Авторы: Бакуменко И.Т., Кулик Н.А., Литасов Ю.Д., Никитин А. А.

Минералообразующие процессы

Учебное пособие дает представление об основных понятиях минералогии, таких, как минерал, минеральный вид и разновидность, генезис и парагенезис минералов. Задача данной работы – в наиболее краткой форме познакомить студентов с основными понятиями минералогии, с систематикой минералообразующих процессов и с главными особенностями экзогенного и эндогенного минералообразования. Настоящий выпуск содержит также приложение с важнейшими минеральными ассоциациями. Введение: основные понятия минералогии

Минералогия  наука о минералах. «Минера» изначально означало «руда». Отсюда ясно, что понятия «минерал» и «минералогия» формировались исходя из потребностей человечества в руде. В действительности минералогические знания начали накапливаться значительно раньше – с того момента, когда у человека появилась потребность различать камни. Исторически менялось и понятие «минерал». К настоящему времени существует более 30 определений. На Международном минералогическом конгрессе удалось договориться об объеме понятия, поскольку оно лежит в основе систематики минералов, пород, руд, то есть в основе профессиональной работы и языка.

В настоящее время к минералам относят природные кристаллические вещества, образовавшиеся в результате геохимических или космохимических (то есть физико-химических) процессов. Это означает, что в число минералов не включают синтезированные человеком кристаллические вещества, в том числе аналоги минералов, а также исключаются все некристаллические соединения. То есть минералами не являются битумы, смолы, вулканические стекла и другие аморфные вещества; вода, воздух и другие жидкие и газообразные вещества, а также минералообразующие среды – рассолы, магмы и др., хотя они и образуются в результате тех же геохимических процессов.

Органические кристаллические соединения (соли органических кислот, некоторые смолы и др.) выделяются в отдельное таксономическое подразделение, которое редко включается в курсы минералогии. Однако в минералогии обычно рассматриваются те природные неорганические вещества, которые образовались, изначально имея кристаллическое строение, а затем утратили его вследствие какого-либо воздействия, – например, радиоактивного облучения (так называемые метамиктные минералы). Иногда в виде исключения среди минералов рассматривают небольшое число рентгеноаморфных веществ (опал), называя их при этом минералоидами.

Сущностной характеристикой веществ, относимых к минералам, является их конституция – единство их кристаллической структуры и химического состава. При этом размер минеральных индивидов может быть любым – от кристаллов весом в несколько тонн до глобул из коллоидных растворов.

В ходе развития минералогии выяснилась недостаточность и неоднозначность термина «минерал» и было предложено более емкое понятие «минеральный вид». В нас­тоя­щее время оно является основой большинства классификаций минералов. Впервые это понятие введено в минералогию А. К. Болдыревым в 1929 году, оно развивалось В. С. Соболевым (1947) и окон­ча­тель­но сформировано в том виде, в котором мы будем им пользоваться, А. А. Годовиковым (1979).

К одному минеральному виду В. С. Соболев относит минералы с однотипной структурой и составом, изменяющимся в границах, определяемых двумя факторами: 1) непрерывностью изменения; 2) невозможностью существования двух или нескольких фаз в известном интервале температуры (Т) и давления (Р) геохимического процесса. Что означают эти два ограничения?

1. Непрерывность изменения. Речь идет о непрерывном изменении состава в пределах одной структуры, т. е. о проявлении полного (или совершенного) изоморфизма. Это будут: а) изоморфный ряд в бинарных системах, б) поле в трехкомпонентных системах и в) область в четверных системах (рис. 1), г) область в фазовом пространстве.

Такой полный изоморфизм можно проиллюстрировать диаграммами плавкости I, II и III типа по Розебуму, где в пределах А–В (I) или A–C и С–В (II, III) могут образоваться минералы любого промежуточного состава (рис. 2).

Пример: Ca-Na полевые шпаты – непрерывный ряд твердых растворов от альбита (Na) до анортита (Са) В. С. Соболев рассматривал как один минеральный вид плагиоклазов.

И сходя из этого условия, в случае ограниченного изоморфизма, когда нет непрерывной смены состава во всем интервале возможных составов, естественно выделять два минеральных вида (рис. 3): например, сфалерит (ZnS) и гринокит (CdS). Эти случаи можно охарактеризовать диаграммами IV и V типа по Розебуму (рис. 4). Сюда, как частный случай, следует отнести образование двойных и более сложных соединений с выделением трех минеральных видов (рис. 5).

2 . Невозможность равновесного существования двух или нескольких фаз в некотором интервале Т и Р.

З десь необходимо вспомнить о полиморфизме. Одно и то же химическое соединение может кристаллизоваться, образуя различную структуру. При этом каждая характеризуется своим полем устойчивости в параметрах Р, Т, рН или Еh. Например, для кремнезема SiO₂ существует несколько полиморфных модификаций: тригональный кварц, гексагональный кварц, тридимит, кристобалит, коэсит, стишовит, и каждая имеет свое поле устойчивости, отделенное от соседнего линией равновесия на диаграмме «температура – давление». Каждую из них рассматривают как самостоятельный минеральный вид, который сосуществует с другим лишь при условиях, соответствующих линии рав­но­весия. На рис. 6 показан пример поли­морфных ­ных модификаций SiO₂.

 

 

Примеры других поли­морф­ных минеральных ви­дов: С (уг­лерод) – графит, алмаз, лонсдейлит; СаСО₃ – кальцит, арагонит, фатерит; FeS₂ – пирит, марказит; TiO₂ – рутил, брукит, анатаз.

О чень важно также, что с изменением условий может резко меняться смесимость компонентов в изоморфных смесях (твердых растворах), и тогда могут возникать продукты одинакового состава, но с разными структурами, то есть раз­личные минеральные ви­ды. Например, для KNa полевых шпатов – с ростом температуры триклинный микроклин сменяется моноклинным ортоклазом, а затем, из-за увеличения смесимости с альбитом, – моноклинным санидином (рис. 7).

Д альнейшие уточнения понятия минерального вида – в пределах того же кристалло­­химически-генетического подхода (с учетом конституции минералов и условий их образования) – внесены А. А. Годовиковым. Он показал, что в случае непрерывных твердых растворов практически неудобно пользоваться понятием «минеральный вид» в том объеме, как это предложено В. С. Соболевым. Появляется необходимость выделять дробные участки изоморфного ряда. При этом одни минералоги такие промежуточные участки называют собственно минеральным ви­дом, а крайние члены ряда – разновидностями, дру­гие – наоборот, что приводит к путанице. Поэтому А. А. Годовиков предложил для всей совокупности минералов, образующих изоморфные смеси, общее название «род», а для минерального вида дал следующее определение: «К одному минеральному виду относятся минералы с однотипной структурой и с составом, отвечающим индивидуализированным химическим соединениям (в том числе  крайним и промежуточным членам серий непрерывных твердых растворов), который может изменяться в границах, определяемых непрерывностью изменения (а в сериях непрерывных твердых растворов  условно принятыми границами) и невозможностью равновесного существования двух или нескольких фаз в известном интервале Т и Р природного физико-химического процесса».

В соответствии с таким определением полиморфные модификации, как и у В. С. Соболева, будут относиться к различным минераль­ным видам.

В бинарных системах твердых растворов границы выделения минеральных видов проводятся по содержанию одного из компонентов (в мол. %). Чаще всего используются пре­делы 0–50–100 %, 0–25–50–75–100 %, 0–10–90–100 % и др., при этом состав промежуточных подразделений вы­ражают номером (долей в мол. %) одного из крайних членов. Так, для плагиоклазов выделяют шесть минеральных видов, состав которых характеризуют номером по содержанию анортитового (Са) компонента; например, андезин – это Pl № 30–50 или An_30-50 (рис. 8).

В тройных системах при таком подходе выделяют от 3 до 7 минеральных видов. Например, для рода оливина (твердых растворов с край-ними членами Mg₂[SiO₄]Fe₂[SiO₄]Mn₂[SiO₄]) при таком выделении (рис. 9) состав конкретного минерала может не отвечать составу чистого минерального вида, а соответствовать смеси двух, трех и более крайних членов, которые в таком случае называют миналами. Иногда минал как самостоятельный минерал может и не существовать, а является лишь условным компонентом для выражения химизма реальных минералов. Например, в составе природных пиропов  Mg-Al гранатов  присутствуют миналы альмандина (Fe-Al), гроссуляра (Ca-Al), уваровита (Ca-Cr), кноррингита (Mg-Cr), то есть природные пиропы являются сложным твердым раствором собственно пиропа с перечисленными компонентами, из которых уваровит и кноррингит  условные миналы. Так как эти компоненты находятся в подчиненных количествах, то минерал с таким составом относят к минеральному виду «пи роп» (по преобладающему миналу).

Б удут ли относиться к различным минеральным видам минералы с энантиоморфными структурами, например, правый и левый кварц? Нет, поскольку они не имеют своих полей устойчивости, образуются в одних и тех же условиях. По этой же причине к одному минеральному виду следует относить структурные политипы одного и того же вещества (политипия особенно развита среди минералов со слоистой структурой  графит, молибденит, слюды; ориентировка и взаимное смещение соседних слоев могут быть различны, различной может быть и последовательность чередования слоев, что сказывается на симметрии политипов: графит 2Н и 3R). В случае так называемых смешаннослойных минералов, в которых чередуются пачки слоев, принадлежащих разным минеральным видам (например, чередование пачек слоев со структурой типа слюд, глин, хлоритов), такие минералы рассматриваются как смеси минеральных видов.

Для того чтобы обозначить в пределах минерального вида все эти особенности структуры (политипы, степень упорядоченности, энантиоморфизм), состава (характер и количество второстепенных примесей), свойств и морфологии, выделяют разновидности. Например, по содержанию Fe в сфалерите различают разновидности: клейофан  безжелезистый или маложелезистый; марматит  высокожелезистый. По цвету, связанному с различным характером примесей, для берилла выделяют разновидности: зеленый – изумруд; голубой  аквамарин; золотистый  гелиодор; розовый  воробьевит. По морфологии: брункит  порошковатый сфалерит; селенит  волокнистый гипс; деревянистое олово  колломорфный касситерит и т. д.

Рассмотрев основные понятия (минерал, минеральный вид, род, разновидность), остановимся еще на двух важных в минералогии терминах  генезис и парагенезис.

Понятие «генезис» введено В. И. Вернадским в 1925 году. Он писал: «Минералогия представляет собой химию земной коры. Она имеет задачей изучение как продуктов химических процессов, так и самих процессов»,  то есть способа образования минералов. Таким образом, под генезисом понимают физико-химический процесс образования минералов.

Понятие генезис находится в прямой связи с понятием парагенезис, которое под названием «смежность минералов» было введено В. М. Севергиным в 1790 году. Он понимал под смежностью совместное и обязательное нахождение минералов в природе. Собственно название парагенезис введено в 1849 году Брейтгауптом. Сейчас этот термин понимают двояко:

1) для обозначения совместного нахождения минералов, что более строго следует называть ассоциацией минералов;

2) для обозначения совместно образующихся минералов.

