Mineralogia_shpory

В порядке последовательного повышения степени симмет рии кристаллов они располагаются следующим об разом. Трик линная сингония (клин – угол, наклон, по-гречес ки) получила название с учетом той осо бенности кристаллов, что между всеми гранями уг лы всегда косые. Кроме С, других элементов сим метрии нет. Моноклинная (монос – один, по-гре чески) – в одном направлении между гранями крис таллов угол всегда косой. В кристалл лах могут при сутствовать L2, P и С. Ни один из эле ментов сим метрии не повторяется хотя бы дваж ды. Ромбическая – получила название по харак терному попереч ному сечению кристаллов (вспом ните углы ромби ческие 1-го и 2-го рода). Триго наль ная – названа по характерному поперечному сечению (треуголь ник) и многогранным углам (тригональный, дитри гональный). Обязательно присутствует одна L3. Тетрагональная – харак терны поперечное сече ние в форме квадрата и многогранные углы – тетра гональный и дитетра гональный. Обязательно при сутствует L4 или Li4. Гексагональная – сечение в форме правильного шестиугольника, многогран ные углы – гексаго нальный и дигексагональный. обязательно при сутствие одной L6 или Li6. Куби ческая – типична кубическая форма кристаллов. Характерно соче тание элементов симметрии 4L3 Сингонии объе диняются в 3 категории: низшую, среднюю и высшую. В низшую категорию объ единяются триклинная, моноклинная и ромби ческая синго нии. В среднюю категорию входят тригональная, тетрагональная и гексагональная сингонии. Хара ктерна одна главная ось симметрии. К высшей кА тегории относится одна кубическая сингония. В от личие от предыдущих категорий, для нее харак терно несколько главных осей симметрии.

Эндогенное минералообразован.Под процессом минералообразования понимается способ и условия образования  минералов в природе. Дословный перевод - «изнутри рождённые».Эндогенные процессы минералообразования связаны с глубокими недрами Земли, где они протекают при сравнительно высоких температурах и давлениях. Источник энергии - процессы ядерного распада и синтеза в ядре Земли. Источником вещества эндогенных образований является магма. Магма (греч. - тесто, паста) – расплавленная масса, состоящая из силикатных соединений металлов с подчиненным количеством летучих компонентов (СО2, Н2O, NH4, Н2S, CO и др). Главные компоненты: SiO2, Al, Fe, Mg, Mn, Ca, Na, K, O2, H, S, Cl, F, B.При застывании магмы образуются магматические горные породы с определенным набором минералов. Процесс кристаллизации магматического расплава зависит от вариаций двух основных факторов: - условия кристаллизации (внешний фактор);- химический состав магмы (внутренний фактор).

условия кристаллизации Степень кристалл лизации минералов зависит главным образом от условий кристаллизации, т.е. от глубины зале гания магматического расплава, температуры и давления, а также от наличия минерализато ров. Процесс кристаллизации является очень сложным, но характер его определяется в основ ном двумя факторами: 1.количеством, образу ющихся центров кристаллизации;2 скоростью роста кристаллов.Из этих факторов складыва ется кристаллизационная способность вещес тва. Температура Кристаллизация расплава возможна лишь при некотором его переохлаж дении, т.к. в истинно равновесных условиях выде ление теплоты при переходе вещества из жидко го состояния в твердое обуславливает расплав ление ранее образовавшихся  кристаллов, распо ложенных вблизи центра кристаллизации, тогда как при переохлаждении этой теплоты недоста точно для этого процесса. Давление Имеет двоя кое влияние. Высокое внешнее давление само по себе препятствует  росту кристаллов, т.к. повы шает вязкость расплава, но в природных условии ях давление благоприятствует  кристаллизации , т.к. удерживает в магме минерализаторы, при сутствие которых чрезвычайно сильно снижает вязкость магмы и благотворно влияет на процес с зарождения и роста кристаллов-минералов . Минерализаторы: CO, CO₂, H₂ O, NH₄ , H₂S.

