Ответы на вопросы по минералогии

Минералогия - наука о природных химических соединениях - минералах, их составе, свойствах, особенностях и закономерностях физического строения (структуры), а также об условиях образования и изменения в природе. Главная задача М. - создание научных основ для поисков и оценки месторождений полезных ископаемых, их обогащения для практического использования в народном хозяйстве. М. - одна из старейших геологических наук, по мере развития которой от неё отделяются и вырастают новые самостоятельные науки. Так, в 19 в. от М. отделились кристаллография и петрография, в начале 20 в. - учение о полезных ископаемых, геохимия, а затем - кристаллохимия. М. наиболее широко использует законы и методы современной физики и химии, во многих отношениях она находится на стыке наук геологических и физико-химических циклов. Круг вопросов, охватываемых М., сложность и разнообразие минералов, а также методов их изучения, всё расширяющаяся сфера исследований, потребности практики геологоразведочных работ и народного хозяйства исторически определили возникновение в М. различных направлений.

Исторический очерк. М. возникла в глубокой древности в связи с практическими потребностями человечества, широко использовавшего камень для различных целей. Первые сведения о минеральных телах появились в трудах древнегреческих и древнеримских учёных. Аристотель и Теофраст описали свойства ряда минералов, связывая их происхождение с дымом и парами, вырывающимися из земных недр. Сведения о минералах содержатся также в "Естественной истории" Плиния Старшего (середина 1 в. н. э.). Поиски и добыча минерального сырья для выплавки металлов, а также для медицины и алхимии привели в раннем средневековье к расширению сведений о минералах и рудах Развитие М. в России тесно связано с именем М. В. Ломоносова, который впервые высказал положение о том, что главным определяющим признаком минерала должен быть химический состав. В работах М. В. Ломоносова ("Слово о рождении металлов от трясения Земли", 1757, "О слоях земных", 1763, и др.) указывается, что минералы в рудных жилах образуют естественные ассоциации, и появление одного из них служит "признаком" присутствия другого. В трудах В. М. Севергина химия как основа М. выдвигается на первый план. М. определяется как наука, изучающая состав и строение минеральных тел, их взаимоотношения в природных месторождениях и пути их практического применения. В. М. Севергиным впервые сформулировано (1798) понятие о парагенезисе ("смежности минералов") С конца 19 в. в связи со всё увеличивающимся спросом на различные виды сырья и усиление поисковых работ, старые методы описательной М. не могли удовлетворить потребности практики. Непрерывное совершенствование методов диагностики и исследования минералов позволило глубже изучить их свойства. Главное внимание стали уделять химии и свойствам минералов, законам изоморфизма и парагенезиса. Разработкой новых методических подходов и обобщающих теорий в М. мировая наука во многом обязана русской школе В. В. Докучаева, Е. С. Фёдорова, В. И. Вернадского, А. Е. Ферсмана. Огромное влияние на развитие современной М. оказали периодический закон Д. И. Менделеева и правило фаз Дж. У. Гиббса. По Вернадскому, М. есть химия земной коры, а минералы - продукты сложных природных реакций. Минерал непрерывно взаимодействует с окружающей его средой и сам изменяется при изменении физико-химических условий. Определяя парагенезис как выражение законов совместного нахождения минералов в природных ассоциациях, Вернадский по существу заново обобщил важнейшее научное положение современной М. Одновременно в М. стало складываться кристаллохимическое направление, тесно связанное с именем Федорова, который задолго до развития рентгеноструктурного анализа математически вывел все возможные (230) пространственные группы симметрии кристаллов. Однако проникновение в атомное строение кристалла стало возможным лишь после открытия дифракции рентгеновских лучей, законов кристаллизации солей из растворов (советский учёный Н. С. Курнаков

Новый этап развития М. в России наступил после Октябрьской революции 1917. Тесная связь с практикой горного дела, плановость в организации и осуществлении научных исследований определили быстрое развитие М. Были организованы новые научные минералогические центры и обширные регионально-минералогические работы по всей территории СССР под руководством А. Д. Архангельского, А. Е. Ферсмана, Н. М. Федоровского, С. С. Смирнова, Н. А. Смольянинова и многих др. Было открыто и освоено множество месторождений и горнорудных районов (Кольский полуостров, Якутия, С.-В. СССР, Кавказ, Средняя Азия и др.). Полученные при этом научные материалы послужили основой для развития теоретических обобщений по М. и геохимии, внедрения в практику методов изучения и обогащения рудного сырья, были освоены новые виды полезных ископаемых (нефелин, апатит, липарит, пирохлор, кианит, фенакит, бертрандит и др.), новые области использования минералов. Изучение термохимии и термодинамики природных процессов позволило выработать минералогические критерии для характеристики глубинных процессов, определения глубин и температурных условий процессов метаморфизма минералов, руд и горных пород (А. Е. Ферсман, Д. С. Коржинский и др.). Были показаны пути и возможности применения физико-химического анализа и эксперимента параллельно с геологическими наблюдениями для выяснения законов совместного образования минералов в геологических телах различного генезиса (А. Е. Ферсман, С. С. Смирнов, В. И. Смирнов, А. Г. Бетехтин, В. А. Николаев и др.), для выявления условий образования минералов в глубинах Земли при изменяющихся температурах, давлениях и концентрациях химических компонентов. Развитие учения о парагенезисе привело советских минералогов (А. Е. Ферсман, С. С. Смирнов, К. А. Власов, Ф. В. Чухров, И. И. Гинзбург и др.) к важным теоретическим обобщениям. К ним относятся: теория генезиса пегматитов и близких к ним образований, законы формирования зоны окисления рудных месторождений, изучение условий образования месторождений железа, никеля и др. минералов в современной коре выветривания. Известны работы советских учёных Я. В. Самойлова, В. И. Вернадского, Ф. В. Чухрова и др., посвященные роли живых организмов и коллоидных растворов в образовании минералов (руды марганца, железа, самородная сера и др.). Развитие понятия о типоморфизме минералов получило своё выражение в идеях о причинной связи и зависимости внешнего облика кристаллов, их агрегатов, химического состава и структурных особенностей минералов от условий их образования в той или иной геологической среде. На минеральных индивидах и агрегатах, в морфологии, в характерных проявлениях типоморфизма и в генетических признаках записана история зарождения, роста и изменения минералов и заключающих их месторождений (Г. Г. Леммлейн, Д. П. Григорьев, И. И. Шафрановский и др.). Обобщение результатов, полученных при изучении газово-жидких и многофазовых включений в минералах, позволило приблизиться к решению вопросов о характере, составе и термодинамических параметрах среды образования многих минералов в различных месторождениях (Н. П. Ермаков, Ю. А. Долгов и др.). Вскрывая связи между средой, условиями образования, составом, структурой и свойствами минералов, советские минералоги достигли существенных результатов в изучении реальной химической конституции и структуры кристаллических минералов, а также в установлении корреляционных связей между составом минералов, свойствами слагающих их атомов и ионов, кристаллохимической структурой и основными их физическими свойствами (Н. В. Белов, А. Е. Ферсман, В. С. Соболев, А. С. Поваренных, Е. К. Лазаренко и др.). Важные результаты получены советскими учёными при изучении минералов класса силикатов, сульфидов и их аналогов (Н. В. Белов, В. С. Соболев и др.), боратов, самородных элементов, кварца и других групп, минералов редких и редкоземельных элементов (Г. П. Барсанов, Е. И. Семенов, В. И. Герасимовский, А. И. Гинзбург и др.). Требования практики, использующей специальные свойства кристаллов (пьезоэлектрические, сегнетоэлектрические, полупроводниковые, двупреломляющие, "лазерные", вообще оптические и др.), определили развитие работ в направлении точного и всестороннего изучения физических свойств и влияния структурных особенностей реальных минералов (политипия, дислокация, дефекты в кристаллах, электронно-дырочные центры и др.) на изменение их физических свойств (А. С. Марфунин, Б. Б. Звягин и др.). Создана в содружестве с кристаллографами и физиками самостоятельная научная отрасль по синтезу кристаллов.