В последнем случае говорят о парагенетической ассоциации – совокупности минералов, устойчивых (равновесных) в пределах времени их совместного образования в ходе единого геологического процесса. Знание парагенетических ассоциаций (парагенезиса) минералов позволяет, во-первых, по одному-двум минералам вести поиск остальных, характерных для того же парагенезиса (например, поиск алмазоносных кимберлитовых трубок по парагенетическому спутнику алмаза – кнорригит-содержащему пиропу); во-вторых, использовать некоторые парагенезисы, для которых определены условия их образования, как геологические термометры и барометры (например, равновесная парагенетическая ассоциация трех полиморфных модификаций Al₂SiO₅ – андалузит–силлиманит–кианит – является реперной точкой для оценки температур и давлений при региональном метаморфизме); в-третьих, именно по парагенетической ассоциации определяют генетический тип, т. е. генезис минералов.

При определении генезиса и парагенезиса необходимо иметь в виду, что процессы сменяют друг друга во времени и условия могут меняться даже в ходе одного геологического процесса, а это означает, что парагенетическая ассоциация минералов, возникших на одной стадии процесса, может оказаться неравновесной в новых условиях в конце того же процесса.

Следует иметь в виду, что инерция сохранения парагенетических ассоциаций очень велика. Если бы минералы так быстро изменялись, подстраиваясь к новым условиям, мы не имели бы ни гранитов, ни метаморфических пород, ни каких-либо других минеральных образований, возникающих на глубине, то есть не имели бы никакой информации о происходящих там процессах. Именно инерционность кристаллических решеток минералов позволяет им сохраняться в состоянии ложного (метастабильного) равновесия в условиях, сильно отличных от условий их образования.

При минералообразовании возможна резкая смена физико-химических условий, например, при излиянии лав – кристаллизация эффузивных пород с образованием порфировых вкрапленников, неравновесных с остальной частью лавы, которая быстро остывает и образует вулканическое стекло; или же при реализации взрывных механизмов – минералообразование в трубках взрыва или в случае метеоритных ударов с образованием кратеров и так называемых импактных (ударно-измененных) пород.

В связи со стадийностью минералообразования возможно образование минералов, которые возникают и разрушаются в ходе одного процесса, так что о былом их существовании можно догадаться лишь по редким реликтам, реакционным взаимоотношениям, псевдоморфозам. Такие минералы, которые могут существовать в процессе лишь как промежуточное звено, В. С. Соболев предложил называть хроноксенами (от греч. хронос – время, ксенос – чуждый).

Минералообразующие процессы

К числу наиболее важных факторов минералообразования относятся температура (Т) и давление (Р). Очень важны также окислительно-восстановительные условия среды (Eh), зависящие от содержания свободного кислорода, химические потенциалы (что примерно соответствует концентрации), углекислоты, серы, фтора и некоторых других элементов, влияющих на кис­лотность-щелочность (рН) среды минералообразования. И, конечно, громадную роль в минералообразовании играет вода – растворитель и переносчик компонентов, сама компонент многих минералов, среда и регулятор многих механизмов минералообразования. Таким образом, причинами минералообразования могут быть: изменение Т и Р, переохлаждение расплава, пересыщение раствора, а также электрохимические явления, жизнедеятельность организмов, радиоактивное (в основном ) излучение.

Среды образования минералов

К физико-химическим средам образования минералов относятся: магма, водный раствор, газ, коллоидные растворы, твердые (кристаллические или аморфные) среды, гетерогенные системы (например, «газ – жидкость»).

Магма – это силикатный расплав, который не тождествен по составу породе, которая из него кристаллизуется. В магме существуют подобно водным растворам простые и комплексные катионы, анионы, а также анионные сиботаксические группы, например,(Si₂O₇)^6-,n(SiO₃)^2n-, (Si₆O₁₈)^12-, n(Si₄O₁₁)^6n-, (MgO₆)^10-, (CaO₆)^10-, (AlO₄)^5-, (SiO₄)^4- (Белов, 1976). Эти группы представляют собой основу для дальнейшего построения структур силикатов. Помимо этого, присутствуют Na, K, а также летучие компоненты – H, F, Cl, S, C, N, форма нахождения которых до конца не выяснена. Особую роль в магматических расплавах играет вода, снижающая температуры протекания многих процессов и ускоряющая обмен компонентов.

Гидротермальные растворы образуются как за счет поверхностных вод, называемых метеорными, так и за счет глубинных (ювенильных), отделяющихся от магматических расплавов (магматогенных) или при дегидратации в ходе прогрессивного метаморфизма (метаморфогенных). Предполагается также, что вода попадает в земную кору в ходе дегидратации мантии. Очевидно, что вещества, растворенные в воде, могут попадать туда разными путями. Часть веществ выносится непосредственно из источника выделения водного раствора, часть попадает в него при прохождении через контрастные толщи и растворении компонентов вмещающих пород. Основной формой переноса веществ водными растворами являются комплексные ионы, например: (CuCl₂)^-, (Cu(HS)₂)^-, (NaHMoO₄)⁰, (KHMoO₄)⁰, HMoO₄)^-, (Au(HS)₂)^-, (AuCl₂)^-, (AgCl₂)^-, (Ag(HS)₂)^- и т. д.

Газ достаточно редок как среда минералообразования. Прежде всего, это вулканические газы, отделившиеся от расплава, из которых могут кристаллизоваться, например, гематит Fe₂O₃ или нашатырь NH₄Cl. Из газа также отлагаются кристаллы льда, например, у входов в пещеры и на крышках погребов в зимнее время.

Флюидом принято называть надкритическую фазу, в которую переходит жидкость при повышении температуры. Как правило, основными компонентами флюидных систем являются Н₂О и СО₂, однако в особых случаях значительную роль могут играть F, Cl, N, S, CH₄. Наличие дополнительных компонентов может существенно изменять фазовую диаграмму Н₂О, однако в общем случае флюиды существуют при температурах выше 375–400 ^оС, при этом рост давления лишь незначительно смещает положение критической точки.

Коллоидные растворы – среда образования минералов в придонных условиях водных бассейнов во время син- и диагенеза. Так образуются многие глинистые минералы, гидроксиды, для которых часто характерно оолитовое строение. Коллоиды также принимают участие в гидротермальных процессах, особенно низкотемпературных.

Твердые среды минералообразования можно разделить на аморфные и кристаллические. Примером первых служит раскристаллизация вулканического стекла. Вторые – это полиморфные превращения веществ (графит-алмаз, образование параморфоз), распад твердых растворов (плагиоклазы, пироксены), метамиктные превращения радиоактивных минералов под воздействием собственного излучения.

Гетерогенные системы – смесь различных сред (жидкость–газ, силикатный расплав–газ) – особые условия минералообразования, среди которых следует, например, отметить области вулканизма (дегазация растворов и расплавов при падении давления), а также случаи дегазации минеральных источников. Еще один пример гетерогенной системы – пневматолитово-гидротермальное минералообразование, когда флюид при охлаждении распадается на две фазы – газ и жидкость.

Классификация минералообразующих процессов

По условиям образования минералообразующие процессы принято разделять на две большие группы  эндогенные и экзогенные.

I. Эндогенные (= гипогенные) – это процессы, обусловленные поступлением вещества или энергии из глубин Земли (эндо – внутри, гипо – низко, глубоко). Они включают в себя две большие группы процессов, различающиеся по характеру воздействия на вещество, – магматогенные и метаморфические процессы.

Магматогенные процессы, так или иначе, связаны с кристаллизацией магмы и деятельностью постмагматических растворов; для этих процессов обычно характерны (1) высокие температуры, (2) повышенные давления (для интрузивных образований), (3) сравнительно низкий потенциал кислорода.

Метаморфические процессы протекают при погружении пород любого генезиса на большие глубины или при поднятии глубинных пород к поверхности и связаны с переходом этих пород в новые физико-химические условия. Температуры этих процессов могут меняться от низких до высоких, так же значительно может варьировать и давление, и потенциалы СО₂ и О₂. Название – от метаморфос (превращение, изменение). Особое положение занимают процессы ударного метаморфизма, обусловленные резким повышением РТ-параметров в зонах ударного воздействия падающих на Землю космических тел.

II. Экзогенные (= гипергенные)  процессы, развивающиеся на поверхности Земли или в непосредственной близости от поверхности под влиянием энергии Солнца, воды, ветра, свободного кислорода и СО₂ атмосферы (экзо – снаружи, гипер – над, сверх); для этих процессов характерны низкие температуры, низкие давления, высокий химический потенциал СО₂ и кислорода.

В каждой такой большой группе процессов объединено несколько типов процессов (и соответственно – генетических типов минералообразования):

 

1. Эндогенные процессы

1.1. Магматогенные процессы

1.1.1. Магматическая кристаллизация – интрузивная, эффузивная

1.1.2. Вулканические возгоны (эксгаляции)

1.1.3. Пегматитовый процесс

1.1.4. Пневматолито-гидротермальные и метасоматические процессы

1.1.4.1. Альбитизация (образование апогранитов)

1.1.4.2. Грейзенизация

1.1.4.3. Контактово-метасоматические

1.1.4.3.1. Фенитизация

1.1.4.3.2. Скарнообразование

1.1.4.4. Собственно гидротермальные процессы

1.2. Метаморфические процессы

1.2.1. Региональный метаморфизм

1.2.2. Контактовый метаморфизм (ороговикование)

2. Экзогенные процессы

2.1. Процессы выветривания и окисления

2.1.1. Коры выветривания

2.1.2. Зоны окисления

2.2. Осадкообразование

2.2.1. Механические осадки

2.2.2. Инфильтраты

2.2.3. Химические осадки

2.3. Криогенные процессы

2.4. Сублимационные процессы

2.5. Биогенные процессы

Теперь подробнее остановимся на характеристике каждого минералообразующего процесса и тех парагенезисах, которые при этом возникают.

 

1. Эндогенные процессы

1.1. Магматогенные процессы

1.1.1. Магматическая кристаллизация

Температуры минералообразования наиболее высокие: 1000–1600 ^оС  при кристаллизации магм, излившихся на поверхность, и 700–1000 ^оС  при кристаллизации магм на глубине, в плутонических условиях. Некоторые щелочные, базитовые (основные) и гипербазитовые (= ультраосновные или ультрабазитовые) магмы кристаллизуются и при большей температуре. В среднем температуры кристаллизации вулканитов выше, чем плутонитов, так как идет повышение температуры за счет окисления кислородом воздуха.

Роль давления  удержание в расплаве летучих компонентов магмы: H₂O, CO₂, B, P₂O₅, F, Cl и др.; присутствие этих компонентов значительно снижает температуру кристаллизации магмы.

Химизм. Преобладающие компоненты магматического расплава (их принято выражать в виде оксидов)  это SiO₂, Al₂O₃, FeO, MgO, CaO, Na₂O, K₂O. Эти компоненты слагают главную массу минералов магматических пород, и их называют породообразующими. В сумме на их долю приходится около 90 % состава минералов, кристаллизующихся преимущественно в виде силикатов и алюмосиликатов.

Кроме преобладающих (породообразующих) компонентов в расплаве находятся так называемые рассеянные компоненты  MnO, BaO, NiO. Они в основном не дают самостоятельных минералов, а рассеиваются в виде примесей в решетках породообразующих минералов.

Присутствуют также в расплаве и акцессорные компоненты  ZrO₂, P₂O₅, TiO₂, Cr₂O₃, TR₂O₃, Fe₂O₃. Они содержатся в незначительных количествах, но даже при низком содержании стремятся обособиться в виде самостоятельных минералов. При этом они обычно образуют несиликаты: фосфаты  апатит, монацит; окислы  рутил, хромит, магнетит.

