Мінерали фенітів

Мінерали
Головні	Другорядні	Мають промислове значення
амфіболи (арфедсоніт-рибекіт, авгіт) егирін, егирін-авгіт нефелін, олігоклаз, мікроклін-пертит, ортоклаз біотит, лепідомелан	лопарит пірохлор бастнезит полікраз циркон евдіаліт торит бадделіїт апатит сфен ільменіт евдидіміт	лопарит пірохлор полікраз циркон евдидіміт (Be)

Мінерали апогранітів

Альбітизація (утворення апогранітів)

Апограніти (апо - після, „по гранітах”) - метасоматичні породи, що утворилися в результаті постмагматичної зміни (альбітизації) гранітів і інших гранітоїдів під впливом високотемпературних лужних розчинів, що відділися при кристалізації цих гранітоїдів.

Очевидно, що суть процесу - альбітизація, йде з привносом великої кількості натрію, що витісняє калій з його сполук. Привніс цей здійснюється високотемпературними розчинами, тобто леткими компонентами, які при кристалізації гранітоїдів відділяються, і починають впливати на ті, що ще не остигнули, але вже повністю кристалічні гранітоїди, змінюючи і переробляючи їх. У найбільшій мірі такій переробці піддаються апікальні (тобто зовнішні, верхні) частини масивів - виступи гранітних куполів, тому що саме сюди, в область пониженого тиску, спрямовуються насичені летючими альбітизуючі розчини, що відособлюються з глибинних частин магматичного вогнища, що ще кристалізуються. Як змінюється при цьому мінеральний склад початкового граніту? Склад нормального граніту – кварц, калішпат, кислий плагіоклаз (альбіт-олігоклаз), біотит і невелика кількість акцесорних мінералів.

Альбітизація в першу чергу зачіпає калішпат і плагіоклаз:

K[AlSi₃O₈] + Na⁺ -, Na[AlSi₃O₈] + К\ Ca[Al₂Si₂О₇]+ 2Na⁺ + 4 SiO₂ → 2Na[AlSi₃O₈] + Ca²⁺.

Біотит при цьому звичайно заміщається мусковітом або хлоритом. Вивільняється при альбітизації плагіоклазу Са зв'язується у флюориті CaF₂ (F з розчину). Кількість кварцу або залишається незмінною, або дещо знижується. В цілому виходить дещо освітлена (альба - білий) порода, що складається з альбіту і кварцу, добре помітна незмінених гранітів у вигляді плям лінійних зон освітлення, якщо альбітизуючі розчини поступали уздовж крупних тріщин, тектонічних порушень. При цьому альбітизація, як правило, супроводжується зменшенням зернистості - початковий середньозернистий біотитовий граніт стає білою дрібнозернистою породою.

Крім Na альбітизуючі розчини несуть з собою такі важливі елементи, як Li, Rb, Be, Nb, Та, Zr, TR. У апогранітах ці елементи накопичуються і нерідко дають промислово важливі родовища. Так, до 80 % Nb здобувається з апогранітів Північної Нігерії. Апограніти -важливе джерело Be, утворюючого в них такі мінерали, як бертрандит Be₄[Si₂O₇](OH)₂ і фенакит Be₂[SiО₄], тому разом з терміном апограніти нерідко використовується нейтральний термін рідкіснометальні граніти. Крім того, в апогранітах в промислових кількостях зустрічаються пірохлор NaCaNb₂O₆F, циркон Zr[SiO₄], гадолініт Y₂FeBe₂{O[SiO₄]}.

Що стосується калію, що вивільняється при альбітизації калішпата, то значна частина його, переходячи в розчин, звичайно виноситься за межі гранітоїдного масиву, у вміщуючі породи, де помітно збільшується кількість слюди. Інша його частина, поступово накопичуючись в розчині у міру зв’язування Na у вигляді альбіту, може утворити амазоніт - калішпат з високим вмістом Rb (до 1,8 % Rb₂O) у вигляді крупнокристалічних гнізд, крупнокристалічних до гігантозернистих жил, в яких кристали перевідкладенного калішпату стають зеленими - тобто амазонітом. Оскільки відбувається змінне зростання активності то калію, то натрію, витіснений при утворенні амазоніту Na може пізніше знов дати альбіт, що заміщає у вигляді облямівок і по тріщинах кристали амазоніту

Мінерали
Головні	Другорядні	Мають промислове значення
альбіт мікроклін олігоклаз амазоніт кварц	біотит мусковіт лепідоліт цинвальдит топаз рибекіт егирин берил фенакіт колумбіт танталіт пірохлор циркон каситерит вольфраміт молібденіт	колумбіт- танталіт пірохлор берил фенакіт

Мінерали грейзенів

Грейзени - це метасоматичні постмагматичні породи, які утворюються при дії пневматолітово-гідротермальних розчинів, що відокремилися при кристалізації гранітної магми, на алюмосилікатні породи, в першу чергу - самі гранітоїди.

Визначення дуже схоже на визначення апогранітів. Там метасоматоз, і тут об'єктом зміни є граніти, що раніше кристалізувалися. У чому різниця цих процесів?