Основные направления. Описательная М. занимается изучением, накоплением и уточнением фактического материала, разработкой вопросов систематики; обобщением данных по морфологии, физическим свойствам минералов, их химическому составу, данных по изоморфизму, установлением причинных связей между составом, структурой и физическими свойствами у идеальных кристаллов и реальных минералов с дефектами кристаллической решётки. Особый раздел современной описательной М. составляет физика минералов, занимающаяся их исследованием с применением методов физики твёрдого тела. Генетическая М. выясняет условия, закономерности и процессы, приводящие к образованию определённых минеральных видов и минеральных ассоциаций - месторождений полезных ископаемых; определяет количественные значения физико-химических параметров (температуры, давления, химизм минералообразующей среды), характеризующих процесс возникновения минерала и помогающих познанию способа (механизма) его образования. Генетическая М. включает: учение о типоморфизме минералов; онтогенический и кристалломорфологический анализ, дающий информацию об истории формирования минеральных индивидов и агрегатов; исследование твёрдых и газово-жидких включений как источника информации о минералообразующей среде; анализ явлений полиморфизма и политипии; методы и принципы парагенетического анализа, получение энергетических и физико-химических характеристик минералов; установление геотермометров и геобарометров - минералов, по которым можно определять термодинамические параметры образования месторождений. Экспериментальная М. занимается моделированием природных процессов и изучением физико-химических систем с целью выяснения условий возникновения минералов в природе. К этому направлению близка новая область М. - синтез минералов (алмазов, кристаллов пьезокварца, оптического флюорита, рубинов, гранатов и др.), широко используемых в технике. Прикладная и технико-экономическая М. разрабатывает проблемы, связанные с вовлечением в промышленное использование новых минеральных видов, с проведением минералогических исследований, направленных на более полное комплексное использование минерального сырья и повышенное извлечение его полезных компонентов; включает минералогическое картирование месторождений с целью выделения технологических сортов руд; изучение зависимости технологических свойств минералов от их состава и структуры, исследование растворимости, магнитных и других свойств, поведение минералов в процессе обогащения руд и химико-технологической переработки концентратов (например, при обжиге, воздействии кислот); рассматривает также вопросы применения минералогических критериев для поисков и оценки месторождений полезных ископаемых (например, типоморфизм минералов, законы парагенезиса и др.), разрабатывает специальные минералогические методы поисков (термолюминесценция, фотолюминесценция, радиационные и др.). Региональная М. обобщает минералогическое изучение определённых территорий и рудных провинций для установления закономерностей распределения минералов и их ассоциаций в связи с историей геологического развития региона; входит как составная часть в общий комплекс металлогенических исследований (см. Металлогения). М. космических тел. Развитие этого направления стало возможным только с момента получения образцов лунных пород (см. Луна), исследования которых позволили сделать первые обобщения об особенностях минералообразования на поверхности Луны и в верхних слоях лунной коры. Большое значение имеет также изучение минерального состава метеоритов. Ни одно из указанных направлений не может плодотворно развиваться без совершенствования существующих и разработки новых методов минералогических исследований и соответствующих приборов, в том числе экспресс-методов полевой и лабораторной диагностики, а также развития прецизионных физических и аналитических методов исследования минералов.

Минерал - природное тело: - приблизительно однородное по химическому составу и по физическим свойствам; - образующееся в глубинах и на поверхности Земли. Известны около 3000 видов минералов. Наиболее распространены: силикаты, оксиды и гидроксиды, сульфиды, фосфаты, карбонаты. лат.Minera - руда

Горная порода - природный агрегат минералов более или менее постоянного минералогического и химического состава, образующий самостоятельное геологическое тело в земной коре. По происхождению выделяют магматические, осадочные и метаморфические горные породы.

Геосферы - концентрические, сплошные или прерывистые оболочки Земли, различающиеся между собой по химическому составу, агрегатному состоянию и физическим свойствам, возникшие в результате дифференциации вещества Земли под действием ее гравитационного поля в условиях разогрева земных недр: ядро Земли, мантия Земли, земная кора, гидросфера, атмосфера, магнитосфера, биосфера. Некоторые геосферы подразделяются на сферы второго порядка. С целью разграничения объектов исследования различные естественные науки выделяют литосферу, биосферу, техносферу и ноосферу.