	Мафисечкий ряд	Фемический рад	Горные породы
1200	оливин
1100	Роб. Пир.
1000	Монокл.пиро		Основ.
900	амфиболы
800	биотит
700	музковит	кпш

химический состав магмы (внутренний фак тор). Химический состав магмы обуслав ливает степень её вязкости и таким образом влияет на  скорость кристаллизации минералов.В вязких магмах рост кристаллов происходит медленно, т.к. диффузия вещества, необходимая для этого процесса затрудняется внутренним трением. Кислые магмы при прочих равных условиях явля ются более вязкими, чем основные. По А.С. Гинз бургу, главные оксиды, участвующие в образо вании минералов можно расположить в следую щий условный ряд по степени влияния  на умень шение вязкости: FеО, MnО, МgO, СаO, Na₂O, К₂О (вязкость магмы увеличивается слева нап раво). Окислы, присутствие которых повышает вяз кость – Cr₂O₃, Al₂O₃, SiO₂, TiO₂. В зависимости от количества SiO₂ с одной стороны и FeO, MgO, CaO – с другой устанавливает резкое разделение магм на вязкую кислую, в которой много SiO₂ и легко подвижную – основную, богатую FeO, MgO, CaO и бедную SiO₂ .Большая вязкость кислой маг мы, объясняется тем, что в ней кремнезём нахо дится в виде сложных групп-трёхмерных карка сов, которые при кристаллизации превращаются в каркасные силикаты и алюмосиликаты (Q, ПШ,фельдшпатоиды),  а в основной магме кремне зём находится в виде изолированных кремнекис лордных тетраэдров, которые, затвердевая, дают островные силикаты (оливины). Естест венно, что громоздкие каркасы легче цепляются друг за друга, чем изолированные тетраэдры и потому создается большое внутреннее трение, т.е. повышенную вязкость.По мнению большин ства ученых существуют три основных типа магм: гранитная, базальтовая, перидотито вая, из них и их дифференциатов возникают все разновидности горных пород

I. Собственно-магматическая стадия По условиям залегания породы делятся на интр узивные (застывшие на глубине) и эффузивные (излившиеся на земную поверхность) – не полнос тью раскристал лизовавшиеся.Из магмы по мере её охлаждения первыми образуются от дельные кристаллы минералов. Принято счи тать, что температура кристаллизации лежит в пределах 700-900° С (эффузивные ) в интрузивных условиях 1000-1200° С.Последова тельность кристаллизации магмы в основном определяется правилом Розенбуша:  первыми выделяются рудные и темные минералы, далее кристаллизуются светлоокрашенные и закан чивается всё выделением кварца. Это правило было дополнено Боуэном, так называемой реак ционной схемой, сущность которой заключа ется в том, что каждый выделившийся из рас плава минерал стремится придти в равновесие с жидкой фазой. Для того чтобы сохранить это равновесие при падении температуры, раннее выделившиеся минералы вступают в реакцию с жидкой магмой, меняя при этом свой химичес кий состав. Реакция может протекать либо в непрерывном варианте – ряд плагиоклазов, либо бы ть прерывистой – оливин - гиперстен - авгит - роговая обманка.

Дифференциация магмы сводится к образованию твердой кристаллической фазы и выделению этой фазы из остаточного расплава или раствора. Важную роль при кристаллизации магмы играют и такие факторы, как изменение концентрации, присоединение новых химических соединений (ассимиляция) и потеря расплавом некоторых веществ (выделение летучих составных частей и др.).Общий ход дифференциации  магмы представлен в таком виде:Габбро-перидотитовая (у/основная и основная магмы) → Диоритовая магма (средняя) → Гранитная (кислая) → Водные растворы Таким образом, в процессе кристаллизационной дифференциации родоначальная магма распадается на отдельные магмы (по содержанию кремнезёма): у/основные, основные, средние, кислые.У/основным – отвечают у/основные горные породы: перидотиты, дуниты, пироксениты, горнблендиты, пикриты, кимберлиты. SiO2 < 45%. Значительное содержание MaO, FeO, CaO. Основным – горные породы: габбро, диабазы, эссекситы, тералиты, анортозиты; щелочной ряд: ийолиты, уртиты, (SiO2 =50-55 %).Средние – нормальный ряд: диориты, сианиты, андезиты, трахиты; щелочной ряд: нефелиновые сиениты, трахиты (SiO2 ≈ 60%).Кислые – граниты, гранодиориты, плагиограниты, кварцевые диориты, риолиты. (SiO2 =63-65%).Значительное содержание К2О и Na2O.