Наиболее важным при оценке химизма магматических процессов является содержание в расплаве кремнезема, которое может меняться от 25 до 80 %.

По содержанию кремнезема магматические породы делятся на:

 

	Le Bas et al., 1992	Петр. кодекс, 1995
ультраосновные (гипербазиты)	SiO2  45 вес. %	SiO2  44 вес. %
основные (базиты)	SiO2 45–52 вес. %	SiO2 44–53 вес. %
средние (мезиты)	SiO2 52–63 вес. %	SiO2 53–64 вес. %
кислые (ацидиты)	SiO2  63 вес. %	SiO2  64 вес. %

 

Кроме того, особо выделяют щелочные породы, которые отличаются высоким содержанием щелочей   (Na₂O + K₂O), а по содержанию SiO₂ могут быть от кислых до ультраосновных, хотя большая часть их соответствует средним (53–64 вес. % SiO₂), что связано с особенностями накопления щелочей в ходе эволюции расплавов.

Последовательную смену парагенезисов, отвечающих породам нормального ряда, можно представить как реакционный ряд Боуэна. Американский петролог Н. Боуэн показал, что кристаллизация расплава начинается с образования наиболее тугоплавких, богатых Mg и Fe силикатов. Позже, по мере снижения температуры, в результате реакций с расплавом, к ним присоединяются Ca-Mg силикаты и алюмосиликаты Са, Na и К. В итоге образуется прерывистый ряд существенно железо-магнезиальных силикатов, называемых фемическими (от Fe-Mg) или мафическими (от Mg-Fe), и непрерывный параллельный ряд салических (от Si-Al) Ca-Na алюмосиликатов. Соответственно выделяют две ветви реакционного ряда Боуэна (рис. 10). Что из этого ряда следует?

1) По мере кристаллизации расплава более поздние минералы оказываются более кислыми, т. е. богаче кремнеземом. Сравним: плагиоклазы по мере кристаллизации обогащаются альбитовым, более высококремнистым, миналом, а состав пироксена отличается от оливина лишь количеством кремнезема, и образование его можно представить как реакцию ранее выкристаллизованного оливина с кремнеземом расплава: (Mg,Fe)₂[SiO₄] + SiO₂  (Mg,Fe)₂[Si₂O₆] (Отметим только, что в зависимости от условий кристаллизации и состава системы порядок кристаллизации минералов, например, орто- и клинопироксена, может меняться.)

2 ) Крайние члены ряда разделены промежуточными продуктами реакции и потому не могут равновесно сосуществовать друг с другом. Это означает, например, что кварц не может сосуществовать с оливином в равновесном парагенезисе. Случаи нарушения ряда Боуэна при повышении химического потенциала Fe и щелочей мы здесь не рассматриваем. Таким образом, каждая порода будет иметь свою парагенетическую ассоциацию минералов. Рассмотрим подробнее главные из них.

Ультраосновные породы. Парагенетическая ассоциация минералов – одна из наиболее высокотемпературных. Главные минералы – оливин (Ol), пироксены (Px). Породы, содержащие Px и Ol в сравнимых количествах, называются перидотитами. Существенно оливиновые породы называются в зависимости от акцессорных минералов; если с оливином ассоциирует магнетит, то это  оливинит, а если оливин с хромитом, то это  дунит. Для названных пород весьма характерены ортопироксены – энстатит, бронзит или гиперстен. Преимущественно пироксеновые породы – пироксениты – до 1995 года было принято относить также к ультраосновным, однако после принятия Петрографического Кодекса их относят к основным породам. Соотношение пород показано на рис. 11.

Разновидностью перидотитов являются лерцолиты, имеющие парагенезис Ol + Opx + Cpx (в зависимости от глубинности образования могут присутствовать Pl и/или Sp и/или гранат – пироп). Характерная особенность – то, что Срх в них богат Cr (хромдиопсид). Образование лерцолитов происходит при кристаллизации ультраосновных расплавов (их находят в расслоенных массивах), они также слагают верхнюю мантию, о чем можно судить по ксенолитам, вынесенным основными или ультраосновными вулканическими породами (базальтами, кимберлитами, и др.).

К ультраосновным породам относят кимберлиты – специфические породы трубок взрыва, – также зарождающиеся в верхней мантии и выносимые на поверхность эксплозивным путем. Они обычно содержат большое количество обломочного материала, в том числе оливин, ильменит, пироп (магнезиальный гранат), диопсид, флогопит, энстатит, хромит, иногда алмаз. В основной массе находится вторая генерация минералов, среди которых обычны оливин, монтичеллит, флогопит, перовскит, шпинель, апатит, а также позднемагматические карбонаты и серпентин.

Основные породы. Главные минералы – оливин, пироксены и основной плагиоклаз, в подчиненном количестве может быть роговая обманка (Hbl). В зависимости от того, какой пироксен преобладает, различают: габбро (Срх + Pl), габбронориты (Cpx + Opx + Pl), нориты (Opx + Pl). Клинопироксен – авгит или диопсид. Незначительное присутствие Hbl обычно отражается в названии – роговообманковое габбро.

К основным породам относятся пироксениты, как уже показано выше, а также горнблендиты – нетипичная ассоциация, когда при повышенном парциальном давлении воды в ходе снижения температуры оливин и пироксены почти нацело замещаются амфиболом, а плагиоклазы не образуются или находятся в резко подчиненном количестве.

Средние породы. По ряду Боуэна видно, что роговая обманка образуется при более низких температурах, и в ее составе впервые появляется вода в виде группы (ОН)^-. Для средних пород характерна ассоциация роговой обманки (и частично – биотита) со средними плагиоклазами – диориты, здесь уже может появляться свободный кремнезем (кварц). Другой очень важной породой является сиенит, для которого характерна ассоциация роговой обманки и/или биотита (а иногда с ними, или вместо них, и пироксена – диопсида или эгирин-авгита) с калиевым полевым шпатом KFsp (Fsp – feldspar или feldspat), т. е. Bt + KFsp или Hbl + KFsp. Возможны и промежуточные ассоциации с большим количеством как плагиоклаза, так и калишпата.

Кислые породы. Это породы, в которых избыточный, непрореагировавший кремнезем выделяется в свободном виде как кварц, причем количество его становится существенным. Типичными минералами кислых пород помимо кварца будут биотит (м. б. и Hbl), KFsp, кислые Pl, все это – парагенетическая ассоциация гранитов. Присутствие второстепенных минералов так же отражается в названиях: с роговой обманкой – роговообманковый гранит, при высоком содержании темноцветов порода становится переходной к диориту – гранодиорит.

 

Щ елочные породы. Парагенетическая ассоциация этих пород не находит своего отражения в ряде Боуэна. По содержанию кремнезема эти породы соответствуют средним, то есть не содержат избыточного кремнезема. Это означает, что кварц для парагенетических ассоциаций щелочных пород противопоказан.

щелочные

субщелочные

нормальные

Д ля щелочных пород в зависимости от соотношения щелочей и глинозема выделяют два типа: если (Na₂O + K₂O)  Al₂O₃, это породы агпаитового ряда, если же сумма щелочей ниже содержания глинозема, то ряд называется миаскитовым. В первом случае количества щелочей хватает, чтобы связать весь глинозем и соответствующее количество кремнезема в нефелине и полевом шпате, и еще остается для образования щелочных темноцветных минералов, и тогда парагенетическая  ассоциация будет нефелин + кали­шпат + эгирин (щелочной клинопироксен) + арфведсонит (щелочной амфибол) + эвдиалит-эвколит + астрофиллит-лампрофиллит + титанит (сфен) + апатит и ряд других минералов. Типичным примером агпаитовых щелочных пород являются нефелиновые сиениты Кольского полуострова (массивы Хибин и Ловозера). В миаскитовых нефелиновых сиенитах (по станции Миасс на Урале) щелочей хватает только на образование нефелина и полевого шпата, и ассоциация характеризуется парагенезисом: нефелин + калишпат + биотит (или роговая обманка, или клинопироксен  эгирин-диопсид) + циркон + пирохлор + апатит + титанит. Широко развито позднее замещение нефелина содалитом, канкринитом, альбитом, цеолитами.

Особо следует остановиться на случае, когда магматический расплав является одновременно и щелочным, и ультраосновным. Такой расплав насыщен большим количеством летучих (в первую очередь СО₂, Р₂О₅, F, Н₂О). При кристаллизации его, как правило, образуются кольцевые массивы, наружная зона которых сложена ультраосновными породами (оливинитами), промежуточные зоны – щелочными породами, а к центральной части бывают приурочены особые, существенно карбонатные породы  карбонатиты, которые являются продуктом кристаллизации остаточного расплава. В нем как раз и концентрируются летучие компоненты, а также акцессорные элементы. В парагенетической ассоциации карбонатитов могут сочетаться минералы ультраосновного и щелочного парагенезисов  оливин, флогопит, магнетит и тут же  нефелин, апатит, редкоземельные и циркониевые минералы, характерные для щелочных пород, и карбонаты  кальцит, доломит, анкерит, сидерит.

Роль температуры и давления при магматическом минералообразовании тесно связана со скоростью охлаждения. Так, эффузивы  неравновесные породы (вкрапленники+вулканическое стекло); они кристаллизуются при высокой температуре и при отсутствии или очень низком содержании летучих компонентов. Вкрапленники, кристаллизуясь до извержения, соответствуют по составу более высокотемпературным ассоциациям. При излиянии лавы на поверхность летучие энергично уходят из расплава, но в отсутствие летучих затруднено образование таких минералов, как биотит и амфиболы. Из-за быстрого охлаждения минералы-вкрапленники не приходят в равновесие с вмещающим расплавом. Фемические компоненты в значительной степени остаются в стекле. Это значит, что при одинаковом составе исходного расплава парагенезис минералов в эффузивных породах будет иным, чем в плутонических.

Роль давления при магматическом минералообразовании сказывается и на составе минералов, и на формировании парагенетических ассоциаций. Например, в базальте вкрапленники плагиоклаза оказывются более основными, чем в аналогичных по составу габбро, а вкрапленники пироксена и оливина  более магнезиальными, чем в соответствующей плутонической породе. Вкрапленники при этом часто обна­руживают признаки неравновесности с расплавом  оплавленность, изъеден­ность, реакционные каймы. Вулканическое стекло тоже неустойчиво  оно представляет собой подобие переохлажденного расплава и со временем подвергается девитрификации (де  без, витро  стекло)  раскристаллизовывается с образованием тонкозернистой массы между вкрапленниками. Что касается изменения состава, уже отмечалось, что в глубинных ультраосновных породах появляются хромсодержащие силикаты. Давление также способствует образованию минералов с более плотными структурами, например, при повышении давления основной плагиоклаз  анортит, у которого довольно рыхлая каркасная структура,  становится неустойчивым, и вместо него образуются более плотные минералы  гранат и кианит (дистен): 3Ca[Al₂Si₂O₈] (анортит)  Ca₃Al₂[SiO₄]₃ (гроссуляр) + 2Al₂SiO₅ (кианит) + SiO₂, то есть вместо минеральной ассоциации габбро (анортит + пироксен) будет возникать совсем иная парагенетическая ассоциация гроспидитов (грос  от гроссуляра, пи  от пироксена и дит  от дистена).