Соответственно радиус ядра составляет 3471 км. Верхней границей мантии служит сейсмический раздел Мохоровичича (Мохо, М), выделенный югославским сейсмологом А. Мохоровичичем (1857-1936) еще в 1909 году. Он отделяет земную кору от мантии. На этом рубеже скорости продольных волн, прошедших через земную кору, скачкообразно увеличиваются с 6,7-7,6 до 7,9-8,2 км/с, однако происходит это на разных глубинных уровнях. Под континентами глубина раздела М (то есть подошвы земной коры) составляет первые десятки километров, причем под некоторыми горными сооружениями (Памир, Анды) может достигать 60 км, тогда как под океанскими впадинами, включая и толщу воды, глубина равна лишь 10-12 км. Вообще же земная кора в этой схеме вырисовывается как тонкая скорлупа, в то время как мантия распространяется в глубину на 45% земного радиуса.

Но в середине XX века в науку вошли представления о более дробном глубинном строении Земли. На основании новых сейсмологических данных оказалось возможным разделить ядро на внутреннее и внешнее, а мантию - на нижнюю и верхнюю (рис. 1). Эта модель, получившая широкое распространение, используется и в настоящее время. Начало ей положил австралийский сейсмолог К.Е. Буллен, предложивший в начале 40-х годов схему разделения Земли на зоны, которые обозначил буквами: А - земная кора, В - зона в интервале глубин 33-413 км, С - зона 413-984 км, D - зона 984-2898 км, Д - 2898-4982 км, F - 4982-5121 км, G - 5121-6371 км (центр Земли). Эти зоны отличаются сейсмически ми характеристиками. Позднее зону D он разделил на зоны D' (984-2700 км) и D" (2700-2900 км). В настоящее время эта схема значительно видоизменена и лишь слой D" широко используется в литературе. Его главная характеристика - уменьшение градиентов сейсмических скоростей по сравнению с вышележащей областью мантии.

Рис. 1. Схема глубинного строения Земли

Внутреннее ядро, имеющее радиус 1225 км, твердое и обладает большой плотностью - 12,5 г/см³. Внешнее ядро жидкое, его плотность 10 г/см³. На границе ядра и мантии отмечается резкий скачок не только в скорости продольных волн, но и в плотности. В мантии она снижается до 5,5 г/см³. Слой D", находящийся в непосредственном соприкосновении с внешним ядром, испытывает его влияние, поскольку температуры в ядре значительно превышают температуры мантии. Местами данный слой порождает огромные, направленные к поверхности Земли сквозь мантийные тепломассопотоки, называемые плюмами. Они могут проявляться на планете в виде крупных вулканических областей, как, например, на Гавайских островах, в Исландии и других регионах.

Верхняя граница слоя D" неопределенна; ее уровень от поверхности ядра может варьировать от 200 до 500 км и более. Таким образом, можно заключить, что данный слой отражает неравномерное и разноинтенсивное поступление энергии ядра в область мантии.

Границей нижней и верхней мантии в рассматриваемой схеме служит сейсмический раздел, лежащий на глубине 670 км. Он имеет глобальное распространение и обосновывается скачком сейсмических скоростей в сторону их увеличения, а также возрастанием плотности вещества нижней мантии. Этот раздел является также и границей изменений минерального состава пород в мантии.

Таким образом, нижняя мантия, заключенная между глубинами 670 и 2900 км, простирается по радиусу Земли на 2230 км. Верхняя мантия имеет хорошо фиксирующийся внутренний сейсмический раздел, проходящий на глубине 410 км. При переходе этой границы сверху вниз сейсмические скорости резко возрастают. Здесь, как и на нижней границе верхней мантии, происходят существенные минеральные преобразования. Верхнюю часть верхней мантии и земную кору слитно выделяют как литосферу, являющуюся верхней твердой оболочкой Земли, в противоположность гидро- и атмосфере. Благодаря теории тектоники литосферных плит термин "литосфера" получил широчайшее распространение. Теория предполагает движение плит по астеносфере - размягченном, частично, возможно, жидком глубинном слое пониженной вязкости. Однако сейсмология не показывает выдержанной в пространстве астеносферы. Для многих областей выявлены несколько астеносферных слоев, расположенных по вертикали, а также прерывистость их по горизонтали. Особенно определенно их чередование фиксируется в пределах континентов, где глубина залегания астеносферных слоев (линз) варьирует от 100 км до многих сотен. Под океанскими абиссальными впадинами астеносферный слой лежит на глубинах 70-80 км и менее. Соответственно нижняя граница литосферы фактически является неопределенной, а это создает большие трудности для теории кинематики литосферных плит, что и отмечается многими исследователями.

Таковы основы представлений о строении Земли, сложившиеся к настоящему времени. Далее обратимся к новейшим данным в отношении глубинных сейсмических рубежей, представляющих важнейшую информацию о внутреннем строении планеты.

Кларки элементов, числа, выражающие среднее содержание химических элементов в земной коре, гидросфере, Земле в целом, космических телах и др. геохимических или космохимических системах. Различают весовые (в %, в г/т или в г/г) и атомные (в % от числа атомов) кларки. Обобщение данных по химическому составу различных горных пород, слагающих земную кору, с учётом их распространения до глубин 16 км впервые было сделано американским учёным Ф. У. Кларком (1889). Полученные им цифры процентного содержания химических элементов в составе земной коры, впоследствии несколько уточненные А. Е. Ферсманом, по предложению последнего были названы числами Кларка или кларками. Средние содержания элементов в земной коре, в современном понимании её как верхнего слоя планеты выше границы Мохоровичича (см. Мохоровичича поверхность), вычислены А. П. Виноградовым (1962), американским учёным С. Р. Тейлором (1964), немецким - К. Г. Ведеполем (1967) (см. табл.). Преобладают элементы малых порядковых номеров: 15 наиболее распространённых элементов, кларки которых выше 100 г/м, обладают порядковыми номерами до 26 (Fe). Элементы с чётными порядковыми номерами слагают 87% массы земной коры, а с нечётными - только 13%. Средний химический состав Земли в целом рассчитывался на основании данных о содержании элементов в метеоритах (см. Геохимия). Так как К. элементов служат эталоном сравнения пониженных или повышенных концентраций химических элементов в месторождениях полезных ископаемых, горных породах или целых регионах, знание их важно при поисках и промышленной оценке месторождений полезных ископаемых; они позволяют также судить о нарушении обычных отношений между сходными элементами (хлор - бром, ниобий - тантал) и тем самым указывают на различные физико-химические факторы, нарушившие эти равновесные отношения.

