Парагенезиси метаморфічних фацій

Фації	Головні	Заборонені
Цеолітова та преніт-пумпеліїтова	Монтморилоніт, доломіт, анкерит, кварц, альбіт, калієвий польовий шпат, каолініт, ломонтит, преніт, пумпеліїт	Актиноліт, пірофіліт, анальцим, гейландит
Зелених сланців	Епідот, хлорит, хлоритоїд, альбіт, мусковіт, кальцит, доломіт, актиноліт, тальк При високому тиску: глаукофан, жадеїт, лавсоніт	Ставроліт, андалузит, плагіоклаз, ломонтит, преніт
Амфіболітова та епідот-амфіболітова	Рогова обманка, плагіоклаз, гранат, біотит, мусковіт, калішпат, рутил, кальцит, доломіт, скаполіт, андалузит, антофіліт, кордієрит, кіаніт+ставроліт (при високих тисках)	Піроксени, актиноліт+плагіоклаз, клаукофан
Двопіроксенова (гранулітова)	Гіперстен, клінопіроксен, гранат, кордієрит, плагіоклаз, калієвий польовий шпат, силіманіт, діопсид, скаполіт, кальцит, доломіт, рутил	Ставроліт, ромбічний амфібол, мусковіт, епідот

• Існує ряд ендогенних процесів, що прямо не пов’язані із магматичним тепломасоперенесенням

Мінерали альпійських жил

Кварц, адуляр, хлорит, рутил, брукіт, анатаз, гематит, апатит, аксиніт, цеоліти

Динамічний метаморфізм

Контактний метаморфізм (ороговикування)

На відміну від контактово-метасоматичних утворень головним чинником мінералоутворення тут є підвищення температури. Чисто метаморфічна зміна характерна для порід, мало відмінних від магматичних за хімізмом, унаслідок чого і немає обміну компонентами - немає метасоматозу. Виникають породи - роговики, названі так за щільну структуру з раковистим зламом, аналогічним зламу рогу. По мінеральним асоціаціям роговики можуть відповідати регіонально-метаморфічним породам, що утворилися при низькому тиску. Так, найбільш характерні біотитові роговики, відповідні біотитовим сланцям, кордієритові і біотит-андалузитові роговики - аналоги відповідних сланців. Найбільш низкотемпературні - мусковітові роговики, при середніх температурах утворюються амфіболові роговики. При сильнішому прогріванні в роговиках з'являються піроксени, характерні для високих ступенів регіонального метаморфізму. Для самих високотемпературних порід контактового метаморфізму характерні спуріт і мервініт - показники високої температури і низького тиску, які утворюються по карбонатних і силікатно-карбонатних породах. Як показує назва, контактово-метаморфічні породи з'являються на контакті між осадовими або метаморфізованнимі осадовими породами і магматичними породами, що упровадилися в них. Особливо відзначимо, що при контактовому метаморфізмі високоглиноземистих порід, так само як і при регіональному, можуть утворюватися наждаки.

На закінчення розгляду метаморфічних процесів слід зазначити все частіше описувані явища дислокаційного метаморфізму. Такі процеси протікають в зонах глибинних розломів в умовах локального пониження або підвищення тиску при тектонічних переміщеннях. Найбільш поширений цей процес в зонах субдукциі, коли при зануренні однієї плити під іншу виникають значні області підвищеного тиску при низьких температурах, а також при колізійних процесах (при зіткненні крупних блоків континентальної кори). В цілому, явища, що протікають при дислокаційному метаморфізмі, ті ж, що і при регіональному, проте масштаби їх менше, а ступінь метаморфізму рідко перевищує амфіболітову фацію

Мінерали контактових роговиків

Вихідні породи
кварц-польовошпа-тові	глинисті	основні і магнезіальні	карбонатні
кварц ортоклаз плагіоклаз біотит мусковіт	кордієрит андалузит шпінель корунд анортит біотит ортоклаз мікроклін кварц	кордієрит плагіоклаз діопсид гіперстен шпінель форстерит біотит епідот антофіліт кумінгтоніт	кальцит волостоніт гросуляр кварц плагіоклаз монтичеліт діопсид геденбергіт периклаз брусит тремоліт тальк рогова обманка