Подведем итог: парагенетическая ассоциация при магматическом минералообразовании зависит не только от состава магмы, но и от условий образования, в первую очередь  от глубины, на которой кристаллизуется магматический расплав, а также количества летучих (Н₂О, СО₂) и кислорода.

Остановимся теперь на явлениях, которые сопровождают магматическое минералообразование.

1. Кристаллизационная дифференциация. Может случиться так, что после кристаллизации более основных минералов оставшаяся более легкоплавкая и более кислая часть расплава уйдет по трещинам в результате тектонических подвижек и обособится от ранних продуктов кристаллизации. При этом на старом месте останутся минералы ультраосновного парагенезиса, а на новом месте они образовываться уже не будут  и температура расплава уже ниже, и состав его стал более кислым. Возникнет основная или средняя порода. При неоднократном отделении все более поздних и более кислых продуктов от более ранних можно получить весь ряд дифференциатов (или дериватов) от ультраосновных до средних. Подтверждение этому видят в частом расположении на небольшом удалении друг от друга массивов основных и ультраосновных пород, а также в геохимических данных, например, изотопных отношениях некоторых элементов. Изотопный состав некоторых элементов достаточно инертен и остается неизменным даже в расплаве, поэтому близкие изотопные отношения в таких массивах свидетельствуют об их родственном образовании.

2. Гравитационная дифференциация. Выкристаллизовавшиеся первыми тяжелые рудные и фемические минералы (существенно Mg-Fe), имеют большую плотность, чем плотность расплава. Поэтому под действием сил гравитации они могут опускаться на дно магматической камеры. Так образуются донные залежи хромита в массивах ультраосновных пород. Гравитационная дифференциация характерна для ультраосновных, основных и щелочных магм, поскольку эти магмы имеют низкую вязкость из-за меньшего содержания кремнезема. Однако в щелочных магмах возможено другое проявление гравитационной дифференциации. Появление вначале каркасных алюмосиликатов с низкой плотностью (лейцит или полевой шпат) приводит к их всплыванию и накоплению в верхней части магматической камеры. Так объясняется образование уникальных мономинеральных лейцитовых пород – сынныритов. 

3. Ликвационная дифференциация. Если исходная магма богата серой, фосфором и некоторыми другими летучими, то в ходе ее кристаллизации уже в начале может произойти ликвация (ликвацио  разжижение)  разделение единого расплава на две несмешивающиеся жидкости: силикатный расплав и сульфидный расплав. Эти жидкости будут обладать различной подвижностью и различным удельным весом, и дальнейшая кристаллизация их может вызвать явления гравитационной дифференциации – образующиеся сульфиды, как более тяжелые, могут осесть на дно и образовать донную рудную залежь. А могут образовывать линзовидные скопления (шлиры), или, если сульфидный расплав обособлялся в виде капель в силикатном, эмульсионную вкрапленность сульфидов в силикатной породе. Такой ликвационно-маг­ма­ти­чес­кий генезис имеют сульфиды Cu, Ni, Fe, образующие большие скопления, связанные с основными породами. К этому типу относят месторождения медно-никелевых руд Норильска, Монче­тундры.

4. Ассимиляция и контаминация. При внедрении магмы во вмещающие породы часто происходит поглощение обломков этих пород и их растворение в магматическом расплаве. Такое поглощение, усвоение вмещающих пород называется ассимиляцией. Если ассимилировано большое количество таких обломков и вмещающие породы заметно отличаются от магматического расплава по химическому составу, то происходит изменение состава расплава  обогащение его компонентами вмещающих пород. Такое загрязнение («усреднение») состава за счет ассимилированного материала называют контаминацией. (Обратите внимание на правильное употребление обоих терминов, например: «контаминация магмы известняками», но «ассимиляция магмой известняков»). Оба эти явления могут заметно сказаться на составе минералов, которые будут кристаллизоваться из такого расплава, и даже на характере парагенетической ассоциации. Например, при внедрении гранитного расплава в известняки и ассимиляции их заметно увеличивается в расплаве содержание Са, и при кристаллизации будет образовываться не кислый плагиоклаз, что характерно для нормальных гранитов, а более основной. В результате ассимиляции гранитной магмой глиноземистых пород (например, слюдистых сланцев) при кристаллизации в граните могут появиться такие высокоглиноземистые минералы, как кордиерит (Mg,Fe)₂[Al₄Si₅O₁₈] или андалузит AlAl[SiO₄]O.

5. Десиликация. Если расплав, богатый кремнеземом, внедряется в породы, бедные кремнеземом (например, известняки или ультраосновные породы), то происходит извлечение SiO₂ из расплава за счет связывания его магнием, кальцием, железом вмещающих пород. Это приводит к обеднению расплава кремнеземом и нарушению изначально нормальной пропорции кремнезема и глинозема, Al₂O₃ оказывается в вынужденном избытке, и потому вместо обычных алюмосиликатов возникают минералы, обогащенные алюминием, количество кварца уменьшается, а иногда он исчезает сов­сем. Если при этом количество глинозема оказывается особенно велико, он может выделиться в свободном виде, образуя корунд.

6. Автометаморфизм. Слово означает самопревращение, самоизменение. В чем суть явления? В том, что продукты магматической кристаллизации подвергаются воздействию более поздних (остаточных) порций расплава той же магмы или воздействию обособившихся из этой же магмы летучих. Все эти воздействия происходят в пределах единого геологического процесса магматической кристаллизации без привноса вещества извне (!). Такое воздействие мы уже видели: реакция оливина с расплавом с образованием пироксена, дающего реакционные каемки вокруг ядра, в котором оливин  законсервированный реликт, не успевший прореагировать и отделенный затем от расплава пироксеном. Яркий пример автометаморфизма – серпентинизация ультраосновных пород за счет ранее растворен-ной в магме, а затем обособившейся воды. Такая серпентинизация распространена очень широко, и часто от ранних оливина и пироксенов остаются только псевдоморфозы. Нередко именно с явлениями автометаморфизма связывают образование по ультраосновным породам промышленных месторождений серпентин-асбеста и талька.

Здесь мы подходим к оценке процессов магматического минералообразования с точки зрения их практической значимости. В ряде случаев эти процессы приводят к образованию повышенных концентраций некоторых промышленно важных минералов и их месторождений.

1) C ультраосновными породами связаны:

а) алмазы (в кимберлитах и перидотитах)  Якутия, Южная Африка;

б) хромиты (в дунитах)  Урал, Казахстан, Монголия;

в) платина и платиноиды (в хромитоносных дунитах)  Урал;

2)с основными породами:

а) ильменит-титаномагнетит  Урал, Казахстан;

б) Cu-Ni сульфидные ликвационно-магматические месторождения  Норильск, Мончетундра, Сёдбери (Канада);

в) платина и палладий  Восточная Сибирь;

3) со щелочными, ультраосновными-щелочными породами и кар­бо­натитами:

а) крупнейшие месторождения апатита (сырья для фосфорных удобрений)  Хибины (Кольский полуостров);

б) комплексные месторождения  магнетит, слюда (флогопит), апатит, а также минерализация на TR, Nb, Sr, Ti, U  карбонатиты Ковдора, Африканды (Кольский п-ов).

Собственно магматические породы нередко являются ценным сырьем и используются как облицовочный и строительный камень, отделочный камень (розовые туфы Армении, лабрадориты Украины).

1.1.2. Вулканические возгоны (эксгаляции)

Образование минералов этого генетического типа связано с деятельностью летучих компонентов, отделившихся от магмы и покинувших место ее кристаллизации. Это случается, когда магматический очаг оказывается связанным системой тектонических трещин с земной поверхностью (чаще всего это возможно при образовании вулканических аппаратов, в областях активного вулканизма). Прежде всего, отметим, какие именно летучие компоненты участвуют в эксгаляционном минералообразовании. Это: H₂O, HCl, NH₄Cl, H₃BO₃, H₂S, CO₂, P₂O₅ и др. Именно эти компоненты обнаружены при изучении газовой составляющей современных вулканических извержений, причем содержание их, особенно Н₂О в виде пара, может быть весьма значительным.

Встречный поток поверхностных вод, вымывающий на своем пути из горных пород некоторые соединения, в областях активного вулканизма прогревается до парообразного состояния и смешивается с летучими компонентами, отделившимися от магмы, реагирует с ними, образуя газообразные и парообразные галогениды и гидраты Fe, As, Sb, Hg (рис. 13).

Поднимаясь по вулканическим трещинам вверх, эти летучие соединения попадают в так называемую область разгрузки  вблизи жерл вулканов, при выходе трещин на поверхность. Здесь они дают начало новым, уже нелетучим, соединениям, которые оседают на стенках трещин, жерл в виде возгонов или эксгаляций, образуют конусы и трубы над местами выхода газовых струй. Какие при этом идут реакции и какие возникают минералы? Вулканические эксгаляции  это тот редкий случай, когда минерало-образование удается проследить прямо на месте, например, на Камчатке, на вулканах Курильских островов.

Благодаря этому такие реакции хорошо изучены. Из них главную роль играют реакции окисления; например, окисление сероводорода кислородом атмосферы с образованием самородной серы:

2H₂S + O₂  2H₂O + SO₂ + S (сера самородная);

Для примера приведем еще одну реакцию эксгаляционного образования гематита (за счет взаимодействия паров хлорного железа с водой):

2FeCl₃ + 3H₂O  Fe₂O₃ (гематит) + 6HCl.

Аналогичным путем в виде вулканических возгонов образуются: галогениды  галит NaCl, сильвин KCl, нашатырь NH₄Сl; сассолин (борная кислота) H₃BO₃; сульфиды  пирит FeS₂, реальгар As₄S₄, аурипигмент As₂S₃, киноварь HgS, висмутин Bi₂S₃. Поскольку сера, окисляясь, может образовывать ион SO₄^2-, возникают также сульфаты  гипс CaSO₄2H₂O, квасцы  KAl[SO₄]₂ 12H₂O, алунит KAl₃[SO₄]₂(OH)₆.

Весьма характерной является форма выделений образующихся минералов. Это корочки выцветов, мелкокристаллические друзы, тонкозернистые налеты. Легкоплавкие минералы, например, сера, образуют застывшие потоки, сталактиты, каплевидные и гроздевидные натеки; при выделении сероводорода H₂S через воду вулканических озер образуется тонкодисперсная сера, которая затем оседает на дно этих водоемов, образуя «серный песок».

В практическом отношении наибольшее значение эксгаляционное образование имеет для самородной серы и сассолина H₃BO₃  целые месторождения этих минералов, уже очень давно разрабатывающиеся, известны в Сицилии и на Курильских островах.

1.1.3. Пегматитовый процесс

Рассмотрим случай, когда легколетучие компоненты, накапливающиеся при кристаллизации магмы, не имеют возможности уйти из расплава, как это происходит при образовании вулканических возгонов. Тогда летучие компоненты постепенно отжимаются в еще незакристаллизовавшуюся часть расплава и насыщают его. Обычно это происходит в конце магматической кристаллизации. Такой богатый, а иногда и пересыщенный летучими компонента­ми расплав называют остаточным.

В нем помимо летучих компонентов будут также накапливаться элементы, которые не вошли в состав породобразующих минералов (вследствие различия ионных радиусов или по причине резко отличных химических свойств).