Миграция элементов, перемещение и перераспределение химических элементов в земной коре и на её поверхности. Термин введён А. Е. Ферсманом в 1923. М. э. может происходить в жидкой фазе (в расплавах, в гидротермальных растворах, в подземных и поверхностных водах), в газообразной фазе (с вулканическими газами и фумаролами, газами минеральных источников, нефтяных месторождений и разлагающихся органических соединений) и в твёрдой фазе (в результате диффузии и перекристаллизации). Перенос в твёрдом виде идёт главным образом механически (осыпи, водные потоки, пыль и т.д.). В водных растворах элементы перемещаются в виде ионов, молекул и коллоидных частиц, в газах — в форме молекул и аэрозолей. Миграционная способность у разных элементов различна; она зависит от природы химических соединений и физико-химических условий, в которых мигрируют элементы. В результате М. э. происходит вынос и рассеяние (см. Рассеянные элементы) одних и накопление других химических элементов, часто с образованием промышленных месторождений. Интенсивная М. э. наблюдается при процессах метасоматизма, химической дифференциации в морских водоёмах и т.д. В М. э., происходящей под влиянием внешних процессов, большую роль играют биогеохимические процессы. На закономерностях М. э. основываются методы геохимических поисков полезных ископаемых.

СПОСОБЫ ОБРАЗОВАНИЯ МИНЕРАЛОВ

Минералы — продукты природных физико-химических процессов, и условия, при которых они возникают, разнообразны. Эти условия определяются концентрацией компонентов, температурой, давлением, взаимодействием с вмещающими породами. Поскольку минералы — твердые кристаллические тела, способы их образования сводятся к фазовым переходам вещества из жидкого в твердое или из газообраз¬ного в твердое, или из твердого в твердое. Особенно широко распрост¬ранено образование минералов при фазовом переходе вещества из жидкого в твердое. Примером может служить кристаллизация магмы и формирование изверженных горных пород. При остывании магмы возникает множество центров кристаллизации, в результате чего обра¬зуется кристаллически-зернистая горная порода. Другой пример крис¬таллизации из жидкости — формирование минеральных ассоциаций, возникших при отложении минералов из гидротермальных растворов. Кристаллизация различных солей при испарении воды также может служить хорошим примером образования минералов из растворов. Ми¬нералы могут возникать и из коллоидных растворов, при этом появля¬ются характерные колломорфные структуры.

Возникновение минералов из газовой фазы наглядно видно на примерах образования серы в вулканических аппаратах (вулканы Кам¬чатки, Курильских островов), а также нашатыря (NH4CI), сассолина Нз[В03], киновари HgS и т. д. Но самым лучшим примером явля¬ется образование снега: снежинки представляют собой скелетные кри¬сталлики льда.

Образование минералов при переходе из твердого состояния в твердое происходит в процессах перекристаллизации, метаморфизма и метасоматоза, когда одни минералы разрушаются и образуются новые. Эти процессы происходят при участии водных растворов. При метамор¬физме под влиянием давления и температуры без изменения химическо¬го состава известняк переходит в мрамор, кварцевый песок — в квар¬цит, глинистые сланцы — в филлиты и слюдяные сланцы. Раскристаллизация стекол эффузивных пород и гелей в условиях их старения также является примером образования минералов из твердой фазы.

При метасоматических процессах замещение ранее образованных минералов новыми под влиянием газовых и водных растворов проис¬ходит с изменением их химического состава. Метасоматические процессы характерны как для глубинных, так и для поверхностных условий. И, наконец, образование минералов может происходить при полиморфных превращениях и распаде твердых растворов.

ЭНДОГЕННЫЕ ПРОЦЕССЫ МИНЕРАЛООЕРАЗОВАНИЯ Наши знания об эндогенных процессах минералообразования основываются на представлениях о деятельности магматических очагов, располагающихся в нижних частях земной коры. Сами процессы, совершающиеся на значительных глубинах, недоступны нашему наблюдению. Лишь в районах действующих на земной поверхности вулканов мы можем получить некоторые данные, позволяющие иметь суждения о глубинных процессах. С другой стороны, данные изучения состава, структурных особенностей,

условий залегания и взаимоотношений различных изверженных пород и пространственно связанных с ними месторождений полезных ископаемых также дают возможность получить некоторые представления (в соответствии с физико-химическими законами) о закономерностях, свойственных эндогенным процессам минералообразования. Согласно этим представлениям, магмы являются сложными по составу

силикатными огненно-жидкими расплавами, в которых принимают участие и летучие составные части.

В тех случаях, когда значительные массы магмы в силу тех или иных причин, не достигая самой поверхности, проникают в верхние части земной коры, они под большим внешним давлением подвергаются медленному остыванию и дифференциации, продукты которой в результате кристаллизации дают начало различным изверженным силикатным породам. При этом тяжелые металлы (такие, как Sn, W, Mo, Ди, Ag, Pb, Zn, Си и др.)> присутствующие в магмах в ничтожных количествах, с летучими компонентами (Н2О, S, F, C1, В и др.) образуют летучие соединения и по мере кристаллизации магмы концентрируются в верхних частях магматических очагов. В одних случаях с их помощью образуются остаточные силикатные растворы,

при кристаллизации, которых возникают так называемые пегматиты, содержащие минералы с F, В, Be, Li, Zr, а иногда с редкоземельными элементами, и др. В других случаях они в виде газообразных продуктов удаляются из магматических очагов, оказывая сильные контактные воздействия на вмещающие породы, с которыми вступают в химические реакции. Наконец, в виде водных растворов—гидротерм—они уносятся вдоль трещин в кровлю над магматическими массивами, образуя нередко богатые месторождения

главным образом металлических полезных ископаемых. Лишь немногие тяжелые металлы остаются в магме и в процессе ее дифференциации концентрируются в некоторых горных породах внутри магматических массивов.

В тех случаях, когда магма достигает земной поверхности и изливается в виде лав, летучие компоненты, освобождающиеся при этом, уходят в атмосферу.

В соответствии с указанной последовательностью развития магматического цикла явлений различают следующие этапы эндогенных процессов минералообразования: 1) магматический (в собственном смысле слова),

2) пегматитовый и 3) пневматолито-гидротермальный.