Магматичний процес Магматичний процес, котрий, в свою чергу, внаслідок індукованих ним тепломасопотоків викликає перетворення порід літосфери внаслідок теплового та флюїдного впливу. Піднімаючись із нижніх горизонтів літосфери у верхні ми будемо спостерігати поступову зміну домінуючих процесів, індукованих магматичним тепломасопереносом:

• Зона генерації базальтових магм за рахунок часткового плавлення порід верхньої мантії. Після виплавлення базальту залишаються ультраосновні породи

• інтрузії основного складу та середнього складу (габро та діорити), що є провідниками тепла у верхні горизонти

• плавлення порід кори із формуванням гранітної магми

• Зональний метаморфізм – перетворення гірських порід, опущених на великі глибини (великий літостатичний тиск) під впливом тепломасопотоку через гранітні інтрузії.

• Обмінні взаємодії гранітних інтрузій із вміщуючими породами (формування скарнів)

Магматичні породи

інтрузивні

ефузивні

Магматичні процеси

Температури мінералоутворення найбільш високі: 700-1600ºС -при кристалізації магми, що вилилася на поверхню. Базитові (основні) і гіпербазитові (ультраосновні або ультрабазитові) магми кристалізуються при більшій температурі порівняно із кислими

Роль тиску - утримання в розплаві летючих компонентів магми: Н₂О, СО₂, В, P₂O₅, F, C1 та ін.; присутність цих компонентів значно понижує температуру кристалізації магми.

Хімізм. Переважаючі компоненти магматичного розплаву (їх прийнято виражати у вигляді оксидів) - це SiO₂, А1₂О₃, Fe₂O₃, FeO, MgO, CaO, Na₂O, K₂O. Ці компоненти складають головну масу мінералів магматичних порід, і їх називають породоутворюючими. У сумі на їх частку доводиться близько 90 % складу мінералів, що кристалізуються переважно у вигляді силікатів і алюмосилікатов.

Окрім переважаючих (породообразующих) компонентів в розплаві знаходяться так звані розсіяні компоненти - LiО, BaO, NiO. Вони, в основному, не дають самостійних мінералів, а розсіюються у вигляді домішок в гратках породоутворюючих мінералів.

Присутні також в розплаві і акцесорні компоненти - ZrO₂, Р₂О₅, TiO₂, Сг₂О₃, Т1₂О₃. Вони містяться в незначних кількостях, але навіть при низькому вмісті прагнуть відокремитися у вигляді самостійних мінералів. При цьому вони звичайно утворюють несилікати: фосфати - апатит, монацит; оксиди - рутил, хроміт, магнетит.

Найбільш важливим при оцінці хімізму магматичних процесів є вміст в розплаві кремнезему, якій може змінюватись від 25 до 80 %.

Крім того, особливо виділяють лужні породи, які відрізняються високим вмістом лугів - I (Na₂O + К₂О), а за змістом SiO₂ можуть бути від кислих до ультраосновных, хоча велика частина їх відповідає середнім (53-64 вага. % SiO₂), що пов'язане з особливостями накопичення лугів в ході еволюції розплавів.

Реакційна схема Боуена

Послідовну зміну парагенезисів, що відповідають породам нормального ряду, можна представити як реакційний ряд Боуена. Американський петролог Н. Боуен показав, що кристалізація розплаву починається з утворення найбільш тугоплавких, багатих Mg і Fe силікатів. Пізніше, у міру зниження температури, в результаті реакцій з розплавом, до ним приєднуються Ca-Mg силікати і алюмосилікати Са, Na і К. У результаті утворюється переривистий ряд істотно залізо-магнезіальних силікатів, названих фемічними (Mg-Fe), і безперервний паралельний ряд салічних (Si-Al) Ca-Na алюмосилікатов. Відповідно виділяють дві гілки реакційного ряду Боуена (рис. 10).

Що з цього ряду слідує?

1) У міру кристалізації розплаву пізніші мінерали виявляються кислішими, тобто багатші кремнеземом. Порівняння: плагіоклази у міру кристалізації збагачуються альбітовим, більш висококремнистим, міналом, а склад піроксена відрізняється від олівіну лише кількістю кремнезему, і утворення його можна представити як реакцію раніше викристалізованого олівіну з кремнеземом розплаву: (Mg²⁺)₂[SiО₄]+ SiO₂=> (Mg,Fe)₂[Si₂O₆] (Відзначимо тільки, що залежно від умов кристалізації і складу системи порядок кристалізації мінералів, наприклад, орто- і клінопіроксену, може мінятися.)

