Минералообразующие процессы

Первое издание настоящего пособия увидело свет в 1987 году в виде методических указаний к курсу «Минералогия». Отсутствие переизданий в
течение 14 лет привело к тому, что издание сохранилось в виде единичных
экземпляров и не удовлетворяет спросу на пособие, как среди учащихся,
так и среди молодых специалистов. Учебное пособие дает представление об
основных понятиях минералогии, таких, как минерал, минеральный вид и
разновидность, генезис и парагенезис минералов. Задача данной работы – в
наиболее краткой форме познакомить студентов с основными понятиями
минералогии, с систематикой минералообразующих процессов и с главными особенностями экзогенного и эндогенного минералообразования.
Настоящий выпуск содержит также приложение с важнейшими минеральными ассоциациями.
Пособие предназначено для студентов геологических и смежных специальностей высших и средних профессиональных учебных заведений, изучающих курсы «Введение в минералогию и петрологию» и «Минералогия».
© Новосибирский государственный
университет, 2001
Предисловие к первому изданию
Необходимость подготовки материалов по ключевым проблемам минералогии определяется острым дефицитом ранее изданных учебников и
учебных пособий (Бетехтин 1950, 1951; Смольянинов 1955; Лазаренко
1963, 1979; Годовиков 1973, 1975, 1979, 1983). Последний курс минералогии был написан Лазаренко (1963). Изданная в 1975 г. «Минералогия»
А. А. Годовикова также стала библиографической редкостью. Ее переиздание в 1983 г. в переработанном виде не улучшает ситуации: в книге отсутствует обзор основных минералообразующих процессов, и для освоения
сложного материала неспециалистами требуется основательное знание современной кристаллохимии, которого у студентов-геологов и геохимиков
еще нет. Некоторые новейшие минералогические пособия не только недостаточны по объему представленного в них материала, но и страдают многими неточностями. Все это побудило составителей подготовить материалы
данного выпуска.
Существенным толчком к изданию явилась необходимость восстановления и закрепления знаний по минералогии студентами, вернувшимися из
рядов Советской Армии.
Составители выражают искреннюю признательность Т. В. Иливановой,
И. В. Моториной и Н. М. Поповой за активную помощь при подготовке
данного выпуска к публикации.
Предисловие ко второму изданию
Первое издание было выпущено составителями в виде двух выпусков,
первый из которых содержал основные понятия минералогии, описание
экзогенных и части эндогенных процессов, а второй представлял собой
продолжение описания эндогенных процессов. Мы посчитали целесообразным объединить оба сборника методических указаний в одно учебное пособие и изменить последовательность предоставления информации, так как
логика курса, несмотря на предварительное «Введение в минералогию»,
подразумевает первоначальное знакомство с эндогенными процессами
(магматизм, гидротермальное минералообразование, метаморфизм), и лишь
затем ознакомление с большей частью минералов, образующихся при экзогенных процессах. Исключение составляют вулканические эксгаляции, занимающие промежуточное положение и рассматриваемые сразу после магматических процессов в силу их генетической родственности.
Бόльшая часть разделов сохранена с небольшой редакцией. Ввиду того,
что представления о современных геологических, в том числе и минералообразующих, процессах не стоят на месте, были внесены изменения и до3
полнения в разделы по магматическому минералообразованию, гидротермальным, метаморфическим и экзогенным процессам. Включена, в частности, классификация и номенклатура основных магматических пород, добавлены сведения по щелочным породам, изменения и дополнения внесены в
понятия кристаллизационной и гравитационной дифференциации, расширена информация о минералообразующих средах, вставлены таблицы парагенетических ассоциаций по А. А. Годовикову и т. д. Для удобства пользования составлены предметный указатель и список рекомендуемой литературы.
Составители искренне признательны д-ру геол.-мин. наук, проф.
Г. Ю. Шведенкову, д-ру геол.-мин. наук, доц. А. Э. Изоху, канд. геол.-мин.
наук, доц. С. З. Смирнову и канд. геол.-мин. наук Э. В. Сокол за плодотворные дискуссии и критические замечания к пособию.
4
Введение: основные понятия минералогии
Минералогия  наука о минералах. «Минера» изначально означало «руда». Отсюда ясно, что понятия «минерал» и «минералогия» формировались
исходя из потребностей человечества в руде. В действительности минералогические знания начали накапливаться значительно раньше – с того момента, когда у человека появилась потребность различать камни. Исторически менялось и понятие «минерал». К настоящему времени существует более 30 определений. На Международном минералогическом конгрессе удалось договориться об объеме понятия, поскольку оно лежит в основе систематики минералов, пород, руд, то есть в основе профессиональной работы и языка.