Ликвация – распад магмы при понижении температуры на две несмешивающиеся жидкости.     В результате процесса ликвации получаются две несмешивающиеся части магматического расплава (Ф.Ю. Левинсон-Лессинг) : 1) более тяжелые по составу компоненты – сульфиды (медно-никелевые) опускаются вниз под действием силы тяжести; 2) силикатная более лёгкая, занимает верхнюю часть магматического резервуара.  В последнее время установлено, что ликвация происходит в расплавах, сильно обогащенных кремнеземом и в присутствии летучих компонентов.Признаки ликвации:Наличие сферолитовых и вариалитовых структур в породах, где округлые образования рассматриваются как капельки магмы, отделившиеся от основной массы в процессе ликвации. Несмесимость в жидком состоянии является эффективным средством разделения сульфидных и силикатных расплавов. Месторождения сульфидных Cu-Ni руд образуются путём ликвационного деления, когда капельки тяжёлого сульфидного расплава, выделившись из магмы , постепенно опускаются на дно магматической камеры.Необходимым условием осуществления процесса ликвации являются наличие отрицательных тектонических структур (синклиналей), гипабиссальные глубины и наличие подводящих каналов (региональные глубинные разломы). В наиболее явном виде процесс ликвации прослеживается в габро-перидотитовой магме.

Ассимиляция-процесс расплавления и поглощения магматическим расплавом вмещающих горных пород.В процессе ассимиляции возникают горные породы по химическому и минеральному составу резко отличающиеся от родоначальной магмы. Довольно часто с данными процессами связаны редкие виды полезных ископаемых.Например: на контакте ультраосновных пород и кислой гранитной магмой возникают месторождения изумруда, в так называемых «слюдитах». Берилий (Be) и алюминий (Al) берётся из гранитной магмы и хром (Cr) заимствуется из ультраосновных пород.

Пегматитовая стадия .Пегматиты – специфическая группа пород, образующая  иньекционные  жильные тела или шлиры,  состав которых обычно близок к составу поздних дифференциатов  магматических комплексов (по Гинзбургу). Последовательность образования пегматитов:1. Из магмы выделяется остаточный силикатный расплав обогащённый газами (минерализаторами): H2O, CO2, CO, HCl, HF, H2S, SO2,  N2 , H3BO3, H3PO4, CH4.2. Давление выдавливает расплав в оболочку материнской интрузии или в боковые породы по трещинам.3. Вязкость и t° кристаллизации (350-900°С) в остаточном магматическом расплаве постепенно понижаются, в результате чего начинается процесс его раскристаллизации заканчивающийся образованием пематитов.

Особенности образования и разложения пигматитов. . Пегматиты образуются в связи интрузивным магматизмом всех типов магм, но наиболее распространенны и чаще встречаются гранитные и щелочные пегматиты, т.к. их материнские магмы наиболее богаты летучими компонентами.2. Пегматиты расположены: 1) в верхней  части магматических массивов (апикальная часть ); 2) в апофизах боковых вмещающих пород.3. Глубина образования – 1,5-2 до 20 км. (необходимым условием является превышение внешнего давления горных пород над внутренним давлением летучих компонентов).4. Т° кристализации - 350-900°С, мощность их до десятков метров, протяженность до нескольких сотен метров и как исключение первые километры.5. В начале кристаллизация происходит без воздействия окружающей среды (закрытая система), в последствии при значительном участии метасоматических  процессов (открытая система).6. В апикальных частях гранитных масивов очень много пустот, размерами от нескольких см3 («занорыши) до  10м3 («миароллы»):7.Пегматитам присущи: 1) неоднородность строения с тенденцией проявления зональности;2)Развитие графических структур минеральных агрегатов.8.Лучше всего изучены гранитные пегматиты и их закономер ности распространяются на все типы магм. 9. Существуют две основные гипотезы образования пегматитов: 1)А.Е.Ферсман – пегматиты это продукты конечной стадии кристаллизации остаточного магматического расплава. Ферсман разработал теорию пегматитов в середине ХХ века.2)Заварицкий - пегматиты  - результат перекристаллизации материнских пород под влиянием остаточных газовых растворов.Гипотеза Ферсмана подтвердилась результатами исследований последних лет: термолюминисценция кварца, типоморфизм ПШ и кварца из графических зон пегматита.