2) Крайні члени ряду розділені проміжними продуктами реакції і тому не можуть рівноважно співіснувати один з одним. Це означає, наприклад, що кварц не може співіснувати з олівіном в рівноважному парагенезисі. Випадки порушення ряду Боуена при підвищенні хімічного потенціалу Fe і лугів ми тут не розглядаємо. Таким чином, кожна порода матиме свою парагенетичну асоціацію. Розглянемо докладніше головні з них.

За змістом кремнезему магматичні породи діляться на:

	Петр. кодекс, 1995
ультраосновные (гіпербазити)	SiO2 < 44 вес. %
основні (базити)	SiO2 44-53 вес. %
средні	SiO2 53-64 вес. %
кислые	SiO2 > 64 вес. %

Кристалізація мінералів відбувається із магми - складного розплаву (розчину) оксидів Si та Al з розчиненими в ньому металами Mg, Ca, Ti, Na, K. Інші елементи (Mn, Ni, Ba, Cu, S та інші) присутні в незначних кількостях. Процес кристалізації магми (швидкість, порядок виділення мінералів, структура та текстура породи) залежать від температури і початкового складу магми, а також від вмісту в магмі летючих компонентів (H₂O, CO₂, B, P, Li, Cl, F). Вміст летючих компонентів в породах в складі мінералів (апатит, монацит, турмалін, слюди, топаз, карбонати) значно менший ніж в магмі де концентрація їх суми може досягати 15%.

• •Алюмосилікатний розчин із іонами металів (Al, Mg, Fe, Ca, Na, K, Ba, Mn, Ni, Ti, Zr, Cr, Be, Rb, Li та інші)

• Параметри магми визначаються ступінню полімеризації кремнекисневих груп

• •Полімеризація визначається вмістом кремнезему (SiO2) Полімеризація блокується іонами Mg, Fe та летючими компонентами B, P, OH, Cl, F, CO2

Магми

• коматіїтова 1200 до 1600^oC

• базальтова 1000 до 1200^oC

• андезитова 800 дo 1000^oC

• гранітна 650 дo 900^oC

• сієнітова 700 дo 800^oC

• карбонатитова 500 дo 700^oC

Джерело базальтової магми – мантія лерцоліт: перидотит Olivine > Opx + Cpx

Тиск - відповідає глибинам 0-100 км

Окисно-відновний потенціал контролюється активностями Fe2+ і Fe3+ та летючими компонентами

Основна особливість магматичного процесу - кристалізація мінералів із розплаву при пониженні температури

ПЕРЕНАСИЧЕННЯ-ПЕРЕОХОЛОДЖЕННЯ

• Ліквідус – солідус

  • Відхилення від термодинамічної рівноваги в напрямку переохолодження DT і/або перенасичення DС викликає кристалiзацiю мiнеральної фази.

Кристалізація бінарного розплаву в умовах ізоморфного змішування компонентів

Евтектична кристалізація бінарного розплаву Магматична камера

Склад магматичних порід визначається вмістом кремнезему та лужних металів

• Нормальний ряд перидотит-габро-діорит-граніт

• Лужний ряд сієніти – нефелінові сієніти – кімберліти - карбонатити

Мінерали магматичних порід

• породоутворюючі

• акцесорні

Основні фактори, що визначають склад магматичних порід

• Склад материнських порід, що частково плавляться

• Кристалізаційна диференціація

• Гравітаційна диференціація

• Лікваційна диференціація

• Змішування магм

• Асиміляція (контамінація)

Зупинимося тепер на явищах, які супроводжують магматичне мінералоутворення.

1. Кристалізаційна диференціація. Може трапитися так, що після кристалізації більш основних мінералів більш легкоплавка і кисліша частина розплаву, що залишилася, піде по тріщинах в результаті тектонічних переміщень і відокремиться від ранніх продуктів кристалізації. При цьому на старому місці залишаться мінерали ультраосновного парагенезису, а на новому місці вони утворюватися вже не будуть - і температура розплаву вже нижче, і склад його став кислішим. Виникне основна або середня порода. При неодноразовому відділенні все більш пізніх і кисліших продуктів від раніших можна одержати весь ряд диференціатів (або дериватів) від ультраосновних до середніх. Підтвердження цьому бачать в частому розташуванні на невеликому видаленні один від одного масивів основних і ультраосновних порід, а також в геохімічних даних, наприклад, ізотопних співвідношеннях деяких елементів. Ізотопний склад деяких елементів достатньо інертний і залишається незмінним навіть в розплаві, тому близькі ізотопні відносини в таких масивах свідчать про їх споріднене утворення.