В настоящее время к минералам относят природные кристаллические
вещества, образовавшиеся в результате геохимических или космохимических (то есть физико-химических) процессов. Это означает, что в число
минералов не включают синтезированные человеком кристаллические вещества, в том числе аналоги минералов, а также исключаются все некристаллические соединения. То есть минералами не являются битумы, смолы,
вулканические стекла и другие аморфные вещества; вода, воздух и другие
жидкие и газообразные вещества, а также минералообразующие среды –
рассолы, магмы и др., хотя они и образуются в результате тех же геохимических процессов.
Органические кристаллические соединения (соли органических кислот,
некоторые смолы и др.) выделяются в отдельное таксономическое подразделение, которое редко включается в курсы минералогии. Однако в минералогии обычно рассматриваются те природные неорганические вещества,
которые образовались, изначально имея кристаллическое строение, а затем
утратили его вследствие какого-либо воздействия, – например, радиоактивного облучения (так называемые метамиктные минералы). Иногда в виде
исключения среди минералов рассматривают небольшое число рентгеноаморфных веществ (опал), называя их при этом минералоидами.
Сущностной характеристикой веществ, относимых к минералам, является их конституция – единство их кристаллической структуры и химического состава. При этом размер минеральных индивидов может быть любым – от кристаллов весом в несколько тонн до глобул из коллоидных растворов.
В ходе развития минералогии выяснилась недостаточность и неоднозначность термина «минерал» и было предложено более емкое понятие
5
«минеральный вид». В настоящее
С
В
время оно является основой А
С
большинства классификаций миD
нералов. Впервые это понятие
введено в минералогию А. К. Болдыревым в 1929 году, оно развиА
валось В. С. Соболевым (1947) и
А
В
В
окончательно сформировано в
том виде, в котором мы будем им
Рис. 1. Примеры изменения составов
пользоваться, А. А. Годовиковым в пределах одного минерального вида
(1979).
для бинарных, трехкомпонентных и
К одному минеральному виду
четверных систем
В. С. Соболев относит минералы с
однотипной структурой и составом, изменяющимся в границах, определяемых двумя факторами: 1) непрерывностью изменения; 2) невозможностью
существования двух или нескольких фаз в известном интервале температуры (Т) и давления (Р) геохимического процесса. Что означают эти два
ограничения?
1. Непрерывность изменения. Речь идет о непрерывном изменении состава в пределах одной структуры, т. е. о проявлении полного (или совершенного) изоморфизма. Это будут: а) изоморфный ряд в бинарных системах, б) поле в трехкомпонентных системах и в) область в четверных системах (рис. 1), г) область в фазовом пространстве.
c
L
S
L
L
c
S
S
А
B
А С
B
А С
B
Рис. 2. Диаграммы плавкости I, II и III типа по Розебуму
Разрыв смесимости
А
АВ
сфалерит ZnS
Zn  Cd
ВА
В
гринокит CdS
Cd  Zn
Рис. 3. Пример ограниченного изоморфизма в ряду
сфалерит – гринокит
6
Такой полный изоморфизм можно проиллюстрировать диаграммами
плавкости I, II и III типа по Розебуму, где в пределах А–В (I) или A–C и С–
В (II, III) могут образоваться минералы любого промежуточного состава
(рис. 2).
Пример: Ca-Na полевые шпаты – непрерывный ряд твердых растворов
от альбита (Na) до анортита (Са) В. С. Соболев рассматривал как один минеральный вид плагиоклазов.
Исходя из этого условия,
в
случае ограниченного
L
L
изоморфизма, когда нет
непрерывной смены состава
во всем интервале возможных составов, естественно
выделять два минеральных
А
B
А
B
вида (рис. 3): например,
сфалерит (ZnS) и гринокит
Рис. 4. Диаграммы IV и V типа по Розебуму
(CdS). Эти случаи можно
охарактеризовать диаграммами IV и V типа по Розебуму (рис. 4). Сюда, как
частный случай, следует отнести образование двойных и более сложных
соединений с выделением трех минеральных видов (рис. 5).
2. Невозможность равновесного существования двух или нескольких
фаз в некотором интервале Т и Р.
Здесь необходимо вспомнить о полиморфизме. Одно и то же химическое соединение может кристаллизоваться, образуя различную структуру.