1. Магматические процессы совершались во все геологические эпохи и приводили к образованию огромных масс изверженных горных пород.

По условиям образования различают, прежде всего, две главные группы этих пород: а) эффузивные (экструзивные), т. е. излившиеся на земную поверхность в виде лав или застывшие в непосредственной близости ее в условиях низкого внешнего давления, и б) интрузивные, застывшие на глубине под высоким давлением в виде больших грибообразных, иластообразных и неправильной формы массивов. Эффузивные породы при быстром остывании не успевают полностью раскристаллпзоваться и потому в своем составе содержат в том или ином количестве вулканическое стекло и часто обильные округлые пустоты (в пузыристых лавах), свидетельствующие о выделении газообразных продуктов вследствие резкого уменьшения внешнего давления. Интрузивные породы, наоборот, представляют собой

полнокристаллические породы.

Явления дифференциации в магмах, как было указано, приводят к образованию различных по химическому и минеральному составу и удельному весу горных пород. В зависимости от содержания кремнезема и других

компонентов среди изверженных пород различают:

а) ультраосновные, богатые MgO и FeO, но наиболее бедные SiO2 (дуниты, пироксениты—в интрузивных и пикриты—в эффузивных комплексах);

б) основные, более богатые SiO2 и богатые А12О3 и СаО, но более бедные MgO, FeO (габбро, нориты—в интрузивных и базальты, диабазы, порфириты—в эффузивных комплексах), и

в) кислые, богатые SiO2 и обогащенные щелочами, но более бедные по сравнению с предыдущими СаО, FeO, MgO (граниты, гранодиориты и другие породы—в интрузивных, липариты, кварцевые порфиры и прочие породы—в эффузивных комплексах).

В ряде интрузивных массивов, где дифференциация магмы проявилась более совершенно, кислые разности пород располагаются в верхних частях, а более тяжелые по удельному весу основные и ультраосновные породы—в более глубоких частях, у постели массивов. Рудные месторождения магматического происхождения встречаются лишь в ультраосновных и основных изверженных породах. К ним принадлежат месторождения Cr, Pt и других металлов платиновой группы, Gu,Ni,Go, Fe, Ti и др. а из неметаллических полезных ископаемых—месторождения алмаза, фосфора в щелочных породах и др.

2. Процессы образования пегматитов протекают в верхних краевых частях магматических массивов и притом в тех случаях, когда эти массивы формируются на больших глубинах (несколько километров от поверхности Земли) > в условиях высокого внешнего давления, способствующего удержанию летучих компонентов в магме в растворенном состоянии. Пегматиты как геологические тела наблюдаются в виде жил или неправильной формы залежей, иногда штоков, характеризующихся необычайной крупнозернистостью минеральных агрегатов. Мощность жилообразных тел достигает нередко нескольких метров, а по простиранию они обычно прослеживаются на десятки, реже сотни метров. Большей частью пегматитовые тела располагаются среди материнских изверженных пород, но иногда встречаются в виде жилообразных тел и во вмещающих данный интрузив породах.

Необходимо указать, что пегматитовые образования наблюдаются среди интрузивных пород самого различного состава, начиная от ультраосновных и кончая кислыми. Однако наибольшим распространением пользуются пегматиты в кислых и щелочных породах. Пегматиты основных пород не имеют практического значения.

По своему составу пегматиты немногим отличаются от материнских пород—главная масса их состоит из тех же породообразующих минерал об. Лишь второстепенные (по количеству) минералы, да и то не во всех типах пегматитов, существенно отличаются по составу, так как содержат в себе ценные редкие химические элементы, часто в ассоциации с минералами, содержащими летучие компоненты. Так, например, в гранитных пегматитах в дополнение к главнейшим породообразующим минералам (полевые шпаты, кварц, слюды) наблюдаются фтор - и борсодержащие соединения

1 С этим понятием о пегматите нельзя смешивать чисто структурный термин «пегматит», как смесь кварца и полевого шпата, закономерно проросших друг друга и, притом, в определенных количественных соотношениях («письменный гранит», «еврейский камень»). Подобные образования распространены главным образом в гранитных пегматитах, топаз, турмалин), минералы бериллия (берилл), лития (литиевые слюды)„ иногда редких земель, ниобия, тантала, олова, вольфрама и др. Во многих пегматитовых телах наблюдается зональное строение и довольно закономерное распределение минералов. Например, в пегматитах Мурзинского района на Урале (рис. 51) внешние зоны у контакта с вмещающими гранитами сложены светлой тонкозернистой породой (аплитом). Ближе к центральной части жилы они сменяются зонами «письменного гранита» (кварца и полевого шпата, закономерно проросших друг друга).

Далее следуют зоны крупнокристаллических масс полевого шпата и кварца. В центральных участках пегматитовой жилы встречаются полости («занорыши»), стенки которых устланы друзами крупных хорошо образованных кристаллов горного хрусталя, топаза и других драгоценных камней.

В тех случаях, когда пегматиты проникают во вмещающие интрузив породы, особенно богатые щелочными землями (MgO, СаО), их минеральный состав существенно отличается от состава пегматитов, залегающих в материнских породах. Парагенезис минералов в этих случаях указывает на активные реакции, происходившие в процессе взаимодействия растворов с вмещающими породами. Устанавливаются такие ассоциации минералов, в составе которых участвуют не только элементы магмы (Si, A1, щелочи и др.), но и боковых пород (MgO и СаО), которые на контакте с пегматитами сами сильно изменяются. Такого рода пегматиты, по классификации А. Е. Ферсмана, относятся к пегматитам «линии скрещения», в отличие от вышерассмотренных «пегматитов чистой линии». Происхождение пегматитов еще нельзя считать до конца разгаданным. А. Е. Ферсман рассматривал их как продукт кристаллизации остаточных расплавов, обогащенных летучими соединениями. В последнее время А. Н. Заварицкий на основании физико-химических соображений допускает возможность образования крупнокристаллических масс путем перекристаллизации под влиянием газов магматического остатка, получающегося в процессе кристаллизации материнской магмы. Однако в том и другом случаях пегматиты образуются в конце собственно магматического процесса и занимают как бы промежуточное положение между глубинными магматическими породами и рудными гидротермальными месторождениями.