По-перше, підкреслюється пневматолітово-гідротермальний характер зміни: пнеума означає газ, тобто частина реакцій може йти під впливом газоподібних летючих компонентів - таких, як HF HC1, В₂О₃. Це дуже сильні реагенти, що створюють сильно кисле середовище, яке сприяє глибокій переробці порід з явищами розчинення і винесення (вилуговування) навіть таких стійких мінералів, як кварц (SiO₂ + 4HF → SiF₄ + 2Н₂О). По-друге, грейзенізація відбувається при високій активності калію, тому при тих же початкових гранітоїдах виникає інша асоціація мінералів; кварц легко розчиняється і перевідкладаєтся, хоча загальна його кількість зростає, що видно з реакції заміщення калішпата мусковітом і топазом:

5K[AlSi₃O₈]+ 3HF→ KAl₂[AlSi₃О₁₀](OH,F)₂+ Al₂F₂[SiO₄] + SiO₂ +2K₂O + H₂O.

При грейзенізації найчутливим мінералом граніту є біотит - він в першу чергу заміщається мусковітом; слідом за ним мусковітом же заміщаються польові шпати (калішпат, реакція приведена вище, і кислий плагіоклаз, кальцій якого тут же зв'язується фтором з утворенням флюориту). Таким чином, в результаті грейзенізації граніт перетворюється на кварц-мусковітовий агрегат - породу сірого кольору (грій - сірий), що містить мінерали, багаті леткими: з фтором - топаз, флюорит, мусковіт; з бором - турмалін. Разом з леткими при грейзенізації приносяться такі елементи, як Sn, W, Be, Мо, Bi, Та, Nb. Тому в грейзенах разом з відміченими мінералами утворюються каситерит SnO₂, танталіт-колумбіт (Fe,Mn)(Nb,Ta)₂O₆, берил Al₂{Be₃[Si₆O₁₈]}, вольфраміт (Fe,Mn)[WO₄], молібденіт MoS₂, вісмутин Bi₂S₃, арсенопірит FeAsS.

Так само, як і апограніти, грейзени утворюються переважно в апікальних частинах гранітних масивів і нерідко - у вміщуючих граніти породах, якщо це породи алюмосилікатні (сланці, гнейси). При грейзенізації нерідко виникають штокверки - неправильна мережа, сплетіння кварцових жил, оточених грейзенізованою породою. Ці жили є колишніми тріщинами, по яких відбувався рух пневматоліто-гідротермальних розчинів, а потім вони заповнювалися кварцом, мусковітом, частково навіть калішпатом, перевідкладеним з навколишніх ділянок порід, що піддалися грейзенізації. Тому такі жили містять ті ж характерні мінерали грейзенові - топаз, берил, флюорит, турмалін та всі інші, згадані вище рудні мінерали. Вони є свідченням того, що високотемпературний (600-375ºС) процес грейзенізації в часі без перерви замінювався високотемпературним (375-300ºС) гідротермальним процесом.

Зупинимося на тимчасовому співвідношенні грейзенів і апогранітів. Для цього треба взяти до уваги залежність активності Na від кислотности-лужності середовища і температури (рис. 15). З цього графіка видно, що К і Na поперемінно активні, як це вже було відмічено для апогранітів. Але мінерали при цьому виникають різні. Утворення великої кількості мусковіту відбувається після альбітизації в кислішому середовищі.

Рис. 15. Зміна кислотності-лужності процесу грейзенізації у міру зниження температури

Дійсно, нерідко грейзени накладаються на апограніти, і загальну послідовність вже розглянутих магматогенних процесів можна виразити так: кристалізація гранітів → пегматити → апограніти → грейзени → гідротермальний процес. Ця послідовність відповідає загальному зниженню температури.

Проте, перш ніж перейти до наступного по температурі гідротермального процесу, зупинимося на явищах, які супроводжують кристалізацію магми, яка відбувається у вміщуючих масив породах, у його приконтактовій частині.

Мінерали
Головні	Другорядні	Мають промислове значення
кварц мусковіт (жильбертит) цинвальдит топаз турмалін флюорит	каситерит вольфраміт шеєліт берил арсенопірит молібденіт піротин халькопірит пірит рутил вісмут вісмутин адуляр козаліт	каситерит вольфраміт шеєліт берил

Скарни

Скарни - Ca-Mg-Fe-силікатні породи, що формуються на контакті алюмосилікатних порід (гранітоїди, гнейси, діорити, середні та інтрузивні тіла) із карбонатними породами (вапняками, мармурами, доломітами). Між алюмосилікатними та карбонатними породами через флюїдну фазу здійснюються зустрічні потоки Ca (із карбонатних порід в алюмосилікатні) та Si, Al, Fe (з алюмосилікатних порід в карбонатні). Флюїд при цьому може залишатись нерухомим (дифузійні скарни, або ж переміщуватись по зонах тріщинуватості - інфільтраційні скарни).