2. Гравітаційна диференціація. Мінерали, що викристалізувалися першими, часто мають іншу щільність, чим щільність розплаву. Так, якщо спочатку з'являються важкі рудні і фемічні мінерали (істотно Mg-Fe), як правило, щільніші, вони можуть під дією сил гравітації опускатися на дно магматичної камери, утворюючи так звані кумулати (наприклад, донні поклади хроміта в масивах ультраосновних порід). Проте можливий і зворотний процес. Наприклад, якщо у висококалієвих лужних породах першим з'являється лейцит - каркасний алюмосилікат з низькою щільністю, він може спливати і накопичуватися у верхній частині камери (так пояснюється утворення унікальних мономінеральних лейцитових порід). Очевидно, що крім різниці щільності мінералу, що кристалізується, і розплаву необхідно, щоб розплав був відносно легко рухомий, тобто він повинен володіти низькою в'язкістю. Оскільки більш основна магма має в'язкість нижчу, ніж кисла, за інших рівних умов, то, як наслідок, продукти гравітаційної диференціації характерні для ультраосновної, основної і середньої лужної магми.

3. Лікваційна диференціація. Якщо початкова магма багата сіркою, фосфором і деякими іншими летючими, то в ході її кристалізації вже на початку може відбутися ліквация – розділення єдиного розплаву на дві рідини, що не змішуються: силікатний розплав і сульфідний розплав. Ці рідини матимуть різну рухливість і різну густину, що може викликати явища гравітаційної диференціації - сульфіди, що утворюються, як важчі, можуть осісти на дно і утворити рудний поклад. А можуть утворювати шліри, або, якщо сульфідний розплав відособлявся у вигляді крапель в силікатному, емульсивну вкрапленность сульфідів в силікатній породі. Такий ліквационно-магматичний генезис мають сульфіди Сu, Ni, Fe, які створюють великі скупчення, пов'язані з основними породами. До цього типа відносять родовища мідно-нікелевих руд Норільська, Садбері.

4. Асиміляція і контамінація. При вкоріненні магми у вміщаючі породи часто відбувається поглинання уламків цих порід і їх розчинення в магматичному розплаві. Таке поглинання, засвоєння вміщуючих порід називається асиміляцією. Якщо асимілює велику кількість таких уламків, що вміщують породи, які помітно відрізняються від магматичного розплаву за хімічним складом, то відбувається зміна складу розплаву - збагачення його компонентами вміщуючих порід. Таке забруднення („усереднення”) складу за рахунок асимілюючого матеріалу називають контамінацією. (Зверніть увагу на способи застосування обох термінів, наприклад: „контамінація магми вапняками”, але „асиміляція магмою вапняків”). Обидва ці явища можуть помітно позначитися на складі мінералів, які кристалізуватимуться з такого розплаву, і навіть на характері парагенетичною асоціації. Наприклад, при вкоріненні гранітного розплаву у вапняки і асиміляцію їх помітно збільшується в розплаві вміст Са, і при кристалізації утворюватиметься не кислий плагіоклаз, що характерне для нормальних гранітів, а більш основний. В результаті асиміляції гранітною магмою глиноземистих порід (наприклад, слюдяних сланців) при кристалізації в граніті можуть з'явитися такі високоглиноземисті мінерали, як кордієрит (Mg,Fe)₂[Al₄Si₅O₁₈] або андалузит AlAl[SiO₄]O.

5. Десилікація. Якщо розплав, багатий кремнеземом, упроваджується в породи, бідні кремнеземом (наприклад, вапняки або ультраосновні породи), то відбувається вилучення SiO₂ з розплаву за рахунок скріплення його магнієм, кальцієм, залізом вміщаючих порід. Це приводить до збіднення розплаву кремнеземом і порушення спочатку нормальної пропорції кремнезему і глинозему, Аl₂О₃ опиняється у вимушеному надлишку, і тому замість звичайних алюмосилікатів виникають мінерали, збагачені алюмінієм, кількість кварцу зменшується, а іноді він зникає зовсім. Якщо при цьому кількість глинозему виявляється особливо великою, він може виділитися у вільному вигляді, утворюючи корунд.