3. Пневматолите -гидротермальные процессы по существу являются уже явно постмагматическими, т. е. протекают после того, как главный процесс кристаллизации магмы в глубинном массиве в основном закончился. Явления пневматолиза («пневма» по-гречески — газ) могут иметь место в тех случаях, когда расплавы, насыщенные летучими компонентами, кристаллизуются в условиях сильно пониженного внешнего давления. Вследствие этого в известный момент возникает парообразование и происходит дистилляция (перегонка) вещества. Процессы этого рода должны совершаться в тех случаях, когда магмы застывают на средних или небольших глубинах, либо при извержениях у земной поверхности. В первом случае летучие соединения устремляются к вмещающим породам и, химически реагируя с ними, производят так называемый контактовый метаморфизм. При этом в боковых породах и в кровле пропитывающихся растворами, протекают химические реакции. Степень метаморфизма и состав получающихся продуктов в значительной мере зависят не столько от температуры, сколько от химической активности раствора и состава реагирующих с ними пород. Наблюдениями установлено, что наиболее интенсивные изменения происходят среди контактирующих с магматическими массивами известняков и других известковистых пород. В результате реакций в этих случаях путем замещения или, как говорят, метасоматоза образуются так называемые скарны, состоящие преимущественно из силикатов Са, Fe, A1 и др. Химический состав их показывает, что источником для их образования послужили как вмещающие породы (известняки, доломиты и др.), так и составные части магмы. Характерно, что вдоль контакта, как это показали наши ученые (А. Н. Заварицкий и Д. С. Коржинский), одновременно происходит изменение и в интрузивных породах, успевших застыть к моменту проявления описываемого процесса. При этом минералы магматических пород замещаются новообразованиями, состав которых показывает, что имеет место принос элементов из карбонатных толщ (Ga, Mg). В связи со скарнами нередко образуются крупные месторождения иногда вольфрама, молибдена и некоторых других металлов.

Во втором случае, т. е. когда магмы извергаются на земную поверхность, явления пневматолиза, естественно, достигают максимального значения. Огромные количества летучих соединений выносятся в атмосферу. Однако в трещинах остывших лав, на стенках кратеров вулканов и в окружающих других породах часто можно наблюдать образование продуктов возгона (сублимации) таких минералов, как самородная сера, нашатырь, минералы бора и др. Отмечаются и метасоматические реакции, но они выражены слабее, нежели в предыдущем случае. Гидротермальные процессы в глубинных условиях развиваются в кровле, на некотором удалении от непосредственного контакта с изверженными породами. Остаточные парообразные растворы, используя для своего продвижения системы трещин, возникающих при внедрениях магмы в кровле магматических очагов, постепенно охлаждаются, сжижаются, превращаясь в горячие водные растворы—гидрорастворы—гидротермы.

Наиболее благоприятные условия для проявления гидротермальных процессов создаются на малых и средних глубинах (до 3—5 км от поверхности). Главная масса гидротермальных * образований пространственно и генетически связана с интрузивами кислых пород (гранитов, гранодиоритов и др.).

Сфера циркуляции раствора, начинаясь почти от верхних частей магматических очагов, достигает иногда дневной поверхности. В районах проявления недавнего вулканизма до сих пор действуют горячие минерализованные источники, отлагающие кремнистые осадки с. весомыми количествами сернистых соединений Hg, Sb, As, Pb, Cu и др. (Стимбот-Спрингс в Неваде, Сольфор-Бэнк в Калифорнии и др.)-

По мере удаления от магматических очагов в сторону земной поверхности гидротермальные растворы встречают среду, постепенно обогащающуюся кислородом;. при этом внешнее давление соответственно падает; температуры снижаются предположительно от 400 до нескольких десятков градусов. Эти факторы, естественно, влияют на ход химических реакций и на минеральный состав гидротермальных образований. По преобладанию тех или иных ассоциаций минералов эти образования совершение условно делят на высоко-, средне- и низкотемпературные. Это, конечно, не означает того, что среди высокотемпературных образований не могут встречаться ассоциации минералов, кристаллизующихся при низких температурах. Даже в пегматитах и контактово-метаморфических образованиях всегда устанавливаются более низкотемпературные минералы гидротермального происхождения. Они свидетельствуют лишь о заключительных стадиях процесса отложения минералов, начавшегося при высоких температурах. Образование гидротермальных растворов продолжается, очевидно, весьма длительное время—в течение всей жизни магматического очага. На основании анализа фактических данных о соотношениях различных месторождений, составляющих один рудный узел, С. С. Смирнов пришел к выводу о пульсирующем, прерывистом движении РУДОНОСНЫХ растворов. Об этом говорят нередко наблюдающиеся признаки наложения более поздних этапов минерализации на более ранние. Формы минеральных тел зависят от конфигурации выполняемых пустот и, отчасти, от состава горных пород, в которых происходит циркуляция

растворов. В случае заполнения трещин образуются прерывающиеся жилы, корни которых иногда залегают в верхних частях магматических массивов. При отложении минералов в мельчайших порах и пустотах образуются вкрапленники. Если растворы на своем пути встречают химически легко реагирующие породы (например, известняки), то возникают часто неправильной формы метасоматические залежи. Если растворы внезапно попадают в большие раскрывшиеся полости, то вследствие резкого уменьшения давления должно происходить массовое испарение растворителя (воды), а в связи с этим, по крайней мере, в первое время, резкое пересыщение растворов и выпадение коллоидальных масс. Действительно, признаки метаколлоидных образований на стенках жил встречаются очень часто, особенно в тех случаях, когда эти процессы были связаны с неглубоко залегающими интрузивами. Широко распространены также пустоты с друзами различных кристаллов.

Минеральный состав гидротермальных месторождений крайне разнообразен. Жилы в подавляющем большинстве случаев представлены массами кварца, которые включают в себе скопления разнообразных минералов, чаще всего сернистых соединений металлов. Нужно сказать, что именно из гидротермальных месторождений добывается главная масса руд редких (W, Mo, Sn, Bi, Sb, As, Hg отчасти Ni, Go), цветных (Си, Pb, Zn), благородных (Аи и Ag), а также радиоактивных металлов (U, Ra, Th).

1. Магматические процессы совершались во все. Геологические эпохи и приводили к образованию огромных масс изверженных горных пород.