В залежності від складу карбонатних порід корінним чином міняються як умови формування скарнових асоціацій так і їх склад:

• якщо карбонатні породи збагачені магнієм (доломіти) то скарноутворення починається на контакті карбонатів із магмою при температурах до 1100° С на глибинах від 6 до 30 км. Формується метасоматична зональність із діопсидом(± шпінель, енстатит) в тиловій зоні та форстеритом в фронтальній; на контакті із вапняками скарни в цих умовах не формуються;

• скарни по вапняках формуються при значно нижчих температурах (<700°С) та глибинах 5-20 км із формуванням зональності геденбергіт  волостоніт; дещо пізніше по геденбергіту розвиваються гранати андрадит-гросулярового ряду.

Слід зазначити, що скарни і скарноподібні породи можуть виникати і при вкоріненні ультраосновної, основної, лужної магми, і навіть на контакті немагматичних силікатних і карбонатних товщ через закони термодинаміки, але все-таки найбільш типові випадки вкорінення в карбонатні породи гранітоїдов, оскільки саме тоді виявляється різка контрастність контактуючих товщ за хімізмом, а значить, найактивніше йде обмін компонентами. Такий обмін викликає зміну мінерального складу порід і в пріконтактової частині гранітного масиву (ендоскарни), і особливо - в приконтактовій частині з боку вміщуючих порід (екзоскарни) (рис. 17). Оскільки він відбувається шляхом заміщення обох порід, то до нього прикладемо термін біметасоматоз (запропонований Д. С. Коржінськім). Вважають, що скарни утворюються на глибині 3-7 км, і утворенню їх сприяє виникнення тріщин контракції (усадки об'єму при охолодженні магматичних порід).

Залежно від складу вміщуючих карбонатних товщ утворюються скарни двох типів - магнезіальні і вапнякові.

1. Магнезіальні скарни розвиваються на контакті з магнезіальними карбонатними товщами - доломітом, доломітовим мармурами-CaMg(CO₃)₂. Тому для них характерна асоціація мінералів, багатих магнієм, або подвійних солей Са і Mg: форстерит Fo Mg₂[SiО₄], флогопіт Phi KMg₃[AlSi₃О₁₀](OH,F)₂, шпінель Sp MgAl₂O₄, діопсид Di CaMg[Si₂O₆], енстатіт En Mg₂[Si₂O₆], мінерали групи хондродита-гуміту - Mg₂[SiО₄]Mg(F,OH)₂-4Mg₂[SiO₄]Mg(F,0H)₂, тремоліт Trem Ca₂Mg₅[Si₄O₁₁]₂(OH)₂, іноді - периклаз MgO, магнезійний турмалін NaMg₃Al₆[Si₆O₁₈](BO₃)₃(OH,F)₃.

2. Вапнякові скарни утворюються на контакті з мармуризованими вапняками і мармурами, тому тут переважають кальцієві силікати: воластоніт Voll Са₃[Si₃О₉], гросуляр-андрадит Gross-Andr Ca₃Al₂[SiO₄]₃ - Ca₃Fe₂[SiO₄]₃, діопсид-геденбергіт Dy-Had CaMg[Si₂O₆] - CaFe[Si₂O₆], везувіан Ves Ca₁₀(Mg,Fe)₂Al₄[SiO₄][Si₂O₇]₂(OH,F)₄, епідот Ep Ca₂FeAl₂[SiO₄][Si₂O₇]O(OH), тремоліт Trem Са₂Mg₅[Si₄O₁₁]₂(OH)₂.

Температура скарноутворення різна: для магнезіальних - 850-650ºС, вапняних - 800-400ºС. При цьому, безпосередньо у контакті при максимальному прогріванні температура може підніматися до 1000ºС.

У міру охолодження зони контакту, унаслідок контракції скарнованих порід, розвивається тріщинуватість, і в тріщини починають поступати спочатку пневматоліто-гідротермальні, а потім - гідротермальні розчини, які відділяються при кристалізації магматичних порід. Розчини активно змінюють раніш скарнові мінерали, тому в утворенні скарнів розрізняють власне скарновий етап (що підрозділяється на ранній і піздній) і етап пізніших накладань, головним чином гідротермальних. Ці накладання приводять не тільки до перекристалізації скарнових мінералів і заміщенню ранньоскарнових мінералів піздньоскарновими, але і до відкладення в скарнах гідротермальних мінералів, компоненти яких приносяться розчинами з магматичного вогнища. Серед них такі дуже важливі в промисловому відношенні, як шеєліт Ca[WO₄], молібденіт MoS₂, мінерали Be, Sn, Fe, Co, Pb + Zn, Сі, самородне Аu.

По характеру рудної спеціалізації серед скарнов виділяють залізорудні скарни (магнетитові) - р. Магнітна, Висока, Благодать, Верб-люжка (Урал), Соколово-Сарбайське р-е (Тургайський прогин), скарни Гірської Шорії; міднорудні скарни (з халькопірітом, борнітом, халькозіном) - Хакасія; вольфрамоносні скарни (з шеєлітом) - Майхура, Чорух-Дайрон, Лянгар і ін. (Середня Азія), Тирниауз (Кавказ); скарни з поліметалевим зруденінням (сфалерітом, галенітом) - Тетюхе або Даль-негорськоє (Примор'я); скарни з кобальтовим зруденінням (кобальтином) - Дашкесан (Азербайджан); золоторудні скарни - Гірська Шорія і Алтай; бороносні скарни (з людвігітом (Mg,Fe)₂Fe[BO₃]O₂) - Якутія, Гірська Шорія.