А.Е.Ферсман различает 5 этапов процесса кристаллизации пегматитовых тел, каждый из которых характеризуется наличием определенных парагенетических ассоциаций минералов:а) магматический  (Т° 800-900°) – магматическая фаза завершения кристалл лизации гранитной интрузии – образуется агрегат турмалина – «турмалиновое солнце». б) эпимагматический (Т° 600-800°) – кристалл лизация из остаточного расплава – образуют ся породы с зернами альмандина и магнетита ; переход альфа-кварца в бетта-кварц, смена биотита мусковитом; пегматиты с графичес кой структурой.в) пневматолитовый (Т° 400-600°) – кристаллизация из газовожидкого флюидного раствора – образуется Q- ПШ пег матит с блоковой структурой и пустотами (шерл, мусковит, топазы, берилл, альбит, минералы Li и др. редких металлов).г) гидротермальный (Т~350-400° до 0°) – крис таллизация из гидротермального раствора– образуются зелёные слюдки, флюорит, карбонаты, сульфиды, цеолиты.д) гипер генный (Т° 50-0°) в зоне кристаллизации образуются каолинит, кальцит, халцедон, и др. гипергенные минералы.

По минеральному составу пегматиты делятся. Пегматиты чистой линии – петрохимический и минеральный состав материнской интрузии соот ветствует таковому у пегматитов.Например: породообразующие минералы гранитных пегматитов – кварц, полевые шпаты, мусковит, биотит.Пегматиты  линии скрещивания –  обмен химическими компонентами между вмещающими породами и пегматитовым расплавом в результате образуются «гибридные» пегматиты, минеральный состав, которых уже отличается от минерального состава «материнской» магмы.Например: образование месторождений изумрудов на контакте ультраосновных пород и гранитной магмы.По структуре и минералогическим особенностям Ферсман выделяет 4 типа пегматитов:1. Графический или равнозернистый («еврейский камень»)2. Блоковый  -  крупные кристаллы ПШ и Q.3. Полудифференцированный – сплошной Q и редкоземельные минералы.

Пневматолитовые образованияГ.  А. Экскаляции (выделения) – связаны с вулканической деятельностью и могут быть поверхностными (из магмы, попавшей на поверхность в результате извержения) и глубинными (магма на глубине). (Т=600-400^оС). По своему происхождению минералы, возникающие как продукт экскаляции могут быть результатом:1. прямого возгона из газов при их охлаждении – сера, галит, сильвин, ангидрит, сассолин.2. взаимодействия газов а)между собой – сера, гематит, пирит, тенортит; б)с газами атмосферы – нашатырь; в)с породами – флюорит;

3. взаимодействия конденсата с породами – гипс, квасцы, алунит;4. взаимодействия фумарольных газов с минералами возгона – пирит, магнетит. Особенности морфологии минералов вулканического происхождения – землистость, мелкая кристалличность, - это чаще всего тонкие налеты, землистые агрегаты на лавах, а иногда отдельные мелкие кристаллы или друзы в пустотах лав.

Собственно пневматолитовые минералы.Образуются при участии летучих компонентов, т.е. из газовой среды растворов.  Об этом свидетельствуют минералы, которые в содержат газово-жидкие включения. (Т=600-400^оС). Например: молочно-белый кальцит, жильный кварц и др. Продукты собственно пневматолитовых процессов во многих случаях трудно отделить от гидротермальных, которые возникают при более низких температурах и поэтому рассматриваются вместе.

Скарновые образования.Возникают на контакте изверженных пород (гранитов) и известняков. Они состоят из Mg-Fe и Ca-Mg-Fe силикатов. (Т=600-400^оС). Скарны возникают в результате реакционного метасоматоза, когда происходит обмен веществами контактирующих пород. Типичный пример, граниты и известняки. Синоним пород – контактовометасоматические.В контактовых ореолах интрузии образуются реакционные зоны, в которых происходит циркуляция постмагматических растворов, диффузионный обмен между взаимодейст вующими породами. Химические соединения CaO, SiO2, Al2O3 слабоподвижны и невыносятся за пределы зоны взаимодействия пород. Формируется зональность в минеральном составе от контакта  гранитов к известняка к известякам.Различают экзоскарны – образо вавшиеся в известняках и эндоскарны, возник шие за счет гранитов и др. силикатных пород. В эндоскарных SiO2 обладает относительно боль шей подвижностью, в результате чего возрастает отношение Al2O3 к SiO2,  - десилификация. Например, месторождения корунда. Главные составные части скарнов – диопсид и гранаты . Скарны могут залегать в зоне непосредствен ного контакта интрузивных тел с карбонатными породами и во вмещающих породах (до 200-400 м). Размер скарновых тел изменяется в широких пределах: 1,5-2,4 км по простиранию, при m=200 м. до 200-500 м при m=10-60 м. Со скарнами связаны м-я: Fe, W, Cu, Zn, Pb. Зональность скарнов: 1)неизменённый гранит; 2)осветлён ный мусковитизированный гранит; 3)гранат – эпидотовая зона; 4)гранат – пироксеновая зона (самая мощная по протяжённости); 5)гранат овая зона; 6)пироксеновая зона; 7)мрамора; 8)неизменённые известняки.