По условиям образования различают, прежде всего, две главные группы этих пород: а) эффузивные (экструзивные), т. е. излившиеся на земную поверхность в виде лав или застывшие в непосредственной близости ее в условиях низкого внешнего давления, и б) интрузивные, застывшие на глубине под высоким давлением в виде больших грибообразных, иластообразных и неправильной формы массивов. Эффузивные породы при быстром остывании не успевают полностью раскристаллизоваться и потому в своем составе содержат в том или ином количестве вулканическое стекло и часто обильные округлые пустоты (в пузыристых лавах), свидетельствующие о выделении газообразных продуктов вследствие резкого уменьшения внешнего давления. Интрузивные породы, наоборот, представляют собой полнокристаллические породы.

Явления дифференциации в магмах, как было указано, приводят к образованию различных по химическому и минеральному составу и удельному весу горных пород. В зависимости от содержания кремнезема и других

компонентов среди изверженных пород различают:

а) ультраосновные, богатые MgO и FeO, но наиболее бедные SiO2 (дуниты, пироксениты—в интрузивных и пикриты—в эффузивных комплексах);

б) основные, более богатые SiO2 и богатые А12О3 и СаО, но более бедные MgO, FeO (габбро, нориты—в интрузивных и базальты, диабазы, порфириты—в эффузивных комплексах), и

в) кислые, богатые SiO2 и обогащенные щелочами, но более бедные по сравнению с предыдущими СаО, FeO, MgO (граниты, гранодиориты и другие породы—в интрузивных, липариты, кварцевые порфиры и прочие породы—в эффузивных комплексах).

В ряде интрузивных массивов, где дифференциация магмы проявилась более совершенно, кислые разности пород располагаются в верхних частях, а более тяжелые по удельному весу основные и ультраосновные породы—в более глубоких частях, у постели массивов. Рудные месторождения магматического происхождения встречаются лишь в ультраосновных и основных изверженных породах. К ним принадлежат месторождения Cr, Pt и других металлов платиновой группы, Gu,Ni,Go, Fe, Ti и др. а из неметаллических полезных ископаемых—месторождения алмаза, фосфора в щелочных породах и др.

Процессы образования пегматитов протекают в верхних краевых частях магматических массивов и притом в тех случаях, когда эти массивы формируются на больших глубинах (несколько километров от поверхности Земли) > в условиях высокого внешнего давления, способствующего удержанию летучих компонентов в магме в растворенном состоянии. Пегматиты как геологические тела наблюдаются в виде жил или неправильной формы залежей, иногда штоков, характеризующихся необычайной крупнозернистостью минеральных агрегатов. Мощность жилообразных тел достигает нередко нескольких метров, а по простиранию они обычно прослеживаются на десятки, реже сотни метров. Большей частью пегматитовые

тела располагаются среди материнских изверженных пород, но иногда встречаются в виде жилообразных тел и во вмещающих данный интрузив породах.

Необходимо указать, что пегматитовые образования наблюдаются среди интрузивных пород самого различного состава, начиная от ультраосновных и кончая кислыми. Однако наибольшим распространением пользуются пегматиты в кислых и щелочных породах. Пегматиты основных пород не имеют практического значения. По своему составу пегматиты немногим отличаются от материнских пород—главная масса их состоит из тех же породообразующих минералов. Лишь второстепенные (по количеству) минералы, да и то не во всех типах пегматитов, существенно отличаются по составу, так как содержат в себе ценные редкие химические элементы, часто в ассоциации с минералами, содержащими летучие компоненты. Так, например, в гранитных пегматитах в дополнение к главнейшим породообразующим минералам (полевые шпаты, кварц, слюды) наблюдаются фтор - и борсодержащие соединения топаз, турмалин), минералы бериллия (берилл), лития (литиевые слюды) иногда редких земель, ниобия, тантала, олова, вольфрама и др.

Во многих пегматитовых телах наблюдается зональное строение и довольно закономерное распределение минералов. Например, в пегматитах Мурзинского района на Урале внешние зоны у контакта с вмещающими гранитами сложены светлой тонкозернистой породой (аплитом).

Ближе к центральной части жилы они сменяются зонами «письменного гранита» (кварца и полевого шпата, закономерно проросших друг друга). Далее следуют зоны крупнокристаллических масс полевого шпата и кварца. В центральных участках пегматитовой жилы встречаются полости («занорыши»), стенки которых устланы друзами крупных хорошо образованных кристаллов горного хрусталя, топаза и других драгоценных камней.

В тех случаях, когда пегматиты проникают во вмещающие интрузив породы, особенно богатые щелочными землями (MgO, СаО), их минеральный состав существенно отличается от состава пегматитов, залегающих в материнских породах. Парагенезис минералов в этих случаях указывает на активные реакции, происходившие в процессе взаимодействия растворов с вмещающими породами. Устанавливаются такие ассоциации минералов, в составе которых участвуют не только элементы магмы (Si, A1, щелочи и др.), но и боковых пород (MgO и СаО), которые на контакте с пегматитами сами сильно изменяются. Такого рода пегматиты, по классификации А. Е. Ферсмана, относятся к пегматитам «линии скрещения», в отличие от вышерассмотренных «пегматитов чистой линии».

Происхождение пегматитов еще нельзя считать до конца разгаданным. А. Е. Ферсман рассматривал их как продукт кристаллизации остаточных расплавов, обогащенных летучими соединениями. В последнее время А. Н. Заварицкий на основании физико-химических соображений допускает возможность образования крупнокристаллических масс путем перекристаллизации под влиянием газов магматического остатка, получающегося в процессе кристаллизации материнской магмы. Однако в том и другом случаях пегматиты образуются в конце собственно магматического процесса и занимают как бы промежуточное положение между глубинными магматическими породами и рудными гидротермальными месторождениями.

-Процессы метасоматоза широко распространены при формировании пегматитов и гидротермальных рудных жил. Мы рассмотрим два наиболее практически важных контактово-метасоматических процесса - это скарновый процесс и возникновение грейзенов.