Рис. 17. Утворення скарну на межі контрастних товщ, наприклад, граніту і мармуру Мінеральні парагенезиси скарнів

Мінерали
Головні	Другорядні	Мають промислове значення
Магнезіальні скарни
форстерит піроксен (діопсид) кальцит флогопіт	плагіолази магнетит шпінель людвигіт апатит лазурит скаполіт тремоліт актиноліт гуміт	людвигіт та інші борати магнетит флогопіт лазурит
Вапнякові скарни
гранат (гросуляр-андрадит) піроксен (діопсид-геденбергіт) волостоніт кальцит везувіан епідот ільваїт скаполіт магнетит	плагіоклази тремоліт сфен родоніт апатит гематит шеєліт золото гельвін датоліт данбурит молібденіт галеніт сфалерит халькопірит вісмут вісмутин	магнетит шеєліт молібденіт кобальтин халькопірит галеніт сфалерит золото гельвін датоліт данбурит

Гідротермальні процеси

Як видно з характеристики магматогенних процесів, всі вони закінчуються проявом гідротермальної діяльності, тобто мінералоутворенням, пов'язаним з дією нагрітих вод. Тим самим ми вже вказуємо на одне з джерел гідротермальних розчинів - магматичний розплав, який може містити розчинену воду в значних кількостях. Як правило, найбільш багата водою кисла магма, тоді як основна і ультраосновна магма є „сухішою”. Гідротермальні розчини відособляються у міру зниження температури в ході кристалізації магми на останніх етапах формування магматичних порід (магматогенні води). Проте це не єдине джерело гідротермальних розчинів, дослідження вулканічних областей і ізотопна геохімія показали, що істотну роль в їх формуванні можуть грати метеорні води - поверхневі води, що просочуються на глибину, де вони нагріваються за рахунок тепла магматичних мас і можуть дати початок гідротермальним розчинам. Значна кількість води вивільняється при обезводненні осадових і інших порід при зануренні їх на глибину в ході метаморфічних процесів (метаморфогенні води). Іноді води корового походження називають вадознимі, щоб протиставити їх глибинним, ювенільним, проте термін „вадозні” часто використовують і як синонім метеорних вод. Між ювенільними, метеорними і метаморфогекнимі водами може відбуватися змішування. Оскільки джерела гідротермальних розчинів різні, то і гідротерми матимуть різний склад.

Магматогенниє води, багата розчиненими летючими компонентами магма , спочатку визначають кислий, з низьким рН, характер глибинних гидротерм. При проходженні таких розчинів через породи за рахунок реакції з цими породами склад і кислотність розчинів мінятимуться. З магматичного вогнища вони запозичують елементи, що не увійшли до породоутворюючих мінералів, - в першу чергу важкі, рудні елементи - W, Мо, Sn, Be, U, Сі, Zn, Pb, Аu, Ag, Bi та ін.

Склад гідротерм, що формуються за рахунок метеорних вод, повністю визначатиметься складом порід, через які ці води фільтруються. Проте це не означає, що метеорні води спочатку стерильні. Дощові води, наприклад, приносять на землю зважені в атмосфері речовини. Так, у зв'язку з антропогенною дією на навколишнє середовище щорічно на поверхню осідає кількість ртуті, сумірна з річною світовою здобиччю.

В цілому, відомості про хімізм гидротермальних розчинів ми черпаємо, вивчаючи продукти гідротермальной діяльності. Це вивчення показало, що гідротермами добре переноситься кремнезем (кварц, халцедон - типові мінерали гідротермальних утворень) і дуже погано - глинозем, оскільки алюмосилікати і силікати алюмінію серед гідротермальних мінералів не характерні. З катіонів у продуктах гідротермальної діяльності ми бачимо: Сu, Pb, Zn, Hg, Аu, Fe, Co, Ni, As, Sb, Bi, а також Sn, W, Мо, U, іноді Мп. Крім того, характерні лужні і лужноземельні елементи (Na, До, Са, Mg, Ba), причому про важливу роль деяких з них в гідротермальном процесі ми дізнаємося лише за непрямих даних, досліджуючи включення мінералоутворюючих розчинів в мінералах, оскільки ці елементи самі дають легкорозчинні сполуки.

Вже вказувалося, що у міру просування гідротерм міняється їх кислотність. Не залишаються незмінними і інші параметри. Наприклад, міняється окислювально-відновний потенціал (Eh) за рахунок збільшення змісту О₂ у міру просування розчинів до поверхні. Це веде до окислення аніона S^2- до SO₄^2- і появі окрім сульфідів ще і сульфатів, наприклад, бариту ВаSО₄, який стає в деяких гидротермальних утвореннях головним нерудним мінералом.