6. Автометаморфізм. Слово означає самоперетворення, самозміну. У чому суть явища? У тому, що продукти магматичної кристалізації піддаються дії пізніших (залишкових) порцій розплаву тієї ж магми або дії тих, що відокремилися з цієї ж магми летючих. Всі ці дії відбуваються в межах єдиного геологічного процесу магматичної кристалізації без прівноса речовини ззовні (!). Таку дію ми вже бачили: реакція олівіну з розплавом з утворенням піроксена, що дає реакційні облямівки навколо ядра, в якому олівін - законсервований релікт, що не встиг прореагувати і відокремлений потім від розплаву піроксеном. Яскравий приклад автометаморфізму - серпентинізация ультраосновных порід за рахунок раніше розчіненої води у магмі, а потім води, що відокремилася. Така серпентінізация поширена дуже широко, і часто від ранніх олівіну та піроксенів залишаються тільки псевдоморфози. Нерідко саме з явищами автометаморфізму пов'язують утворення по ультраосновних породах промислових родовищ азбесту, серпентину і тальку. Проте слід пам'ятати, що серпентин буває і первинно магматичним мінералом (наприклад, в кімберлітах).

Утворення магми

суха	+ H2O

Процеси кристалізації

Ліквація

• розділення єдиного розчину на дві рідкі фази

  • Алюмосилікатний та сульфідний

  • Два алюмосилікатних різного складу

  • Два силікатних + водний розчин

Диференціація магми, насиченої летючими компонентами призводить до формування пегматитів та гідротермальних флюїдів

Тут ми підходимо до оцінки процесів магматичного мінералоутворення з погляду їх практичної значущості. У ряді випадків ці процеси приводять до утворення підвищених концентрацій деяких промислово важливих мінералів і їх родовищ. Родовища, пов'язані з:

1) ультраосновними породами:

а) алмази (у кімберлітах і перідотитах) - Якутія, Південна Африка;

б) хроміти (у дунітах) - Урал, Казахстан, Монголія;

в) платина і платіноїди (у хромітоносних дунітах) - Урал;

2) основними породами:

а) ільменіт-титаномагнетит - Урал, Казахстан;

б) Cu-Ni сульфідні лікваційно-магматичні родовища - Норільськ, Мончетундра, Седбері (Канада);

в) платина і паладій - Східний Сибір;

3) лужними, ультраосновними-лужними породами і карбонатитами:

а) найбільші родовища апатиту (сировини для фосфорних добрив) - Хибіни, Кольський півострів;

б) комплексні родовища - магнетит, слюда (флогопіт), апатит, а також мінералізація на TR, Nb, Та, Zr, Ti, U - карбонатити Ковдора, Афріканди і ін.

Власне магматичні породи нерідко є цінною сировиною і використовуються як облицювальний і будівельний камінь, обробний камінь (рожеві туфи Вірменії, лабрадорит України і т, -д.).