Таблица 6.   Минеральные ассоциации скарнов
Тип скарнов	Главные минералы	Второстепенные минералы
магнезиальные	Форстерит, диопсид, кальцит, флогопит, магнетит	Титанит, актинолит, (тремолит), кварц, плагиоклазы, шпинель, людвигит, апатит
известковые	Гроссуляр - андрадит, диопсид - геденбергит,эпидот, магнетит	Плагиоклазы, тремолит, шеелит, молибденит, кобальтин, флюорит, галенит, пирит, халькопирит,сфалерит

Наиболее сильно явления контактового метаморфизма проявляются при внедрении гранитной интрузии в толщу карбонатных пород. Они реагируют между собой, в результате чего образуется комплекс новых минералов, характерных исключительно для зоны контакта этих пород. Здесь обязательно принимают участие жидкие или газообразные растворы, которые привносят одни и уносят другие компоненты, т.е. вызывают метасоматическое замещение. Источником этих растворов является остывающий магматический очаг, от которого в зависимости от условий могут отделяться газовая или жидкая фаза.

Контактово-метасоматические процессы неразрывно связаны с магматическими и метаморфическими процессами минералообразования и с формированием месторождений полезных ископаемых.

Скарны - это метасоматические породы, сложенные известково-железистыми и магнезиальными силикатами, образовавшиеся в результате реакционного взаимодействия карбонатных и алюмосиликатных пород при участии постмагматических растворов. Различают магнезиальные скарны, развитые по доломиту, и известковые - по известнякам. Минеральные ассоциации их различны (табл. 6).

Таблица 7. Минералы грейзенов:
Главные	Кварц, мусковит, топаз, флюорит
Второстепенные	Касситерит, турмалин, вольфрамит, берилл, шеелит, арсенопирит, молибденит, халькопирит

Скарны - очень важный генетический тип месторождений металлических полезных ископаемых и слюды - флогопита. Оруденение, как правило, бывает наложенным по отношению к минералам скарнов. Из них идет добыча слюды - флогопита, около 50% вольфрама, около 30% свинца и цинка, значительное количество Mо, Fе, Сu, и других маталлов.

Грейзены - метасоматичаская порода, образовавшаяся в результате переработки постмагматическими газовыми и водными растворами, главным образом гранитов, а также эффузивных и некоторых осадочно-матаморфических пород, богатых кремнеземом и глиноземом. Они возникают в куполовидных выступах гранитных интрузий, вдоль рудных тел. По минеральному составу грейзен - существенно кварц-мусковитовая порода (табл.7). Газовые и водные растворы, вызывающие грейзенизацию, содержат большое количество летучих компонентов F^-, Cl^-, OH^-, в соединении с которыми происходит транспортировка редких металлов.

Гидротермальные процессы в глубинных условиях развиваются в кровле, на некотором удалении от непосредственного контакта с изверженными породами. Остаточные парообразные растворы, используя для своего продвижения системы трещин, возникающих при внедрениях магмы в кровле магматических очагов (рис. 53), постепенно охлаждаются, сжижаются, превращаясь в горячие водные растворы—гидрорастворы—гидротермы. Наиболее благоприятные условия для проявления гидротермальных процессов создаются на малых и средних глубинах (до 3—5 км от поверхности). Главная масса гидротермальных образований пространственно и генетически связана с интрузивами кислых пород (гранитов, гранодиоритов и др.). Сфера циркуляции раствора, начинаясь почти от верхних частей магматических очагов, достигает иногда дневной поверхности. В районах проявления недавнего вулканизма до сих пор действуют горячие минерализованные источники, отлагающие кремнистые осадки с. весомыми количествами сернистых соединений Hg, Sb, As, Pb, Cu и др. (Стимбот-Спрингс в Неваде, Сольфор-Бэнк в Калифорнии и др.)- По мере удаления от магматических очагов в сторону земной поверхности гидротермальные растворы встречают среду, постепенно обогащающуюся кислородом;. при этом внешнее давление соответственно падает; температуры снижаются предположительно от 400 до нескольких десятков градусов. Эти факторы, естественно, влияют на ход химических реакций и на минеральный состав гидротермальных образований. По преобладанию тех или иных ассоциаций минералов эти образования совершение условно делят на высоко-, средне- и низкотемпературные. Это, конечно, не означает того, что среди высокотемпературных образований не могут встречаться ассоциации минералов, кристаллизующихся при низких температурах. Даже в пегматитах и контактово-метаморфических образованиях всегда устанавливаются более низкотемпературные минералы гидротермального происхождения. Они свидетельствуют лишь о заключительных стадиях процесса отложения минералов, начавшегося при высоких температурах. Образование гидротермальных растворов продолжается, очевидно, весьма длительное время—в течение всей жизни магматического очага. На основании анализа фактических данных о соотношениях различных месторождений, составляющих один рудный узел, С. С. Смирнов пришел к выводу о пульсирующем, прерывистом движении РУДОНОСНЫХ растворов. Об этом говорят нередко наблюдающиеся признаки наложения более поздних этапов минерализации на более ранние.

Формы минеральных тел зависят от конфигурации выполняемых пустот и, отчасти, от состава горных пород, в которых происходит циркуляция растворов. В случае заполнения трещин образуются прерывающиеся жилы, корни которых иногда залегают в верхних частях магматических массивов. При отложении минералов в мельчайших порах и пустотах образуются вкрапленники. Если растворы на своем пути встречают химически легко реагирующие породы (например, известняки), то возникают часто неправильной формы метасоматические залежи. Если растворы внезапно попадают в большие раскрывшиеся полости, то вслед-

вследствие резкого уменьшения давления должно происходить массовое испарение растворителя (воды), а в связи с этим, по крайней мере, в первое время, резкое пересыщение растворов и выпадение коллоидальных масс.

Действительно, признаки метаколлоидных образований на стенках жил встречаются очень часто, особенно в тех случаях, когда эти процессы были связаны с неглубоко залегающими интрузивами. Широко распространены также пустоты с друзами различных кристаллов.

Минеральный состав гидротермальных месторождений крайне разнообразен. Жилы в подавляющем большинстве случаев представлены массами кварца, которые включают в себе скопления разнообразных минералов, чаще всего сернистых соединений металлов. Нужно сказать, что именно из гидротермальных месторождений добывается главная масса руд редких (W, Mo, Sn, Bi, Sb, As, Hg отчасти Ni, Go), цветных (Си, Pb, Zn), благородных (Аи и Ag), а также радиоактивных металлов (U, Ra, Th).