Дуже важливим для гідротермального мінералоутворення є питання про форми перенесення рудних елементів в розчинах. Більшість з них дає слаборозчинні в дійсних розчинах з'єднання, що привело до уявлень про перенесення у вигляді комплексних сполук, розчинність яких значно вище, або про утворення рудних мінералів з колоїдних розчинів. Крім того, підвищення Т і Р значно збільшує розчинність деяких мінералів і робить можливим їх перенесення у вигляді прямих іонних розчинів. На користь того або іншого способу перенесення накопичений великий фактичний і експериментальний матеріал. Так, перенесення Аu може здійснюватися у вигляді хлорідних або складних полісульфідних комплексів. Спостереження сучасного гідротермального мінералоутворення у вулканічних областях показують, що з колоїдних розчинів можуть утворюватися силікатно-сульфідні руди, що містять Сі, Fe, As, Sb, Pb, Mn.

Які причини відкладення мінералів з гідротермальних розчинів? Перш за все, слід зупинитися на ролі температури і тиску. Верхня межа температури гидротермальних розчинів визначається критичною температурою води і водних розчинів - 375-400ºС. Очевидно, що поступове зниження температури, впливаючи на розчинність, приводить до мінералоутворення. Так, навіть в межах однієї гидротермальной жили різновікові мінерали можуть мати різну температуру утворення. Нижньою межею, очевидно, є блізповерхностні процеси за участю водних розчинів, часто звані вадознимі. Для визначеності будемо вважати, що гідротермальним розчин може вважатися, якщо його температура вища за температуру вміщучих порід, причому прогрів забезпечується за рахунок внутрішнього тепла Землі.

Тиск може змінюватися від однієї атмосфери до півтора тисяч атмосфер і більше, в межах, які відповідають літостатичному тиску. Довгий час вважалося, що глибше 4,5-5 км різко знижується пористість порід та зменшується можливість циркуляції розчинів. Проте виявлення продуктів гидротермальной діяльності на набагато більших глибинах (Кольська надглибока свердловина - 13 км) примусило розширити діапазон тиску для гідротермального мінералоутворення. При ще більшому тискові до гідротермального мінералоутворення впритул примикає мінералоутворення з надкритичних флюїдів, питання про діяльність яких, наприклад, в мантії дотепер залишається дискусійним. Так чи інакше, зниження тиску нерідко є важливішою причиною мінералоутворення, ніж зниження температури, оскільки може відбуватися набагато швидше. Наприклад, присутність при високому тиску розчиненої вуглекислоти приводить до утворення легкорозчинного Са[НСО₃]₂, але якщо унаслідок тектонічних переміщень відбудеться відкриття тріщин і практично миттєвий спад тиску, то розчинена СО₂ випарується („скипання” розчину), відбудеться відкладення кальциту:

Са[НСО₃]₂ → Са[СО₃] + CО₂ + Н₂О.

Ще одним важливим чинником є зміна кислотності розчинів у міру взаємодії з породами, через які вони рухаються. Наприклад, залежно від кислотності розчину утворюватимуться або пірит, або марказіт, в кислому середовищі не йтиме утворення карбонатів, проте вони випадатимуть при нейтралізації розчинів і т.д.

Ми вже відзначили роль Eh в зміні складу розчинів, він же може служити і причиною відкладення. Слід додати лише, що звичайно всі чинники зв'язані між собою, і може йтися тільки про переважаючий вплив якого-небудь з них.

Наступне питання – форми відкладення. Найбільш характерні форми гидротермального мінералоутворення - жили. Гідротермальні жили утворюються двояко:

1) шляхом заповнення відкритих тріщин мінералами, що відкладаються з розчину. В цьому випадку йде послідовне наростання мінеральної речовини на стінки тріщини і зростання від стінок всередину. Таке відкладення називається секрецією (рис. 18). При цьому можуть виникати смужчаті жили, коли утворення одних мінералів змінювалося в часі відкладенням інших. Якщо наростання йде навколо уламків породи, що потрапили в тріщину, утворюються так звані крустифікаційні жили (crust - кора, кірка). При багатократному дробленні вміщуючих порід і жильного матеріалу, що утворився, і подальшому новому відкладенні мінералів виникають брекчієподібні жили.

У будові жил розрізняють осьову частину і зальбанди (бічні частини), іноді цим терміном позначають поверхню контакту жили і що вміщає породи або навіть прилеглу до контакту частину вміщуючих порід.

Рис. 18. Схеми будови гидротермальних жил: (а) жила виконання відкритої тріщини (тип, секреції); (б) метасоматічеськая жила

Для пологопадаючих жил розрізняють також лежачий і висячий боки жили (рис. 18 а);

2) при метасоматичному утворенні гидротермальних жил розчини, просочуючись уподовж тонких, часто капілярних, тріщин, взаємодіють з мінералами вміщуючих порід, розчиняють, роз'їдають їх (резорбція) і на їх місці відкладають інші мінерали. Вся зона уздовж тріщини, захоплена такою переробкою гидротермальнимі розчинами, може утворити жилу, в якій зростання мінералів походитиме від тріщини (тобто осьової частини жили) убік вміщуючої породи. Якщо жили з секреційним типом виповнення мають, як правило, різкі контакти з вміщуючими породами, то жили метасоматичні - звичайно нерівні, контакти часто невиразні, пов'язані з перекристалізацією навколишніх порід (рис. 18 б). При цьому, склад метасоматічеськіх жил часто міняється при переході з однієї вміщаючої породи в іншу. Наприклад, в кварцевих жилах мідного родовища Бьют (США) міднорудні мінерали відкладаються тільки в тих ділянках, які залягають в гранітах, а ділянки, що перетинають аплітові зони, складені просто кварцем.