Мінерали і парагенезиси магматичного походження

Температури і тиски	Породи	Мінерали
		головні	акцесорні	корисні
1200-1500°С >30 км	кімберліти	олівін, діопсид( хром-діопсид), флогопіт, кальцит	піроп, ільменіт, хроміт, магнетит, апатит, алмаз	алмаз
	перидотити, дуніти	олівін, піроксени (ромбічні піроксени, діопсид, авгіт), магнетит, хроміт	магнетит, хроміт, ільменіт, шпінель, піротин, піроп, корунд, плагіоклаз (основний)	хроміт, платина (в дунітах), алмаз, титаномагнетит
	сульфідні лікваційні руди	піротин, пентландит, халькопірит, пірит, кубаніт	платина, борніт, магнетит, ільменіт,	пентландит, халькопірит, борніт, кубаніт, платина
	еклогіти	піроксени (омфацит), гранати (піроп)	рутил, кіаніт, ільменіт, шпінель, алмаз, кварц	алмаз
	габро	плагіоклаз (анортит, лабрадор-бітовніт), діопсид, гіперстен, олівін	ільменіт, біотит, рогова обманка, апатит, сфен, рутил, магнетит, титаномагне-тит, платина, піротин, пентландит, халькопірит, борніт	титаномагне-тит, рутил, ільменіт, платина, пентландит, халькопірит, борніт
	базальти	плагіоклаз (лабрадор-бітовніт), авгіт, гіперстен, рогова обманка, олівін	апатит, магне-тит, піротин, пентландит, халькопірит, ільменіт	платина, пентландит, халькопірит, ісландський шпат, агат, халцедон, самородна мідь
	діорити, андезити	плагіоклази (андезин, олігоклаз), рогова обманка, піроксени, (біотит)	магнетит, ільменіт, циркон, кварц, апатит	з ними пов’язані скарнові родовища магнетиту, молібденіту, халькопіриту
	граніти, гранодіорити	кварц, ортоклаз, мікроклін, плагіоклази (олігоклаз, альбіт), біотит, мусковіт, (рогова обманка)	магнетит, ільменіт, апатит, монацит, циркон, сфен, пірит,	з ними пов’язані пегматити, апограніти, грейзени, гідротермальні жили з каситеритом, вольфрамітом, шеєлітом, золотом, вісмутом і інш.
	ріоліти, дацити	кварц, санідін, плагіоклази (кислі), мікроклін, ортоклаз, рогова обманка, піроксен	тридиміт, кристобаліт, апатит, циркон, сфен, кордієрит
	нефелінові сієніти, фоноліти	ортоклаз, санідін нефелін, Na-амфіболи, лужні піроксени, лепідомелан, лейцит	циркон, евдіаліт, сфен, астрофліт, лампрофіліт, лопарит, магнетит, апатит, содаліт, канкриніт, гаюін, натроліт, графіт	апатит,. лопарит, циркон, евдіаліт, нефелін, графіт, лейцит
	карбонатити	кальцит, доломіт, анкерит, сидерит, діопсид, гуміт, форстерит, флогопіт, апатит, егирин, арфедсоніт	магнетит, бадделіїт, пірохлор, гатчетоліт, перовскіт, ешиніт, колумбіт, паризит	пірохлор, гатчетоліт, колумбіт, паризит, бастнезит, апатит, молібденіт

Пегматитовий процес

Основні парагенетичні асоціації мінералів

Розглянемо випадок, коли легколеткі компоненти, що накопичуються при кристалізації магми, не мають можливості піти з розплаву, як це відбувається при утворенні вулканічних перегонів. Тоді летючі компоненти поступово віджимаються в частину розплаву, що ще не закристалізувалася, і насичують його. Звичайно це відбувається в кінці магматичної кристалізації. Такий багатий, а іноді і пересичений летючими компонентами розплав називають залишковим.

У ньому крім летких компонентів також накопичуватимуться елементи, які не увійшли до складу породоутворюючих мінералів (унаслідок відмінності іонних радіусів або унаслідок різко відмінних хімічних властивостей).

Це такі елементи, як Li, Cs, Be, Та, Nb, Sn, W, U, Th. Це означає, що остаточний розплав буде істотньо відрізнятися концентрацією цих елементів від початкової магми. Кристалізація такого розплаву протікає істотно інакше. Розглянемо головні особливості пегматитового мінералоутворення.

1. Збагачення залишкового розплаву летючими компонентами робить його менш в'язким, легкорухомим і знижує температуру кристалізації. Склад розплаву стає евтектичним (котектичним). Евтектика - це одночасна сумісна кристалізація двох мінералів. У разі гранітного залишкового розплаву такою парою є польовий шпат і кварц, тоді як при звичайній кристалізації гранітів польові шпати утворюються істотно раніше за кварц. Одночасна евтектична кристалізація польового шпату і кварцу приводить до появи закономірних, так званих „графічних” (письмових) зростань цих мінералів, які спочатку і одержали назву пегматит (рис. 14).

2. У міру зниження температури евтектична кристалізація графічних агрегатів змінювалася утворенням дуже крупних індивідів польового шпату і кварцу. Саме унаслідок розрідження розплаву летючими іони, що будують гратки цих мінералів, можуть легко пересуватися, і це забезпечує хороше живлення кристалів, що ростуть. Такі агрегати, що складаються з крупних індивідів кварцу і польового шпату, називають пегматоїднимі.