Это такие элементы, как Li, Cs, Be, Ta, Nb, Sn, W, U, Th. Значит, остаточный расплав будет существенно отличаться концентрацией этих элементов от исходной магмы. Все это приводит к тому, что и кристаллизация такого расплава протекает существенно иначе. Рассмотрим главные особенности пегматитового минералообразования.

1. Обогащение остаточного расплава летучими компонентами делает его менее вязким, легкоподвижным и снижает температуру кристаллизации. Состав расплава становится эвтектическим (котектическим). Эвтектика  это легкоплавкий расплав, из которого идет одновременная совместная кристаллизация двух минералов. В случае гранитного остаточного расплава такой парой являются полевой шпат и кварц, в то время как при обычной кристаллизации гранитов полевые шпаты образуются существенно раньше кварца. Одновременная эвтектическая кристаллизация полевого шпата и кварца приводит к появлению закономерных, так называемых «графических» (письменных) срастаний этих минералов, которые первоначально и получили название пегматит (рис. 14).

2. По мере снижения температуры эвтектическая кристаллизация графических агрегатов сменяется образованием очень крупных индивидов полевого шпата и кварца. Именно вследствие разжижения расплава летучими ионы, строящие решетку этих минералов, могут легко передвигаться, и это обеспечивает хорошее питание растущих кристаллов. Такие агрегаты, состоящие из крупных индивидов кварца и полевого шпата, называют пегматоидными.

3. При дальнейшем остывании остаточного расплава пегматоидная кристаллизация сменяется образованием блоковых агрегатов. Это значит, что отдельные кристаллы полевого шпата и кварца из пегматоидных срастаний начинают разрастаться, вытесняя кристаллы другого минерала, и образуют гигантские индивиды  блоки, иногда по несколько тонн весом. Чаще такое преимущество получает полевой шпат, иногда образуется чисто полевошпатовая зона.

4. После исчерпания материала для кристаллизации блокового полевого шпата остающийся в избытке кварц завершает кристаллизацию, образуя так называемое кварцевое ядро. Важную роль в его формировании играют и постмагматические процессы. Если остаточный расплав кристаллизуется в замкнутой полости внутри массива гранитов, то в соответствии с описанным механизмом кристаллизации в пегматитовом теле возникает зональность, показанная на рис. 14.

Если же остаточный расплав по тектоническому нарушению переместится во вмещающие гранитный массив породы, то может возникнуть жильное тело пегматита с такой же зональностью, однако здесь часто хрошо развита еще одна самая внешняя зона  аплитовая. Она сложена мелкозернистым кварц-полевошпатовым агрегатом, который кристаллизуется вдоль стенок трещины, видимо потому, что по сравнению с остаточным расплавом стенки трещин значительно более холодные, и это сразу вызывает кристаллизацию множества зародышей. В жильных телах пегматитов наиболее поздний кварц, слагающий осевую часть жилы, именуют не кварцевым ядром, а кварцевой осью жилы.

5. К зоне кварцевого ядра или кварцевой оси бывают приурочены полости, стенки которых усажены хорошо образованными кристаллами дымчатого кварца, топаза, берилла, турмалина,  так называемые занорыши.

А как проявляются в минералообразовании летучие, не входящие в состав полевого шпата и кварца, но обеспечивающие протекание пегматитового процесса? Они удерживаются в остаточном расплаве наиболее долго, хотя и начинают принимать участие в минералообразовании во время формирования блоковой зоны, а иногда и раньше. Они входят в состав слюды (мусковита), топаза, турмалина, флюорита, апатита.

Согласно первоначальной схеме образования пегматитов, предложенной А. Е. Ферсманом, в какой-то момент летучие настолько обогатят остаточный расплав, что он постепенно превратится в надкритическую флюидно-газообразную среду, богатую силикатами (Ферсман ошибочно связывал с ней формирование пегматоидных агрегатов), а затем  в высокотемпературный гидротермальный раствор. По экспериментальным данным такого постепенного перехода расплава в растворы нет и обособление постмагматических растворов происходит путем вскипания кристаллизующегося пегматитового расплава. С обособлением крупных флюидных пузырей связано формирование занорышей магматического этапа и минерализации в них. Кроме того, постмагматические растворы начинают взаимодействовать с минералами, образовавшимися на предшествующих этапах, выщелачивать и изменять их, вызывая метасоматические замещения одних минералов другими. Такие изменения и замещения ранних минералов более поздними могут происходить в несколько стадий и сопровождаются переотложением вещества в пределах пегматитового тела и усложнением его состава.

Именно с этим этапом поздних метасоматических преобразований в пегматите бывает связано образование таких промышленно важных минералов, как слюда, берилл, сподумен (Li), танталит-колумбит (Ta, Nb), касситерит (Sn). Представление об образовании пегматитов из остаточного расплава развивалось трудами ряда российских ученых, уточнявших значение отдельных этапов для формирования промышленных пегматитов разных типов (редкометальных, редкоземельных, слюдяных, керамических пегматитов). Изучение некоторых пегматитовых тел и целых полей пегматитов привело к представлению, что не всегда их образование связано с кристаллизацией остаточного расплава. А. Н. Заварицкий, например, считал, что образование таких крупнокристаллических пород может происходить за счет перекристаллизации и укрупнения минералов породы, сходной по минеральному составу. Особенно много взаимоисключающих гипотез предложено для объяснения генезиса и особенностей строения редкометальных и мусковитовых пегматитов. Это означает, что в каждом конкретном случае необходимо изучение объекта на месте и лабораторными методами для установления способа его образования, генезиса.

Остановимся еще на некоторых явлениях, сопровождающих пегматитовое минералообразование. Основположник изучения пегматитов А.Е. Ферсман выделял пегматиты чистой линии, когда остаточный пегматитовый расплав кристаллизуется в породах, близких по химическому составу. Очевидно, что в этом случае никакого влияния вмещающих пород не будет, и минеральный состав таких пегматитов целиком определяется составом остаточного расплава.

Если же расплав попадает в породы, резко отличные по химизму, то происходит его взаимодействие с этими породами, которое меняет состав расплава. Такие пегматиты Ферсман называл пегматитами линии скрещения. Частным случаем пегматитов линии скрещения являются десилицированные пегматиты, – когда при внедрении гранитного пегматитового расплава в ультраосновные породы, с одной стороны, происходит десиликация расплава (вплоть до исчезновения кварца из продуктов кристаллизации), а с другой  расплав обогащается компонентами ультраосновных пород (в первую очередь  магнием и хромом). Это приводит к появлению флогопита (магнезиальной слюды), не характерного для обычных гранитных пегматитов, и к появлению, хромсодержащего изумруда вместо обычного берилла. Примером десилицированных пегматитов является месторождение «Изумрудные копи» на Урале, где известна именно такая ассоциация  с полевым шпатом, но без кварца, с изумрудом, хризобериллом в слюдяных флогопитовых оторочках, так называемых слюдитах.

При внедрении пегматитового расплава в породы, богатые глиноземом, происходит обогащение его Al₂O₃ и появление в парагенезисе андалузита, силлиманита, кианита, альмандина, а при избытке глинозема, когда кремнезем уже весь связан, возможно появление корунда. Особенно эти изменения бывают заметны в приконтактовых частях жил.

Кристаллизация гранитного пегматитового расплава в карбонатных толщах приводит к выносу К и кремнезема и привносу Са (образование пла­гиоклазитов).

 Кристаллизация  пегматитового расплава в трещинах, секущих толщу магнезиальных известняков (Кухи-Лал, Памир), сопровождалось частичным выносом кремнезема и привносом Mg, что привело к появлению в пегматите оторочки флогопита, кордиерита (Mg), дравита (Mg-турмалина) и силлиманита.

Заканчивая рассмотрение пегматитового минералообразования, отметим, что накопление летучих в остаточном расплаве свойственно не только кислым магмам. Значит, пегматиты как продукт кристаллизации остаточного расплава могут образоваться при кристаллизации любых пород. Действительно, известны габбро-пегматиты, дунит-пегматиты, сиенит-пегматиты и пегматиты нефелиновых сиенитов. Однако, за исключением последних двух, встречаются они гораздо реже гранитных.

Кроме того, гранитные пегматиты могут быть связаны не только с кристаллизацией остаточных расплавов, возникающих при дифференциации гранитных магм (камерные, редкометальные), но и с процессами анатектического выплавления расплавов при региональном метаморфизме высокой ступени (мусковитовые, редкоземельные, керамические). Магматический этап формирования остаточных гранитных пегматитов находится в пределах 700–500 ^оС, анатектических  850–650 ^оС. При более низких температурах идут процессы постмагматической переработки ранних агрегатов.

Образование пегматитов происходит на относительно небольших глубинах: камерных (хрусталеносных и флюоритоносных)  на глубине 1,5–3,5 км, редкометальных  3,5–7 км, мусковитовых  7–11 км, редкоземельных и керамических  более 11 км.

Пегматитовый тип минералообразования чрезвычайно важен в практическом отношении. С гранитными пегматитами связаны промышленные месторождения Li, Be, Nb, Ta, Sn, а также U, Th, Cs, Rb, редких земель (TR), слюд и керамического сырья. Пегматиты нефелиновых сиенитов и сиенит-пегматиты являются концентраторами Zr, Hf, U, Th, Nb, Ta, TR, Ti. Из пегматитовых занорышей добывают драгоценные камни  бериллы различной окраски, цветные (полихромные) турмалины, топазы, хризоберилл, полудрагоценные дымчатые кварцы. Пегматиты служат также источником пьезокварца, оптического флюорита и турмалина, используемого в лазерной технике.

1.1.4. Пневматолитово-гидротермальные и метасоматические процессы

Теперь перейдем к характеристике магматогенных постмагматических метасоматических процессов, идущих путем замещения одних минералов другими после кристаллизации магматического расплава и образования твердых магматических пород. Мы уже столкнулись с тем, что на поздних стадиях формирования пегматитов в них проявляется метасоматоз, т. е. замещение одних минералов другими  растворение и вынос (иногда частичный, иногда почти полный) ранних продуктов и отложение на их месте новых минералов, нередко с образованием псевдоморфоз (от прежнего минерала сохраняется лишь его внешняя форма) или сохранением реликтов исходных минералов, структур и текстур пород. Кроме того, происходит и прямое секреционное отложение вещества постмагматическими (пневматолитовыми и гидротермальными) растворами в полостях, возникших при трещинообразовании (гидротермальные жилы) или выщелачивании (гидротермокарст).

1.1.4.1. Альбитизация (образование апогранитов)

Апограниты (апо  после, «по гранитам»)  метасоматические породы, образовавшиеся в результате постмагматического изменения (альбитизации) гранитов и других гранитоидов под воздействием кислых высокотемпературных растворов, богатых щелочами, отщепившихся при кристаллизации этих гранитоидов.

Очевидно, что сущность процесса  альбитизация, идущая с привносом большого количества натрия, вытесняющего калий из его соединений. Привнос этот осуществляется высокотемпературными растворами, т. е. летучими компонентами, которые при кристаллизации гранитоидов отделяются, но не уходят, а начинают воздействовать на неостывшие еще, но уже полностью кристаллические гранитоиды, изменяя («перерабатывая») их. В наибольшей мере такой переработке подвергаются апикальные (т. е. наружные, верхние) части массивов  выступы гранитных куполов, потому что именно сюда, в область пониженного давления, устремляются насыщенные летучими альбитизирующие растворы, обособляющиеся из еще кристаллизующихся более глубинных частей магматического очага. Как меняется при этом минеральный состав исходного гранита? Состав нормального гранита  кварц, калишпат, кислый плагиоклаз (альбит-олигоклаз), биотит и небольшое количество акцессорных минералов.