Ще однією формою гідротермальной мінералізації є поклади. Вони виникають при просочуванні розчинів або дифузії речовини через породи, при цьому мінералоутворення може йти шляхом відкладення в порах, а також за рахунок реакції з вміщуючими породами. Морфологія таких покладів вельми різноманітна, розміри різні. Найбільш крупні розміри мають міднорудні гидротермально-мета-соматичні поклади до 500 м в діаметрі.

Залежно від умов мінералоутворення і типу мінералізації гідротермальні жили підрозділяють на декілька груп. Перш за все, представляється природним поділити жили за температурами утворення. Ще А. Еммонс виділив високотемпературні (гипотермальні) - 300-400ºС, средньотемпературні (мезотермальні) - 150-350ºС, низькотемпературні (епитермапъні) жили - нижче 200ºС. Цей же підрозділ береться за основу і тепер, проте до уваги беруться джерела розчинів і область мінералоутворення. Тому все гідротермальне мінералоутворення ділять на 1) плутоногенне, 2) вулканогенне і 3) телетермальне.

1. Плутоногенний тип. Гідротерми пов'язані з глибинними магматичними вогнищами, з їх кристалізацією на глибині і з функціонуванням і розвантаженням розчинів теж на глибині, часто недалеко від материнської інтрузії (плутона). Вони формують переважно високо- і середньо-температурну гідротермальну мінералізацію (рис. 19).

До цього типа відносяться високотемпературні кварцові жили, просторово і генетично тісно пов'язані з грейзенамі і такі, що мають аналогічну мінералізацію: каситерит, вольфраміт, молібденіт, берил, вісмутин. З нерудних мінералів основним є жильний кварц, звичайний флюорит, іноді - топаз, в зальбандах жил часто присутні мусковіт, калишпат. До плутоногенної відноситься мінералізація „пя-тиметальної формації” - карбонатні і кварц-карбонатні жили з мінералами Ag, Co, Ni, Bi, U (Рудні Гори в Чехії і Німеччині). До неї ж належить мінералізація урізаних, тобто неповних аналогів - Co-Ni-арсенідной формації (Хову-Акси, Тува), Ag-Co-Ni формації (Кобальт, Онтаріо, Канада). Средньотемпературними є численні поліметалеві (Zn, Pb, Сі, часто з Ag) родовища (Рудний Алтай, Забайкалля, Північний Кавказ) і поліметалева мінералізація, накладена в гидротермальную стадію на скарни (Тетюхе, Дальнегорськ, Примор'я). До середньо-високотемпературних відносяться золото-кварцові родовища Якутії, північного Сходу Росії.

2. Вулканогенні гідротермальні асоціації мінералів формуються за рахунок гідротерм, пов'язаних з блізповерхневими магматичними вогнищами, що нерідко мають вихід на поверхню (вулкани). Істотна роль у формуванні таких гідротерм належить не тільки ювенільним, але і метеорним водам. Мінералоутворення йде у близькоповерхневих умовах, тобто при швидкому зниженні температури, частих тектонічних переміщеннях, сприяючих падінню тиску. Це помітно позначається на морфології мінералів, що утворюються, - характерні дрібнозернисті до коломорфних агрегати, часте утворення халцедону або халцедоновидного кварцу, сумісне знаходження як високотемпературних (каситерит, вольфраміт), так і низькотемпературних мінералів. В цілому, проте, переважає низькотемпературна мінералізація, і лише деякі родовища відносяться до високо-средньотемпературних.

Рис. 19. Зміна мінералізації жил по мірі видалення від джерела гидротермальних розчинів і зниження їх температури.

Приклади вулканогенних гидротермальних утворень:

а) кварц-халцедонові жили із золотом (Балей, Забайкалля);

б) оловоносні і олово-вісмутові жили, іноді з коломорфним каситеритом - дерев'янистим оловом (Примор'я; Хинган);

в) мідно-порфірове зруденіння в кварцових порфірах або близпо-верхневих гранітах (Сорське родовище, Хакасія);

г) колчеданні поклади субмарінного характеру, іноді із золотовмісним піритом (Урал);

д) антімоніт-вольфрамітові (ферберітові) жили (Зопхито, Північний Кавказ);

е) озерні кратерні відклади сірки з реальгаром, аурипігментом.

3. Телетермальні гідротермальні утворення не мають видимого зв'язку з магматизмом. Прийнято вважати, що це розчини, що далеко („теле-”) пішли від свого безпосереднього джерела. Така мінералізація нерідко приурочена до зон глибинних розломів, в яких також часто локалізуються дрібні магматичні тіла, створюючи ілюзію генетичного зв'язку. Проте часте утворення без жодної приуроченності до магматичних порід, локалізація в дуже різних по хімізму і літології породах свідчать, що зв'язок цей лише здається. Звичайно такі жили прості за хімічним складом. До цього типу відносяться родовища Hg, Sb, As - кіноварні (ртутні), антимоніт-кіноварні (сурм'яно-ртутні), такі, як Хайдаркан, Кадамджай (Середня Азія), Акташ (Гірський Алтай), Терліг-Хая (Тува), Микитівське (Україна).

