
định trước đây [Pliusev E. V., Usacov O. R., 1967], sau đó việc nghiên cứu chi tiết về
hóa-lý thành tạo được tập hợp trong chuyên khảo dưới sự chủ biên của A. I. Tugarinov [
Điều kiện…, 1972]. Thực chất trong công trình này đánh giá pH của dung dịch bàng 6-8,
với nhiệt độ 3000C và hoạt tính Al(OH)3 được xác định là 10-3. Người ta nhận thấy sự


albit hóa về sau với sự có mặt chlorit và carbonat liên quan với một quá trình thạch sinh
mới (thành hệ eisit).
Cột BCTĐ của sự TĐBC nhiệt độ trung bình-thấp kali-silic ở điều kiện gần bề
mặt không biểu hiện rõ ràng. Trong một số trường hợp sự thay thế TĐBC được bắt đầu

với sự hình thành mọc xen có quy luật của thach anh với felspat (giả spherolit, khảm
biến dư, dạng chữ biến dư v.v.], và kết thúc với sự thành tạo các đám thạch anh với
felsapt sạch. Trong thạch anh nhận thấy có những lỗ rỗng lấp dầy bởi hydromica, fluorit,
hematit; các mạch lấp đầy đặc trưng là thạch anh-felspat kali-hematit. Quá trình tương tự
đối với vùng Quặng Altai được V. I. Trernov nghiên cứu [1974], ông ta việt rằng
“…thạch anh và adule thay thế thủy tinh ở trong một tổ hợp chặt chẽ với nhau”. Tại đây
xác định được sự biến đổi quan hệ chuyển tiếp (kalispatophyr và albitophyr), cả sự giống
điều kiện hình thành của nó với sự biến đổi của đá lục. Có lẽ có thể xem spilit và poeneit
là felspatolitoid đặc trưng. Khẳng định thực nghiệm của quá trình này được V. V.
Nasedkin và N. A. Kozưrin [1963] thực hiện, đã chỉ ra sự pjats triển của felspat natri-kali
với thạch anh ở obsidian dưới tác động của dung dịch kiềm ở nhiệt độ 270-4000C. Khi đó
dọc theo các khe nứt riêng biệt và mặt cắt khai đôi khi thành tạo những ổ thạch anh dạng
thấu kính có nhiều nét giống với các thành tạo tự nhiên.
Vấn đề về điều kiện thành tạo các thạch anh riêng biệt với các felspat sạch và sự
sạch tiếp theo là sự gắn liền thạch anh felspat, vẫn còn tranh luận. Cột BCTĐ đặc biệt này
tất cả được hình thành không từ các khe nứt trong đá, mà chuyển động của dung dịch
theo hướng ngược lại đến các khe nứt tiêu thoát. Trong trường hợp đó thành phần đới
không thạch anh là thành phần cân bằng với thành phần của dung dịch khởi htuyr. Còn
thành phyaanf đới felspat kali-thạch anh và dung dịch tương ứng chúng có độ kiềm cao,
chứ không phải độ acid cao. Cơ chế thành tạo như vậy là điển hình nhất cho BCTĐ kiềmsilic ở sâu (thành hệ felspatolit I-II). Không loại trừ rằng các cột BCTĐ đã được nghiên
cứu mô tả trong thành hệ propilit I-II, có thể là thuộc thành hệ này. Khi đó mẫu thuẫn
giữa thành phần á kiềm đặc trưng nhất của dung dịch khởi thủy và tính phân đới quan sát
được không còn (triệt tiêu). Đối với những thành hệ còn lại, bao gồm greizen, quarzit thứ
sinh, berezit, argilizit và felsaptit, kiểu chuẩn của BCTĐ hoàn toàn phù hợp với tài liệu
về thành phần dung dịch tác động cân bằng với các đới trong của cột này.
Phân loại thạch học các thành hệ biến chất trao đổi địa phương
Các phân loại LMF được xây dựng trên những cơ sở khác nhau. Ví dụ như trong
sự phân loai được xem là đầy đủ nhất của V. A. Zaricov và B. I. Omelianenko [1978]
phân chia ra các lớp LMF phụ thuộc vào kiểu hoạt động magma, phụ lớp thành hệ - theo
độ sâu hình thành; nhóm thành hệ - theo giai đoạn (stadi) của chu tình nhiệt dịch của D.