Альбитизация в первую очередь затрагивает калишпат и плагиоклаз:

K[AlSi₃O₈] + Na⁺  Na[AlSi₃O₈] + K⁺,

Ca[Al₂Si₂O₈] + 2Na⁺ + 4 SiO₂  2Na[AlSi₃O₈] + Ca²⁺.

Биотит при этом обычно замещается мусковитом или хлоритом. Высвобождающийся при альбитизации плагиоклаза Са связывается во флюорите CaF₂ (F из раствора). Количество кварца или остается неизменным, или несколько снижается. В целом получается осветленная (альба  белый) порода, состоящая преимущественно из альбита и кварца, хорошо заметная на фоне неизмененных гранитов в виде пятен или линейных зон осветления, если альбитизирующие растворы поступали вдоль крупных протяженных трещин, тектонических нарушений. При этом альбитизация, как правило, сопровождается уменьшением зернистости  исходный среднезернистый биотитовый гранит становится мелкозернистой породой.

Помимо Na альбитизирующие растворы несут такие важные элементы, как Li, Rb, Be, Nb, Ta, Zr, Hf, TR. В апогранитах эти элементы накапливаются и нередко дают промышленно важные месторождения. Так, до 80 % Nb добывается из апогранитов Северной Нигерии. Апограниты  важный источник Ве, образующего в них такие минералы, как бертрандит Be₄[Si₂O₇](OH)₂ и фенакит Be₂[SiO₄], поэтому наряду с термином апограниты нередко используется нейтральный термин редкометальные граниты. Кроме того, в апогранитах в промышленных количествах встречаются пирохлор NaCaNb₂O₆F, циркон Zr[SiO₄], гадолинит Y₂FeBe₂{O[SiO₄]}.

Что касается калия, высвобождающегося при альбитизации калишпата, то значителная часть его, переходя в раствор, обычно выносится за пределы гранитоидного массива, во вмещающие породы, где заметно увеличивается количество слюды. Другая его часть, постепенно накапливаясь в растворе по мере связывания Na в виде альбита, может образовать амазонит  калишпат с высоким содержанием Rb (до 1,8 % Rb₂O) в виде крупнокристаллических гнезд, крупнокристаллических до гигантозернистых жил. Поскольку происходит переменное возрастание активности то калия, то натрия, вытесненный при образовании амазонита Na может позже вновь дать альбит, замещающий в виде каемок и по трещинам кристаллы амазонита.

1.1.4.2. Грейзенизация

Грейзены  это метасоматические постмагматические породы, которые образуются при воздействии пневматолитово-гидротермальных растворов, отделившихся при кристаллизации гранитной магмы, на алюмосиликатные породы, в первую очередь  сами гранитоиды.

Определение очень похожее на определение апогранитов. И там метасоматоз, и здесь объектом изменения являются ранее кристаллизовавшиеся граниты. В чем разница этих процессов?

Во-первых, подчеркивается пневматолитово-гидротермальный характер изменения: пнеума означает газ, то есть часть реакций может идти под воздействием газообразных летучих компонентов  таких, как НF, НCl, B₂О₃. Это очень сильные реагенты, создающие сильнокислую среду, которая способствует глубокой переработке пород с явлениями растворения и выноса (выщелачивания) даже таких стойких минералов, как кварц (SiO₂ + 4HF  SiF₄­ + 2H₂O). Во-вторых, грейзенизация происходит при высокой активности калия, и потому при тех же исходных гранитоидах возникает иная ассоциация минералов: кварц легко растворяется и переотлагается, хотя общее его количество возрастает, что видно из реакции замещения калишпата мусковитом и топазом:

        калишпат                           мусковит           топаз        кварц

5K[AlSi₃O₈] + 3HF  KAl₂[AlSi₃O₁₀](OH,F)₂ + Al₂F₂[SiO₄] + 11SiO₂ +

2K₂O + H₂O.

При грейзенизации самым чувствительным минералом гранита является биотит  он в первую очередь замещается мусковитом; следом за ним мусковитом же замещаются полевые шпаты (калишпат, реакция приведена выше, и кислый плагиоклаз, кальций которого тут же связывается фтором с образованием флюорита). Таким образом, в результате грейзенизации гранит превращается в кварц-мусковитовый агрегат  породу серого цвета (грей  серый), содержащую минералы, богатые летучими: фтором  топаз, флюорит, мусковит; бором  турмалин. Вместе с летучими при грейзенизации приносятся такие элементы, как Sn, W, Be, Mo, Bi, Ta, Nb. Поэтому в грейзенах наряду с отмеченными минералами образуются касситерит SnO₂, танталит–колумбит (Fe,Mn)(Nb,Ta)₂O₆, берилл Al₂{Be₃[Si₆O₁₈]}, вольфрамит (Fe,Mn)WO₄, молибденит MoS₂, висмутин Bi₂S₃, арсенопирит FeAsS.

Так же, как и апограниты, грейзены образуются преимущественно в апикальных частях гранитных массивов и нередко  во вмещающих граниты породах, если это породы алюмосиликатные (сланцы, гнейсы). При грейзенизации нередко возникают штокверки  неправильная сеть, сплетение кварцевых жил, окруженных грейзенизированной породой. Эти жилы представляют собой бывшие трещины, по которым происходило движение пневматолитово-гидротермальных растворов, а затем они заполнялись кварцем, мусковитом, частично даже калишпатом, переотложенным из окружающих участков пород, подвергшихся грейзенизации. Поэтому такие жилы содержат те же характерные минералы грейзенов  топаз, берилл, флюорит, турмалин и все остальные, упомянутые выше рудные минералы. Они являются свидетельством того, что высокотемпературный (600–375 ^оС) процесс грейзенизации во времени без перерыва сменяется высокотемпературным (375–250 ^оС) гидротермальным процессом.

Остановимся на временном соотношении грейзенов и апогранитов. Для этого надо принять во внимание зависимость активности K и Na от кислот ности-щелочности среды и тем­пературы (рис. 15). Из этого графика видно, что К и Na попеременно активны, как это уже было отмечено для апогранитов. Но минералы при этом возникают различные. Образование боль­шо­го количества мусковита про­исходит после альбитизации в более кислой среде.

Действительно, нередко грей­­зены накладываются на апограниты, и общую последовательность уже рассмотренных магматогенных процессов можно выразить так: кристаллизация гранитов  пегматиты  апограниты  грейзены  гидротермальный процесс. Эта последовательность отвечает общему снижению температуры.

Однако, прежде чем перейти к следующему по температуре гидротермальному процессу, остановимся на явлениях, сопровождающих кристаллизацию магмы, которые происходят во вмещающих массив породах и в его приконтактовой части.

1.1.4.3. Контактово-метасоматические процессы

При внедрении магмы вмещающие породы в первую очередь испытывают прогрев, причем наиболее сильно тогда, когда магма кристаллизуется и отдает максимальное количество тепла. Прогрев сам по себе способен стимулировать многие реакции во вмещающих породах, но особенно активно изменения протекают, если вмещающие породы резко отличны по химизму от магматического расплава и продуктов его кристаллизации. По законам термодинамики реакции будут протекать в направлении сглаживания различий химизма контактирующих сред, т. е. начнется обмен компонентами между магмой (а затем  магматической породой) и вмещающей породой. Так как вмещающая порода при этом остается в твердом состоянии, то такой обмен возможен лишь путем метасоматоза  реакций замещения. Поскольку они идут на контакте двух сред, такие процессы и названы контактово-метасоматическими. Мы остановимся на характеристике двух из них – фенитизации и скарнообразовании.

1.1.4.3.1. Фенитизация

Название происходит от местности Фен в Скандинавии, где этот процесс был впервые изучен. При внедрении щелочной магмы в силикатные и алюмосиликатные породы (гнейсы, граниты, песчаники, габброиды, амфиболиты) происходит вынос из кристаллизующегося расплава большого количества щелочей  K₂O и Na₂O, которые активно воздействуют на вмещающие породы, изменяя их. Это изменение идет тем интенсивнее, чем сильнее отличаются вмещающие породы от внедрившейся магмы по составу. И особенно, если сами вмещающие породы неоднородны и контрастируют между собой по химизму (тогда и между ними тоже начинают идти реакции).

В результате такого воздействия магмы на вмещающие породы вокруг массива щелочных пород возникает ореол контактово-метасоматических пород, которые и получили название фениты. Этот ореол обычно имеет зональное строение, так как температура и степень метасоматического замещения по мере удаления от контакта во вмещающие породы меняются (рис. 16).

Так, вблизи контакта со щелочным интрузивом, где прогрев наиболее сильный, а количество поступающих щелочей максимально, первона­чальные минералы вмещающих пород полнос­тью замещаются новообразованными, среди которых будут щелочные минералы, характерные для самой магматической щелочной породы: недосыщенный кремнеземом нефелин, щелочной пироксен  эгирин, калишпат (ортоклаз). Чуть дальше от контакта образуются эгирин-авгит или диопсид, альбит и тонкоигольчатый эгирин.

На большем удалении от контакта, во второй зоне, уменьшается количество новообразованных минералов (в первую очередь  нефелина) и сохраняются реликты первичных минералов вмещающих пород.

Еще дальше от контакта самые щелочные из новых минералов уже не образуются, количество незамещенных первичных минералов возрастет, а затем по мере удаления от контакта вынос щелочей будет фиксироваться только по вновь образованному альбиту. В конце концов, можно проследить весь переход вплоть до исходных вмещающих пород, на которых воздействие щелочного массива уже никак не отразилось.

Температура фенитизации вблизи контакта достигает 1200–1000 ^оС, то есть такая же высокая, как температура кристаллизации щелочной магмы.

Чем фениты обратили на себя внимание? Тем, что нередко вместе со щелочами во вмещающие породы выносятся Nb, Ta, TR, Zr, Hf  те элементы, которыми щелочные магмы богаты; и в фенитах они нередко дают скопления таких минералов, как пирохлор (Nb, Ta, TR, U, Th), циркон (Zr + Hf), бастнезит (TR), и в этом случае фениты становятся ценной рудой. Типичными примерами фенитов являются контактово-метасоматические ореолы вокруг щелочных массивов Хибин, Вишневых Гор (Урал), Сибири.

1.1.4.3.2. Скарнообразование

Скарны  это породы, которые образуются метасоматическим путем на контакте карбонатных вмещающих пород с магматическими, чаще всего кислыми, гранитоидными породами.

Следует отметить, что скарны и скарноподобные породы могут возникать и при внедрении ультраосновных, основных, щелочных магм, и даже на контакте карбонатных и немагматических силикатных толщ, но все-таки наиболее типичны случаи внедрения в карбонатные породы гранитоидных магм, поскольку именно тогда проявляется контрастность контактирующих сред по химизму, а значит, наиболее активно идет обмен компонентами. Такой обмен вызывает изменение минерального состава пород и в приконтактовой части гранитного массива (эндоскарны), и особенно  в приконтактовой части со стороны вмещающих пород (экзоскарны) (рис. 17). Поскольку он происходит путем замещения обеих пород, то к нему приложим термин биметасоматоз (предложен Д. С. Коржинским). Считают, что скарны образуются на глубине 3–7 км и образованию их способствует возникновение трещин контракции (усадки объема при остывании магматических пород).