3. При подальшому охолодженні залишкового розплаву пегматоїдна кристалізація замінялася утворенням блокових агрегатів. Це означає, що окремі кристали польового шпату і кварцу з пегматоїдних зрощень починають розростатися, витісняючи кристали іншого мінералу, і утворюють гігантські індивіди - блоки, іноді по декілька тон вагою. Частіше таку перевагу одержує польовий шпат, іноді утворюється чисто польовошпатова зона.

4. Після вичерпання матеріалу для кристалізації блокового польового шпату кварц, що залишається в надлишку, завершує кристалізацію, утворюючи так зване кварцове ядро. Важливу роль в його формуванні грають і магматичні процеси. Якщо залишковий розплав кристалізується в замкнутій порожнині усередині масиву гранітів, то відповідно до описаного механізму кристалізації в пегматитовому тілі виникає зональність, показана на рис. 14.

Рис. 14. Зональність замкненого пегматитового тіла

Якщо ж залишковий розплав по тектонічному порушенню переміститься у вміщуючі гранітний масив породи, то може виникнути жильне тіло пегматіта з такою ж зональністю, проте тут часто добре розвинена ще одна сама зовнішня зона - аплітова. Вона складена дрібнозернистим кварц-польовошпатовим агрегатом, який кристалізується уздовж стінок тріщини, мабуть тому, що в порівнянні із залишковим розплавом стінки тріщин значно холодніші, і це відразу викликає кристалізацію безлічі зародків. У жильних тілах пегматітов найбільш пізній кварц, що складає осьову частину жили, називають не кварцевим ядром, а кварцевою віссю жили.

5. До зони кварцового ядра або кварцової осі приурочені порожнини, стінки яких усаджені добре утвореними кристалами димчастого кварцу, топазу, берилу, турмаліну, - так звані занориші (камери).

А як виявляються в мінералоутворенні летючі, такі, що не входять до складу польового шпату і кварцу, але забезпечують протікання пегматитового процесу? Вони утримуються в залишковому розплаві найдовше, хоч і починають брати участь в мінералоутворенні під час формування блокової зони, а іноді й раніше. Вони входять до складу слюди (мусковіту), топазу, турмаліну, флюориту, апатиту.

Згідно первинної схеми утворення пегматитів, запропонованої А. Е. Ферсманом, в якийсь момент летючі настільки збагатять залишковий розплав, що він поступово перетвориться на надкритичне флюїдно-газоподібне середовище, багате силікатами (Ферсман помилково пов'язував з нею формування пегматоїдних агрегатів), а потім - у високотемпературний гідротермальний розчин. За експериментальними даними такого поступового переходу розплаву в розчини немає і відособлення постмагматичних розчинів відбувається шляхом закіпання пегматитового розплаву, що кристалізується. З відособленням крупних флюїдних міхурів пов'язано формування заноришей магматичного етапу і мінералізації в них. Крім того, постмагматичні розчини починають взаємодіяти з мінералами, що утворилися на попередніх етапах, вилуговувати і змінювати їх, викликаючи метасоматичне заміщення одних мінералів іншими. Такі зміни і заміщення ранніх мінералів пізнішими можуть відбуватися в декілька стадій і супроводжуються перевідкладенням речовини в межах пегматитового тіла і ускладненням його складу.

Саме з цим етапом пізніх метасоматичних перетворень в пегматиті пов'язане утворення таких промислово важливих мінералів, як слюда, берил, сподумен (Li), танталит-колумбіт (Та, Nb), каситерит (Sn). Уявлення про утворення пегматитів із залишкового розплаву розвивалося працями ряду російських вчених, що уточнювали значення окремих етапів для формування промислових пегматитів різних типів (рідкіснометальних, рідкісноземельних, слюдяних, керамічних пегматитів). Вивчення деяких пегматитових тіл і цілих полів пегматитів привело до уявлення, що не завжди їх утворення пов'язане з кристалізацією залишкового розплаву. А. Н. Заваріцкий, наприклад, вважав, що утворення таких великокристалічних порід може відбуватися за рахунок перекристалізації і укрупнення мінералів породи, схожої за мінеральним складом. Особливо багато взаємовиключних гіпотез запропоновано для пояснення генезису і особливостей будови рідкіснометальних і мусковітових пегматитів. Це означає, що у кожному конкретному випадку необхідне вивчення об'єкту на місці і лабораторними методами для встановлення способу його утворення, генезису.