Гидротермальные образования.Магматический расплав, охлаждаясь обогащается летучими веществами. После охлаждения ниже критической температуры воды (374°С для чистой воды) летучие компоненты начинают сжижаться и превращаться в горячие растворы, которые начинают выделять вещества в виде минералов или взаимодействуют с окружающими породами. В образова нии гидротермальных месторождений принимают учас тие истинные и коллоидные растворы.Гидротермальное минераллообразование сложно по своему характеру. Оно начинается при высоких температурах часто совме щаясь с пневматолитовыми минераллообразованиями (~400°С) и заканчивается при температурах близких к условиям земной поверхности (~50 °С). Вследствие этого минеральный состав гидротермальных образований довольно разнообразен.Среди гидротермальных образований различают:1.     глубинные (гипотермаль ные);2.     средних глубин (мезотермальные);3.     Неболь ших глубин (эпитермальные). Особенности гидротер мального минералообразования:Изменение термоди намических условий минералообразующей среды по мере удаления от магматического очага обусловило зональное расположения минералов: В зависимости от температуры и давления для каждой группы гидротер мального процесса будет возникать свой комплекс минералов.Различный минеральный состав гидротер мальных образований в настоящее время объясняется пульсацией  магматических образований за период кристаллизации магмы в магматической камере.Для минеральных комплексов гидротермальных образо ваний больших и средних глубин характерна простран ственная связь с интрузиями значительных и средних глубин, минеральные комплексы небольших глубин связаны с интрузиями малых глубин и с эффузивами.

1. Минералообразование в коре выветривания (гипергенез) Процессы выветривания происходят в так называемой зоне гипергенеза и они приводят к механическому разрушению и химическому разложению пород и минералов. Агентами выветривания являются вода и ветер, колебания температуры в близи поверхности, кислород и углекислота воздуха, жизнедеятельность организмов. Интенсивность выветривания также зависит от климата, рельефа местности, химического состава пород и минералов. А. различают современные и древние коры выветривания. Современная кора проявляется в виде площадных образований и развивается на глубину десятков и сотен метров. Древнее выветривание происходило при образовании всех ? во время перерыве в осадконакоплении ( площадные и линейные).Б. мощность коры выветривания зависит от сочетания ряда условий: выравненности суши, тектонического спокойствия, эрозионной деятельности, климата, состава пород, гидрологических условий.Благоприятными условиями для образования мощных кор выветривания являются:1. выровненные поверхности суши – пенеплены. Например, P и MZ время на Урале Ù мощное. Коры выветривания до 100 и > метров.2. тектоническая стабильность участков земной коры. Например, в MZ-KZ на Урале было три периода  тектонического спокойствия. 3. слабая эрозионная деятельность поверхностных вод, которая не давала возможности размывать К.В.4. теплый и влажный климат – гумидный. Например, в тропиках К.В. более мощные и более ярко выражены.5. состав пород – легкоразрушаемые и химически неустойчивые минералы в процессе окисления переходят в более устойчивые соединения.Соединения с металлами в низших степенях валентности Fe²⁺, Mn²⁺, V³⁺ и др. Соли, возникающие  при этих процессах, подвергаются частично гидролизу и переходят в гидроокислы – труднорастворимые в воде.6. подземные воды, особенно в верхних частях горных массивов и кор выветривания несут большой запас свободного кислорода, что способствует разрушению неустойчивых минералов.