S. Korzinski; thành hệ BCTĐ thực thụ - chủ yếu theo các thông số hoá-lý. Nguyên tắc
phân chia LMF được trình bày trong công trình của D. S. Korzinski [1955], trong đó viết:
“ Hàng loạt các nghiên cứu địa chất và các tài liệu phân tích thực nghiệm cần thiết cho sự
phát triển lý thuyết hóa-lý của TĐBC…”. Tiếp tục hoàn thiện theo phương hướng này
trong việc ứng dụng để phân chia và phân loại các thành hệ BCTĐ đã được phản ánh
trong các công trình của V. A. Zaricov [1959], V. A. Zaricov và B. I. Omelianenko


[1965, 1978] và các nhà nghiên cứu khác. Các thành hệ BCTĐ theo quan niệm của các
nhà nghiên cứu đó là kết quả của sự tương tác hóa-lý của dung dịch nhiệt có thành phần
khởi thủy xác định tác động với các đá khác nhau trong một khoảng diapazon nhiệt độ và
áp suất là nguyên tắc cơ bản của TĐBC. Trong một số trường hợp sự biến đổi hoàn toàn
của các cấu tử linh động và sự biến thiên nhiệt độ được xem xetrs như là những nhân tố
phụ trợ. Vì vậy bản chất thạch học và việc xác định thành hệ BCTĐ được xác định theo
điều kiện nhiệt động học hình thành và theo kiểu thành tạo BCTĐ của đá ban đầu (rửa lũa
acid, BCTĐ kiềm và v.v.). Tương với các thông số đó là thành phần và cấu tạo của cột
BCTĐ. Tiếp theo mức hai được xây dựng liên quan với các đối tượng địa chất thực tế,
các biến cố và hoàn cảnh (xâm nhập hoặc kiểu magma, chế độ kiến tạo, thời kỳ phát triển
và v.v). Ở đây thể hiện rằng một loại metasomatit có thể liên quan với các hiện tượng địa
chất khác nhau, nó xảy ra trong quá trình thạch sinh khác nhau nhưng gần gũi về mặt hóa
lý. Vì vậy một thành hệ thạch học (scacnơ, quarzit thứ sinh, berezit và v.v.) có thể xuất
hiện tỏng các hoàn cảnh địa chất khác nhau. Bởi v ậy cần phải phân biệt phân loại thạch
học các metasomatit, phân loại thế hệ và cấu tạo sau (postroenie) trên cơ sở hóa-lý, được
dựa trên các cơ sở địa chất.
Phân loại LMF hợp lý nhất là theo thông số hóa-lý. Khi phân hcia như vậy, một
mặt là thể hiện mức độ nhiệt động học hình thành metasomatit, mặt khác – kiểu BCTĐ.
Các mức nhiệt động học. Nếu theo L. N. Ovtrinnicov [1968] và các nhà nghiên
cứu khác thì ranh giới dưới tối ưu của khu vực (sphera) hoạt động nhiệt dịch là 5-6km, thì
khoảng độ sâu từ ranh giới đó đến 3-4km có thể xem là độ sâu trung bình, cao hơn (đến
1-2km ) là độ sâu nhỏ và tiếp theo (đến bề mặt) là gần bề mặt. Theo các mức này ứng

dụng để phân chia các mỏ và phân chia các nhóm đá magma đặc trưng đi cùng với chúng
(granit hạt đều – granit porphyr-liparit và v.v.). Tất nhiên, giá trị tuyệt đối của ranh giới
này phụ thuộc vào nhiều điều kiện, nhưng nhìn chung có ba mức phân chia trường hoạt
động nhiệt dịch có ý nghĩa và kèm theo là điều kiện nhiệt độ biểu hiện chúng.
Với tư cách giới hạn nhiệt độ dưới của hoạt động nhiệt dịch có thể sử dụng nhiệt
độ kết tinh của dung thể magma granitoid được xâm nhập vào các lớp bên trên nguội lạnh
hơn của thạch quyển. Nhiệt độ này được đánh giá là 600-9000C. Giới hạn nhiệt độ quan
trọng (300-4000C), đặc trưng cho nhiệt độ không đổi tiếp xúc xâm nhập trong thời kỳ kết
tinh và nung nóng dần đá vây quanh, gần với nhiệt độ tới hạn của nước và là ranh giới
mỏ nhiệt độ cao (gipothermal) với mỏ nhiệt độ vừa (mezothermal). Tiếp theo có thể phân
giới hạn nhiệt độ 200-3000C, có sự phản ánh một phức hợp trong các thành tạo BCTĐND và phân chia các mỏ nhiệt độ vừa và mỏ nhiệt độ thấp (epithermal). Giới hạn nhiệt độ
trên cùng của hoạt động nhiệt dịch được xác định 50-1000C. Ranh giới nhiệt độ như vậy
được sử dụng để phân loại các mỏ nhiệt dịch [Lindgen W., 1933; Pảk G. F., MakDormod R. A., 1966 và v.v.]. Iu. V. Kazisưn [1972] sử dụng nó để phân loại các thành hệ
BCTĐ. Điều này đã chống lại tiêu chuẩn của B. I. Omelianenko [1978] trên cơ sở là nhiệt
độ tạo khoáng là dấu hiêu giả định, không quan sát được. Điều này khó có thể chấp thuận
, vì hiện nay nhiệtv độ tạo khoáng là một trong những thông số hóa-lý xác định tin cậy
nhất ( bảng 8). Nhưng thực tế ranh giới được phân chia có một khoảng rộng gián đoan
của ba mức nhiệt động học của hoạt động nhiệt dịch, thì lạ có những phản ánh vật chất-