Зупинимося ще на деяких явищах, супроводжуючих пегматитове мінералоутворення. Мова піде про вплив вміщуючих порід. У тому випадку, коли залишковий пегматитовий розплав кристалізується в породах, близьких за хімічним складом, очевидно, що ніякого впливу не буде, і мінеральний склад таких пегматитів цілком визначається складом залишкового розплаву.

Якщо ж розплав потрапляє в породи, різко відмінні за хімізмом, то відбувається його взаємодія з цими породами, яка змінює склад розплаву у бік вирівнювання хімічних неоднородностей. Наприклад, якщо гранітний пегматитовий розплав упроваджується в ультраосновні породи, то, з одного боку, відбувається десилікація розплаву (аж до зникнення кварцу з продуктів кристалізації), а з іншою - розплав збагачується компонентами ультраосновних порід (в першу чергу - магнієм і хромом). Це приводить до появи флогопіту (магнезійної слюди), не характерної для звичайних гранітних пегматітов, і до появи, наприклад, хром-містячого смарагду замість звичайного берилу. Як приклад десиліцированних пегматитів можна привести родовище „Смарагдові копальні” на Уралі, де відома саме така асоціація - з польовим шпатом, але без кварцу, із смарагдом, хризоберилом в слюдяних флогопітових облямівках, так званих слюдітах.

Кристалізація гранітного пегматитового розплаву в карбонатних товщах приводить до винесення калію і кремнезему і привносу Са (утворення плагіоклазитів). Вкорінення пегматитового розплаву в тріщини, які січуть товщу магнезійних вапняків (Кухи-Лал, Памір), привело до появи в пегматиті облямівки флогопіту, а в приконтактовій частині - кордієриту (Mg) і дравіту (Mg-турмаліну).

При вкоріненні пегматитового розплаву в породи, багаті глиноземом, відбувається збагачення його Аl₂Оз і поява в парагенезисі андалузиту, силіманіту, кіаніту, альмандину, а при надлишку глинозему, коли кремнезем вже весь зв'язаний, можлива поява корунду. Особливо ці зміни помітні в пріконтактових частинах жил.

Закінчуючи розгляд пегматитового мінералоутворення, відзначимо, що накопичення летючих в залишковому розплаві властиве не тільки кислій магмі. Пегматити як продукт кристалізації залишкового розплаву можуть утворитися при кристалізації будь-яких порід. Дійсно, відомі габро-пегматити, дуніт-пегматити, сиеніт-пегматити і пегматити нефелінових сієнітів. Проте, за винятком останніх двох, зустрічаються вони набагато рідше гранітних.

Крім того, гранітні пегматіти можуть бути пов'язані не тільки з кристалізацією залишкових розплавів, що виникають при диференціації гранітної магми (камерні, рідкіснометальні), але й з процесами анатектичного виплавлення розплавів при високих ступенях регіонального метаморфізму (мусковітові, рідкісноземельні, керамічні). Магматичний етап формування залишкових гранітних пегматитів знаходиться в межах 700-500ºС, анатектичних - 850-650ºС. При нижчих температурах йдуть процеси постмагматичної переробки ранніх агрегатів.

Утворення пегматитів відбувається на відносно невеликих глибинах: камерні (кришталеносні і флюоритоносні) - на глибині 1,5-3,5 км, рідкіснометальні - 3,5-7 км, мусковітові - 7-11 км, рідкісноземельні і керамічні - більше 11 км.

Пегматитовий тип мінералоутворення надзвичайно важливий в практичному відношенні. З гранітними пегматитами пов'язані промислові родовища Li, Be, Nb, Та, Sn, а також U, Th, Cs, Rb, рідкісних земель (TR), слюди і керамічної сировини. Пегматіти нефелінових сієнитів і сієніт-пегматити є концентраторами Zr, Hf, U, Th, Nb, Та, TR, Ti. З пегматитових заноришей здобувають коштовне камення - берили різного забарвлення, кольорові (поліхромні) турмаліни, топази, хризоберил, напівкоштовний димчастий кварц. Пегматіти служать також джерелом п'єзокварцу, оптичного флюориту і турмаліну, що використовуються в лазерній техніці.

FIG. 2. Internal textural zonation of the Koktokay No. 3 granitic pegmatite, Altai, northwestern China (modified after

Zhu et al., 2000).