В зависимости от состава вмещающих карбонатных толщ образуются скарны двух типов  магнезиальные и известковые.

1. Магнезиальные скарны образуются на контакте с магнезиальными карбонатными толщами  доломитами, доломитовыми мраморами  CaMg(CO₃)₂. Поэтому для них характерна ассоциация минералов, богатых магнием, или двойных солей Са и Mg:

Si,Al,Fe

Ca, Mg

эндоскарн экзоскарн

Рис. 17. Образование скарна на границе контрастных пород, например, гранита и мрамора

гранитоид

форстерит    Fo          Mg₂[SiO₄],

флогопит      Phl         KMg₃[AlSi₃O₁₀](OH,F)₂,

шпинель       Sp          MgAl₂O₄,

диопсид        Di           CaMg[Si₂O₆],

энстатит       En          Mg₂[Si₂O₆],

минералы группы хондродита-гумита 

Mg₂[SiO₄]Mg(F,OH)₂4Mg₂[SiO₄]Mg(F,OH)₂,

тремолит      Trem     Ca₂Mg₅[Si₄O₁₁]₂(OH)₂,

иногда  

магнезиальный турмалин  NaMg₃Al₆[Si₆O₁₈](BO₃)₃(OH,F)₃₊₁.

2. Известковые (известковистые) скарны образуются на контакте с мраморизованными известняками и мраморами, поэтому здесь преобладают кальциевые силикаты:

волластонит              Voll                       Ca₃[Si₃O₉],

гроссуляр-андрадит               Gross-Andr          Ca₃Al₂[SiO₄]₃  Ca₃Fe₂[SiO₄]₃,

диопсид-геденбергит Di-Häd              CaMg[Si₂O₆]  CaFe[Si₂O₆],

везувиан                      Ves                    Ca₁₀(Mg,Fe)₂Al₄[SiO₄][Si₂O₇]₂(OH,F)₄,

эпидот                         Ep                         Ca₂FeAl₂[SiO₄][Si₂O₇]О(OH),

тремолит                     Trem                    Ca₂Mg₅[Si₄O₁₁]₂(OH)₂.

Т емпература скарнообразования различна: для магнезиальных  850–650 ^оС, известковых  800–400 ^оС. Непосредственно у контакта при максимальном прогреве температура может подниматься до 1000 ^оС.

По мере остывания зоны контакта, вследствие контракции скарнированных пород, развивается трещиноватость, и в трещины начинают поступать сначала пневматолитово-гидротермальные, а затем – гидротермальные растворы, которые отделяются при кристаллизации магматических пород. Растворы активно изменяют более ранние скарновые минералы, поэтому в образовании скарнов различают собственно скарновый этап (подразделяемый на раннескарновый и позднескарновый) и этап более поздних наложений, главным образом гидротермальных. Эти наложения приводят не только к перекристаллизации скарновых минералов и замещению раннескарновых минералов позднескарновыми, но и к отложению в скарнах гидротермальных минералов, компоненты которых приносятся растворами из магматического очага. Среди них такие очень важные в промышленном отношении, как шеелит Ca[WO₄], молибденит MoS₂, минералы Be, Sn, Fe, Co, Pb + Zn, Cu, самородное Au.

По характеру рудной специализации среди скарнов выделяют железорудные скарны (магнетитовые) – г. Магнитная, Высокая, Благодать, Верблюжка (Урал), Соколово-Сарбайское м-е (Тургайский прогиб), скарны Горной Шории; меднорудные скарны (с халькопиритом, борнитом, халькозином) – Хакасия; вольфрамоносные скарны (с шеелитом) – Майхура, Чорух-Дайрон, Лянгар и др. (Средняя Азия), Тырныауз (Кавказ); скарны с полиметаллическим оруденением (сфалеритом, галенитом) – Тетюхе или Дальнегорское (Приморье); скарны с кобальтовым оруденением (кобальтином) – Дашкесан (Азербайджан); золоторудные скарны – Горная Шория и Алтай; бороносные скарны (с людвигитом (Mg,Fe)₂Fe[BO₃]O₂) – Якутия, Горная Шория.

1.1.4.4. Гидротермальные процессы

Как видно из характеристики магматогенных процессов, все они заканчиваются проявлением гидротермальной деятельности, т. е. минералообразованием, связанным с действием нагретых вод. Тем самым уже устанавливается один из источников гидротермальных растворов  магматический расплав, который может содержать растворенную воду в значительных количествах. Как правило, наиболее богаты водой кислые магмы, тогда как основные и ультраосновные магмы являются более «сухими». Гидротермальные растворы обособляются по мере снижения температуры в ходе кристаллизации магм на последних этапах формирования магматических пород (магматогенные воды). Однако это не единственный источник гидротермальных растворов, исследования вулканических областей и изотопная геохимия показали, что существенную роль в их формировании могут играть метеорные воды  поверхностные воды, просачивающиеся на глубину, где они нагреваются за счет тепла магматических масс и могут дать начало гидротермальным растворам. Значительное количество воды высвобождается при обезвоживании осадочных и других пород при погружении их на глубину в ходе метаморфических процессов (метаморфогенные воды). Иногда воды корового происхождения называют вадозными, чтобы противопоставить их глубинным, ювенильным, однако термин «вадозные» часто используют и как синоним метеорных вод. Между ювенильными, метеорными и метаморфогенными водами может происходить смешивание. Так как источники гидротермальных растворов различны, то и гидротермы будут иметь различный состав.

Магматогенные воды, богатые растворенными летучими компонентами магмы (HCl, HF), изначально определяют кислый, с низким рН, характер глубинных гидротерм. При прохождении таких растворов через породы за счет реакции с этими породами состав и кислотность растворов будут меняться. Из магматического очага они заимствуют элементы, не вошедшие в породообразующие минералы,  в первую очередь тяжелые, рудные элементы  W, Mo, Sn, Be, U, Cu, Zn, Pb, Au, Ag, Bi и др.

Состав гидротерм, формирующихся за счет метеорных вод, будет полностью определяться составом пород, через которые эти воды фильтруются. Однако это не означает, что метеорные воды изначально стерильны. Дождевые воды приносят на землю взвешенные в атмосфере вещества. Так, в связи с антропогенным воздействием на окружающую среду ежегодно на поверхность оседает количество ртути, соизмеримое с годовой мировой добычей.

В целом, сведения о химизме гидротермальных растворов мы черпаем, изучая продукты гидротермальной деятельности. Это изучение показало, что гидротермами хорошо переносится кремнезем (кварц, халцедон  типичные минералы гидротермальных образований) и очень плохо  глинозем, поскольку алюмосиликаты и силикаты алюминия среди гидротермальных минералов не характерны. Из катионов в продуктах гидротермальной деятельности мы видим: Cu, Pb, Zn, Hg, Au, Fe, Co, Ni, As, Sb, Bi, а также Sn, W, Mo, U, иногда Mn. Кроме того, характерны щелочные и щелочноземельные элементы (Na, K, Ca, Mg, Ba), причем о важной роли некоторых из них в гидротермальном процессе мы узнаем лишь по косвенным данным, исследуя включения минералообразующих растворов в минералах, поскольку эти элементы сами дают легкорастворимые соединения.

Уже указывалось, что по мере продвижения гидротерм меняется их кислотность. Не остаются неизменными и другие параметры. В частности, меняется окислительно-восстановительный потенциал (Eh) за счет увеличения содержания О₂ по мере продвижения растворов к поверхности. Это ведет к окислению аниона S^2- до SO₄^2- и появлению кроме сульфидов еще и сульфатов, например, барита Ba[SO₄], который становится в некоторых гидротермальных образованиях главным нерудным минералом.

Очень важным для гидротермального минералообразования является вопрос о формах переноса рудных элементов в растворах. Большинство из них дает слаборастворимые в истинных растворах соединения, что привело к представлениям о переносе в виде комплексных соединений, растворимость которых значительно выше, либо об образовании рудных минералов из коллоидных растворов. Кроме того, повышение Т и Р значительно увеличивает растворимость некоторых минералов и делает возможным их перенос в виде прямых ионных растворов. В пользу того или иного способа переноса накоплен большой фактический и экспериментальный материал. Так, перенос Au может осуществляться в виде хлоридных или сложных полисульфидных комплексов. Наблюдения современного гидротермального минералообразования в вулканических областях показывают, что из коллоидных растворов могут образовываться силикатно-сульфидные руды, содержащие Cu, Fe, As, Sb, Pb, Mn.

Каковы причины отложения минералов из гидротермальных растворов? Прежде всего, следует остановиться на роли температуры и давления. Верхний предел температуры гидротермальных растворов определяется критической температурой воды и водных растворов: 375–400 ^оС. Очевидно, что постепенное снижение температуры, влияя на растворимость, приводит к минералообразованию. Так, даже в пределах одной гидротермальной жилы разновозрастные минералы могут иметь разную температуру образования. Нижним пределом, очевидно, являются близповерхностные процессы с участием водных растворов, часто называемых вадозными.

Д авление может изменяться от одной атмосферы до полутора тысяч атмосфер и более, в пределе соответствуя литостатическому давлению. Долгое время считалось, что глубже 4,5–5 км резко снижается пористость пород и уменьшается возможность циркуляции растворов. Однако обнаружение продуктов гидротермальной деятельности на гораздо больших глубинах (Кольская сверхглубокая скважина  13 км) заставило расширить диапазон давлений для гидротермального минералообразования. Снижение давления нередко является более важной причиной минералообразования, чем снижение температуры, поскольку может происходить гораздо быстрее. Например, присутствие при высоком давлении растворенной углекислоты приводит к образованию легкорастворимого Ca(HCO₃)₂, но если вследствие тектонических подвижек произойдет приоткрытие трещин и практически мгновенный сброс давления, то растворенная СО₂ улетучится  («вскипание» раствора), произойдет отложение кальцита:

Ca(HCO₃)₂  Ca[CO₃] + CO₂­ + H₂O

Еще одним важным фактором является изменение кислотности растворов по мере взаимодействия с породами, через которые они движутся. Например, в зависимости от кислотности раствора будут образовываться  пирит или марказит, при нейтрализации растворов бутут осаждаться карбонаты.

Мы уже отметили роль Eh в изменении состава растворов, он же может служить и причиной отложения. Следует добавить лишь, что обычно все факторы связаны между собой, и речь может идти только о преобладающем влиянии какого-либо из них.

Следующий вопрос  формы отложения. Наиболее характерные формы гидротермального минералообразования  это жилы. Гидротермальные жилы образуются двояко:

1) путем заполнения открытых трещин отлагающимися из раствора минералами. В этом случае идет последовательное нарастание минерального вещества на стенки трещины и рост от стенок внутрь. Такое отложение называется секреционным (рис. 18). При этом могут возникать полосчатые жилы, когда образование одних минералов сменяется во времени отложением других. Если нарастарние идет вокруг обломков породы, попавших в трещину, образуются так называемые крустификационные жилы (crust  кора, корка). При многократном дроблении вмещающих пород и образовавшегося жильного материала и последующем новом отложении минералов возникают брекчиевидные жилы.