За температурами утворення телетермальні асоціації звичайно низькотемпературні, про що свідчить одночасне з рудними мінералами утворення халцедоновидного кварцу.

Гідротермальнн мінералоутворення звичайно супроводжується інтенсивною зміною вміщаючих порід - це так звані коложільні або колорудні зміни. Характерно, що масштаб такої зміни часто набагато перевищує потужність самих жил. Це дозволяє використовувати змінені породи (метасоматіти) як пошукову ознаку на ті або інші гідротермальні асоціації. Зараз, коли всі родовища, що виходять на поверхню, вже знайдені, ведеться пошук так званих „сліпих” тіл. Нижче перераховані основні типи гідротермальних метасоматитів.

1. Вторинні кварцити. Якщо багаті леткими (SO₂, HF, HC1) кислі розчини взаємодіють з алюмосилікатними породами в близькоповерхневих умовах, відбувається винесення лугів, кальцію і інших компонентів цих порід, а на місці залишаються лише самі інертні з них – кремнезем, глинозем, оксид титану. Виникають збагачені кварцом породи, що нагадують звичайні кварцити. Проте надлишок глинозему позначається в утворенні таких мінералів, як корунд, андалузит, діаспори, алуніт, каолініт, пірофілліт, серицит (у порядку пониження температури). В цілому виникають близькоповерхневі аналоги грейзенів. Найчастіше вторинні кварцити утворюються за рахунок кислих ефузивів. Приклад, родовище агальматоліту - похідної пірофіліту Al₂[Si₄O₁₀](OH)₂ в Туві.

2. Серицнтизація. Іншим аналогом грейзенізації є низькотемпературні утворення дрібнолускуватого мусковіту - серициту („серикіс” - шовковистий) у вміщуючих породах навколо гідротермальних жил. Серицитизация йде у тому випадку, коли температури недостатні для виникнення грейзенів (при великому віддаленні розчинів від материнської інтрузії). Мусковіт (серицит) при цьому утворюється за рахунок алюмосилікатів вміщуючих порід, перш за все, польових шпатів.

3. Епідотизація. Це низькотемпературний гідротермальний процес, який має місце у тектонічних зонах в силікатних породах, багатих Са, необхідним для утворення епідоту Ca₂FeAl₂[SiO₄][Si₂O₇]O(OH). Змінені в ході цього процесу породи набувають характерного для епідоту зеленкуватого відтінку, а іноді утворюються породи, що майже повністю складаються з дрібнозернистого епідоту, - епідозити.

4. Березитизація. Гідротермальна зміна алюмосилікатних порід, при якій утворюється асоціація серицит + кварц + пірит + карбонат (анкерит). Цей процес нерідко супроводжує гідротермальні родовища золота і названий по Березовському родовищу на Уралі. Пірит в цьому випадку також буває золотовмісним. Іноді березитизація є пошуковою ознакою на вольфрамове, молібденове і мідне зруденіння.

5. Ліственітізация. Гідротермальна низькотемпературна зміна ультраосновних порід, при якій утворюються кварц-карбонатні метасоматити з яскраво-зеленою хромвмісною слюдою - фукситом, з домішкою рудних мінералів - піриту і гематиту. Нерідко ліственіти супроводжують гідротермальне золоте зруденіння.

6. Хлоритизація. Надзвичайно широко розвинений процес гидротермальної зміни порід, супроводжуючий низькотемпературні гідротермальні жили. Хлорит при цьому охоче утворюється за рахунок біотіту.

7. Серпентинізація, оталькування - гідротермальна зміна ультраосновних порід. Може бути автометаморфічною, а може протікати і при дії „чужих” гідротермальних розчинів, пов'язаних з пізнішими, звичайно кислими, інтрузіями.

8. Пропілітизація - складний комплекс гідротермальних змін вулканічних порід в областях активного вулканізму, пов'язаний із зміною гідротермальних розчинів від кислих до лужних. Головні мінерали пропілітів - альбіт, хлорит, кальцит, пірит, кварц; звичайні - преніт, епідот, актиноліт, серицит, адуляр, цеоліти. Після пропілітизації часто розвиваються січні кварцові жили або зони окварцювання, що супроводжуються кварц-пірит-серицитовими і іншими метасоматитами. Спостерігаються переходи від пропілітів до вторинних кварцитів.

Окрім перерахованих, відзначимо ще такі низькотемпературні гідротермальні зміни, як карбонатизація, окременіння, каолінізація (аргілітизація), алунітизація - все це процеси, що не вимагають пояснень. Значення гідротермальних метасоматитів не вичерпується їх використанням як пошукової ознаки. Нерідко вони самі є нерудними корисними копалинами - каолініт (сировина для парцелянової промисловості), родовища тальку і серпентину, пірофіліту.