Степень окисления оценивается величиной окислительно-восстановительного потенциала (Еh) от -200 до  +500 мв. Чем выше Еh, тем активнее идут процессы выветри вания.Показатель рН также является индика тором процессов выветривания. Например, каоменит возникает в кислой среде (рН>7), монтмориллонит – в щелочной. В. В мине ральном отношении кора кора вывеет ривания (К.В.) представляет собой скопление самых различных минералов. В ней широко представ лены:1. первичные минералы, особенно устой чивые против влияния агентов выветривания (кварц, рутил, циркон) и те, которые ещё не успели подвергнуться выветриванию;2. Проме жуточные минералы, сохранившие кристалл лическое строение, но поддавшиеся уже значительным изменениям (гидрослюды, гидрохлориты и т.д.).3. продукты конечного разложения первичных минералов  (гели кремнезема, глинозема, окиси железа и соли щелочных и щелочно-земельных металлов) .Характерной особенностью коры  выветривания является наличие в ней коллоидальных образо ваний.В зависимости от преобладания в коре выветривания определенных минералов различают К.В. каоменитовые, монтморил лонитовые, охристые, гидрослюдистые, бок ситовые, карбонатные и т.д.Конечными продук тами разложения являются минералы, устойчи вые в самых верхних горизонтах земной коры. Здесь в зависимости от горных пород форми руются следующие минералы:1. Ультраос новные породы: кварц, халцедон, опал, гидро окислы Fe, кальций, арагонит, доломит, магне зит, нантронит, силикаты никеля.2. основные породы: монтмориллонит, нантронит,  галлуазит, гидроокислы Fe, Q,  опал, хлорит, кальций, хал цедон, палы горский. 3. средние породы: каоли нит, гидроокислы Fe, гидрослюды, гидрохлорит, опал, халцедон, Q.4. кислые породы: хаоменит, гидрослюды, гидроокислы Fe, гидроргилит, опал, халцедон, Q.5. щелочные породы: гидрослюды, монтмориллонит, бейделлит, гидроокислы Fe.6. известняки: кальций, гидроокислы Fe, сферо сидерит, халцедон, кремень. 7. гипсоносные породы: гипс, барит, самородная сера, арагонит, кальций.8. глинистые и песчано-глинистые по роды: каолинит, глауконит, вивианит, фосфорит .Различные минералы по-разному реагируют на агенты выветривания и изменения происхо дят также постепенно: а. Оливин, пироксены, амфи болы (наименее устойчивые) Ù хлорит, гидро слюды Ù монтмориллонит, нонтронит Ù гидро окислы Fe Ù окись Al.б. Полевые шпаты Ù гидро слюда Ù каолинит Ù монтмориллонит.в. Нефе лин Ù гидрослюда Ù бейделлит Ù монтмо рил лонит.Г. Стадийность образования К.В.При выветривании кристаллических пород  устанав ливают три стадии:Первая – вынесение наиболее подвижных соединений (гиброслюды и гидро силикаты) (Na, K, Ca, Mg). На этой стадии первич ная кора выветриваясь представляет собой в начале физическую К.В., а затем она обогащается известью и насыщается основаниями. Вторая – вынесение малоподвижных веществ (каолинит, монтмориллонит) (передвижение в подвижное состояние кремнезема благодаря щелочной реакции среды растворов). Верхние горизонты К.В. теряют значительную часть оснований и обогащаются кремнеземом (каолинитовый тип выветривания).

Третья – вынесение соединений Fe. (окислы и гидроокислы Fe u Al). На этой стадии остаются только полуторные окислы Fe u Al (аллитный тип выветривания – бокситы, железные шляпы и т.д.).Происходит полный гидролиз силикатов.Д. Формации К.В.Минеральные месторождения К.В. могут возникать как остаточный продукт, либо как результат вмывания растворов. В формациях остаточной группы выделяют месторождения: 1. латеритов, которые образуются за счет у/о, кислых и щелочных пород отложения обогащены гидроокислами Fe u Al, глинистые минералы – каолинит.2. окислов и гидроокислов Mn , которые образуются за счет осадочных карбонатных руд марганцы и метаморфических пород, обогащенных Mn (вернадит, псиломилан, пиролюдий).3. минералов глин, которые образуются за счет всех п.ч. Преобладают глины каолинитового состава, Q.4. гипсовой шляпы – связаны с залежами солей, которые попадают в сферу действия подземных вод, которые выносят компоненты солей и осаждаются гипс, ангидрит,  как примеси бораты, самородная сера, галенит, сфалерит.5. зона окисления сульфидных месторождений (железная зона) – образует плащеобразные тела. Сульфиды переходят в окислы и гидроокислы, сульфаты, карбонаты, кремнезем. В формациях инфильтрационной группы образуются месторождения как продукт выветривания и дальнейшего переноса компонентов водными растворами. Среди них наибольшее распространены месторождения сферосидерита, барита, фосфоритов и вторичного сульфидного обогащения.