В строении жил различают осевую часть и зальбанды (боковые части), иногда этим термином обозначают поверхность контакта жилы и вмещающей породы или даже прилегающую к контакту часть вмещающих пород. Для пологопадающих жил различают также лежачий и висячий бока жилы (рис. 18 а);

2) при метасоматическом образовании гидротермальных жил растворы, просачиваясь вдоль тонких, часто капиллярных, трещин, взаимодействуют с минералами вмещающих пород, растворяют, разъедают их (резорбция) и на их месте отлагают другие минералы. Вся зона вдоль трещины, захваченная такой переработкой гидротермальными растворами, может образовать жилу, в которой рост минералов будет происходить от трещины (т. е. осевой части жилы) в сторону вмещающей породы. Если жилы с секреционным типом заполнения имеют, как правило, резкие контакты с вмещающими породами, то жилы метасоматические  обычно неровные, контакты часто неотчетливые, связанные с перекристаллизацией окружающих пород (рис. 18 б). При этом, состав метасоматических жил часто меняется при переходе из одной вмещающей породы в другую. Например, в кварцевых жилах медного месторождения Бьют (США) меднорудные минералы отлагаются только в тех участках, которые залегают в гранитах, а участки, пересекающие аплитовые зоны, сложены просто кварцем.

Е ще одной формой гидротермальной минерализации являются залежи. Они возникают при просачивании растворов или диффузии вещества через породы, при этом минералообразование может идти путем отложения в порах, а также за счет реакции с вмещающими породами. Морфология таких залежей весьма разнообразна, размеры различны. Наиболее крупные размеры (до 500 м) имеют меднорудные гидротермально-ме­та­со­ма­тические залежи.

В зависимости от условий минералообразования и типа минерализации гид­ро­термальные жилы под­раз­деляют на несколько групп. Прежде всего, пред­ставляется естественным поделить жилы по температурам образования. Еще А. Эммонс выде­лил высокотемператур­ные (гипо­термальные) – 300–400 ^оС, среднетемпературные (мезотермальные) – 150–350 ^оС, низкотемпературные (эпитермальные) жилы – ниже 200 ^оС. Это же подразделение берется за основу и теперь, однако во внимание принимаются источники растворов и область минералообразования. Поэтому все гидротермальное минералообразование делят на 1) плутоногенное, 2) вулканогенное и 3) телетермальное.

1. Плутоногенный тип. Гидротермы связаны с глубинными магматическими очагами, с их кристаллизацией на глубине и с функционированием и разгрузкой растворов тоже на глубине, часто неподалеку от материнской интрузии (плутона). Они формируют преимущественно высоко- и среднетемпературную гидротермальную минерализацию (рис. 19).

К этому типу относятся высокотемпературные кварцевые жилы, пространственно и генетически тесно связанные с грейзенами и имеющие аналогичную минерализацию: касситерит, вольфрамит, молибденит, берилл, висмутин. Из нерудных минералов основным является жильный кварц, обычен флюорит, иногда  топаз, в зальбандах жил часто присутствуют мусковит, калишпат.

К среднетемпературной плутоногенной относится минерализация «пятиметальной формации»  карбонатные и кварц-карбонатные жилы с минералами Ag, Co, Ni, Bi, U (Рудные Горы в Чехии и Германии). К ней же принадлежит минерализация «урезанных», т. е. неполных аналогов  Co-Ni-арсенидной формации (Хову-Аксы, Тува), Ag-Co-Ni формации (Кобальт, Онтарио, Канада). Среднетемпературными являются многочисленные полиметаллические (Zn, Pb, Cu, часто с Ag) месторождения (Рудный Алтай, Забайкалье, Северный Кавказ) и полиметаллическая минерализация, наложенная в гидротермальную стадию на скарны – Тетюхе (Дальнегорск), Приморье. К средне-высокотемпературным относятся золото-кварцевые месторождения Якутии, Северо-Востока России.

2. Вулканогенные гидротермальные ассоциации минералов формируются за счет гидротерм, связанных с близповерхностными магматическими очагами, нередко имеющими выход на поверхность (вулканы). Существенная роль в формировании таких гидротерм принадлежит метеорным водам. Минералообразование идет в близповерхностных условиях, т. е. при быстром снижении температуры, частых тектонических подвижках, способствующих сбросу давления. Это заметно сказывается на морфологии образующихся минералов  характерны мелкозернистые до колломорфных агрегаты, частое образование халцедона или халцедоновидного кварца, пространственное совмещение как высокотемпературных (касситерит, вольфрамит), так и низкотемпературных минералов. В целом, однако, преобладает низкотемпературная минерализация, и лишь некоторые месторождения относятся к высоко-среднетемпературным.

Особый случай представляют колчеданные залежи субмаринного характера, источником рудного вещества которых является вулканический материал (пепел, газы), отлагающийся на дне морей вблизи действующих вулканов или выносимый при подводных извержениях. В дальнейшим рудное вещество перераспределяется под воздействием низкотемпературных растворов, циркулирующих в таких вулканогенно-осадочных толщах.

Примеры вулканогенных гидротермальных образований:

а) кварц-халцедоновые жилы с золотом (Балей, Забайкалье);

б) оловоносные и олово-висмутовые жилы, иногда с колломорфным касси­теритом  деревянистым оловом (Приморье; Хинган);

в) медно-порфировое оруденение в кварцевых порфирах или близповерхностных гранитах (Сорское месторождение, Хакасия);

г) колчеданные залежи субмаринного характера, иногда с золотосодержащим пиритом (Урал);

д) антимонит-вольфрамитовые (ферберитовые) жилы (Зопхито, Северный Кавказ);

е) кратерно-озерные отложения серы с реальгаром, аурипигментом.

Среди перечисленных типы в и д образуются при повышенных (т. е. средних) температурах.

3. Телетермальные гидротермальные образования не имеют видимой связи с магматизмом. Принято считать, что это растворы, далеко («теле-») ушедшие от своего непосредственного источника. Такая минерализация нередко приурочена к зонам глубинных разломов, в которых также локализуются мелкие магматические тела, создавая впечатление генетической связи. Однако частое образование без всякой приуроченности к магматическим породам, локализация в очень разных по химизму и литологии породах свидетельствуют, что связь эта  лишь кажущаяся. Обычно такие жилы просты по химическому составу. К этому типу относятся месторождения Hg, Sb, As  киноварные (ртутные), антимонит-киноварные (сурьмяно-ртутные), такие, как Хайдаркан, Кадамджай (Средняя Азия), Акташ (Горный Алтай), Терлиг-Хая (Тува), Никитовское (Украина).

По температурам образования телетермальные ассоциации низкотемпературные, о чем свидетельствует одновременное с рудными минералами образование халцедоновидного кварца.

Гидротермальное минералообразование обычно сопровождается интенсивным изменением вмещающих пород  это так называемое околожильное или околорудное изменение. Характерно, что масштаб такого изменения часто намного превышает мощность самих жил. Это позволяет использовать измененные породы (метасоматиты) в качестве поискового признака на те или иные гидротермальные ассоциации. Сейчас, когда все выходящие на поверхность месторождения уже найдены, по околорудным изменениям ведется поиск так называемых «слепых» тел. Перечислим основные типы гидротермальных мета­соматитов.

1. Вторичные кварциты. Если богатые летучими (HF, SO₂, HCl) кислые растворы взаимодействуют с алюмосиликатными породами в близповерхностных условиях, происходит вынос щелочей, кальция и других компонентов этих пород, а на месте остаются лишь самые инертные из них  кремнезем, глинозем, окись титана. Так на месте кислых эффузивов возникают вторичные кварциты – близпроверхностные аналоги грейзенов. Они имеют зональное строение, и в наиболее «проработанных» участках образуются корунд, диаспор (за счет избытка глинозема при выносе остальных компонентов). Затем образуется зона андалузита (или силлиманита), которая сменяется обогащенными кварцем породами, напоминающими обычные кварциты. В наименее прогретых участках изменения образуются каолинит, пирофиллит, серицит, алунит. Именно таким образом сформировалось месторождение агальматолита  поделочного пирофиллита Al₂[Si₄O₁₀](OH)₂ в Туве.

2. Серицитизация. Другим аналогом грейзенизации является низкотемпературное образование мелкочешуйчатого мусковита  серицита («серикос»  шелковистый) во вмещающих породах вокруг гидротермальных жил. Серицитизация идет в том случае, когда температуры недостаточны для возникновения грейзенов (обычно при большом удалении растворов от материнской интрузии). Мусковит (серицит) при этом образуется за счет алюмосиликатов вмещающих пород, прежде всего, полевых шпатов.

3. Эпидотизация. Это низкотемпературное гидротермальное изменение, сопровождающее тектонические зоны в силикатных породах, богатых Са, необходимым для образования эпидота Ca₂FeAl₂[SiO₄][Si₂O₇]O(OH). Измененные в ходе этого процесса породы приобретают характерный для эпидота зеленоватый оттенок, а иногда получаются породы, почти полностью состоящие из мелкозернистого эпидота,  эпидозиты. Эпидотизация широко распространена при изменении плагиоклаза основных магматических пород.

4. Березитизация. Гидротермальное изменение алюмосиликатных пород, при котором образуется ассоциация серицит + кварц + пирит + карбонат (анкерит). Этот процесс нередко сопровождает гидротермальные месторождения золота и назван по Березовскому месторождению на Урале. Пирит в этом случае также бывает золотосодержащим. Иногда березитизация является поисковым признаком на вольфрамовое, молибденовое и медное оруденение.

5. Лиственитизация. Гидротермальное низкотемпературное изменение ультраосновных пород, при котором образуются кварц-карбонатные метасоматиты с ярко-зеленой хромсодержащей слюдой  фукситом, с примесью рудных минералов  пирита и гематита. Нередко листвениты сопровождают гидротермальное золотое оруденение.

6. Хлоритизация. Чрезвычайно широко распространенное гид­ро­тер­маль­ное изменение пород, сопровождающее многие низкотемпературные гидротермальные жилы. Хлорит при этом легко образуется за счет биотита.

7. Серпентинизация, оталькование  гидротермальное изменение ультраосновных пород. Может быть автометаморфическим, а может протекать и при воздействии «чужих» гидротермальных растворов, связанных с более поздними, обычно кислыми, интрузиями.

8. Пропилитизация  сложный комплекс гидротермальных изменений вулканических пород в областях активного вулканизма, связанный с изменением гидротермальных растворов от кислых до щелочных. Главные минералы пропилитов  альбит, хлорит, кальцит, пирит, кварц; обычны  пренит, эпидот, актинолит, серицит, адуляр, цеолиты. После пропилитизации часто образуются секущие кварцевые жилы или зоны окварцевания, сопровождающиеся кварц-пирит-серицитовыми и другими метасоматитами. Наблюдаются переходы от пропилитов к вторичным кварцитам.

Кроме перечисленных, отметим еще такие низкотемпературные гидротермальные изменения, как карбонатизация, окремнение, каолинизация (аргиллизация), алунитизация  все это процессы, не требующие объяснений. Значение гидротермальных метасоматитов не исчерпывается их использованием в качестве поисковых признаков. Нередко они сами являются нерудными полезными ископаемыми  каолиниты (сырье для фарфоровой промышленности), месторождения талька и серпентина, пирофиллита.

В целом роль гидротермальной минерализации огромна, месторождения гидротермального генезиса дают до 70 % мировой добычи Mo, W, Sn, 50 % меди.