В цілому роль гідротермальної мінералізації величезна, родовища гідротермального генезису дають до 70 % світової здобичі Мо і W, 100 % олова, 50 % міді.

Головні гідротермальні асоціації

мінерали		Особливості агрегатів
жильні	рудні
Асоціації великих глибин прямо зв’язані із гранітними інтрузіями
кварц адуляр мусковіт цинвальдит топаз флюорит	каситерит вольфраміт шеєліт берил молібденіт піротин пірит халькопірит арсенопірит золото магнетит гематит вісмут вісмутин	олов’яні та олово-вольфрамовікварцові жили серед грейзенів та скарнів. Жили масивні крупнозернисті
кальцит доломіт кварц	нікелін рамельсбергіт скутерудит шмальтин сафлорит льолінгіт блякла руда халькопірит вісмут	кобальт-нікель-миш’якові карбонатні жили складної смугастої внутрішньої будови
кварц кальцит анкерит барит	кобальтин шмальтин нікелін рамельсбергіт сафлорит герсдорфіт піраргірит прустит миш’як срібло блякла руда настуран гематит вісмут	кобальт-нікель-срібло-вісмут-уранові кварц-карбонатні жили (п’ятиелементна формація) смугастої, друзової, коломорфної будови із ореолом хлоритизації та гематитизації.
асоціації середніх глибин, пов’язані із гранодіоритовими та гранітними інтрузіями
кварц топаз хлорит турмалін	каситерит піротин халькопірит арсенопірит пірит	зональні кварц-каситеритові та кварц-сульфіно-каситеритові жили часто із коломорфним каситеритом (дерев’янистим оловом)
кварц флюорит калішпат	халькопірит пірит молібденіт борніт енаргіт	мідно-молібден-порфірові руди складені мережею прожилків кварц-(±калішпат)-пірит ±молібденіт-халькопіритового складу породах кислого складу порфірової структури
кварц кальцит барит сидерит анкерит флюорит	сфалерит галеніт пірит піротин халькопірит арсенопірит золото бляклі руди	кварц-сульфідні жили
кварц анкерит доломіт	пірит халькопірит галеніт бляклі руди золото арсенопірит айкиніт	кварцові жили із золотом
приповерхневі асоціації зон кислого та андезитового вулканізму
халцедон кварц адуляр кальцит флюорит барит каолініт серицит алуніт	пірит марказит халькопірит сфалерит галеніт бляклі руди алтаїт піраргірит полібазит буланжерит антимоніт арсенопірит енаргіт	епітермальні жильні та прожилкові утворення серед каолінізованих та серицитизованих вулканічних порід
кварц опал халцедон карбонати	кіновар реальгар антимоніт марказит пірит сфалерит халькопірит арсенопірит метацинабарит	кіноварно-антимоніт-кварц-кальцитові жили
кварц серицит хлорити барит кальцит	пірит сфалерит халькопірит галеніт піротин магнетит борніт	колчеданні руди - масивні сульфідні (піритові) руди дрібнозернистої та коломорфної структури
стратиформні утворення в осадових товщах
кварц халцедон карбонати барит	сфалерит вюртцит галеніт пірит марказит халькопірит	тип МісісіпіВалей
кварц кальцит халцедон	кіновар реальгар ауріпігмент антимоніт	сурм’яно-миш’якові руди

Екзогенні мінералоутворюючі процеси

Всі процеси, що йдуть на поверхні або поблизу від неї під дією нижчеперерахованих чинників, називають екзогенними („екзо” - зовнішній), або гіпергенними („гіпер” - понад), або поверхневими.

Чинники мінералоутворення:

а) зміна физико-хімічної обстановки РТ-умов. В умовах денної поверхні - низького тиску і низьких температур - багато ендогенних мінералів, що виникли при високих Т і Р, стають нестійкими. Це приводить до їх розкладання, появи нових поліморфних модифікацій, до розпаду твердих розчинів. Хоча інерція кристалічної решітки мінералів дуже велика, нерівноважність ендогенних мінеральних асоціацій в поверхневих умовах є однією з причин їx зміни; б) поява нових чинників мінералоутворення - вільного кисню атмосфери, вуглекислоти, атмосферної води (ненасиченої, яка тому володіє великою розчинювальною здатністю), різких перепадів температур (добових і сезонних; у областях з різко континентальним кліматом діапазон таких перепадів може досягати 100ºС) - є головною причиною екзогенного мінералоутворення, направленого на створення нових мінеральних асоціацій, рівноважних в поверхневих умовах.

Найпростіший випадок екзогенної зміни - фізична дезинтеграція порід і мінералів - фізичне вивітрювання, що відбувається під впливом коливань температури, оскільки коефіцієнти теплового розширення мінералів в породі різні. Розтріскування посилюється попаданням води в тріщини, особливо при її замерзанні. Проте в чистому вигляді фізичне вивітрювання - явище досить рідкісне. Звичайно воно супроводжується, а іноді і викликається хімічною зміною мінералів. Залежно від умов зміни мінералів і нового мінералоутворення екзогенні процеси можуть бути диференційовані.