При этом каждая характеризуется своим полем устойчивости в параметрах
Р, Т, рН или Еh. Например, для кремнезема SiO2 существует несколько полиморфных модификаций: тригональный кварц, гексагональный кварц,
тридимит, кристобалит, коэсит, стишовит, и каждая имеет свое поле устойчивости, отделенное от соседнего линией равновесия на диаграмме «температура – давление». Каждую из них рассматривают как самостоятельный
минеральный вид, который сосуществует с другим лишь при условиях, соответствующих линии равновесия. На рис. 6 показан пример полиморфных
ных модификаций SiO2.
CaCO3
кальцит
CaMg(CO3)2
доломит
MgCO3
магнезит
Рис. 5. Пример ограниченного изоморфизма
с образованием двойной соли
7
Примеры других полиT, 1
морфных минеральных ви0
C
дов: С (углерод) – графит,
2 4
1500
алмаз, лонсдейлит; СаСО3 –
кальцит, арагонит, фатерит;
3
коэсит
FeS2 – пирит, марказит;
1000
TiO2 – рутил, брукит, анатаз.
Очень важно также, что
500 5
с изменением условий мостишовит
жет резко меняться смесимость компонентов в изо0
50
100 P, тгс/см2
морфных смесях (твердых
Рис. 6. Т-Р диаграмма состояния SiO2.
растворах), и тогда могут
Цифрами
обозначены поля: 1 – расплав,
возникать продукты одина2
–
кристобалит,
3 – тридимит,
кового состава, но с разны4
–
β-кварц,
5
– α-кварц
ми структурами, то есть различные минеральные виды.
Например, для K-Na полевых шпатов – с ростом температуры триклинный
микроклин сменяется моноклинным ортоклазом, а затем, из-за увеличения
смесимости с альбитом, – моноклинным санидином (рис. 7).
Дальнейшие уточнения понятия минерального вида – в пределах того же
кристаллохимически-генетического подхода (с учетом конституции минералов и условий их образования) – внесены А. А. Годовиковым. Он показал,
что в случае непрерывных твердых растворов практически неудобно пользоваться понятием «минеТ
ральный вид» в том объеме,
как
это
предложено санидин (монокл.)
моноальбит
В. С. Соболевым. Появляется
необходимость
выделять ортоклаз (монокл.)
высокий альбит
дробные участки изоморфного ряда. При этом одни микроклин
низкий
минералоги такие промежу- (трикл.)
альбит
точные участки называют
собственно минеральным ви- калишпат
альбит
дом, а крайние члены ряда –
Рис. 7. Изобарическая T-X диаграмма сиразновидностями, другие –
стемы
«калишпат – альбит», демонстрирунаоборот, что приводит к
ющая
смену минеральных видов в семейпутанице. Поэтому А. А. Гостве
полевых
шпатов в зависимости от
довиков предложил для всей
температуры
совокупности
минералов,
8
образующих изоморфные смеси, общее название «род», а для минерального
вида дал следующее определение: «К одному минеральному виду относятся минералы с однотипной структурой и с составом, отвечающим индивидуализированным химическим соединениям (в том числе  крайним и
промежуточным членам серий непрерывных твердых растворов), который
может изменяться в границах, определяемых непрерывностью изменения (а
в сериях непрерывных твердых растворов  условно принятыми границами)
и невозможностью равновесного существования двух или нескольких фаз в
известном интервале Т и Р природного физико-химического процесса».
В соответствии с таким определением полиморфные модификации, как
и у В. С. Соболева, будут относиться к различным минеральным видам.
В бинарных системах твердых растворов границы выделения минеральных видов проандезин
лабрадор
битовнит анортит
водятся по со- альбит олигоклаз
держанию одно30
50
70
90 An
го из компонен- Ab 10
тов (в мол. %). Рис. 8. Границы выделения минеральных видов в группе
Na-Ca полевых шпатов – плагиоклазов
Чаще всего используются пределы 0–50–100 %, 0–25–50–
тефроит
75–100 %, 0–10–90–100 % и
Mn[SiO4]
др., при этом состав промежуточных подразделений выражают номером (долей в
реперит
мол. %) одного из крайних
членов. Так, для плагиоклазов выделяют шесть минеральных видов, состав котофаялит
рых характеризуют номером
Fe[SiO4]
по содержанию анортитового форстерит
кнебелит
пикро(Са) компонента; например, Mg[SiO4]
тефроит
андезин – это Pl № 30–50 или
реперит
An30-50 (рис. 8).
гортонолит
В тройных системах при
фаялит
таком подходе выделяют от 3
Рис. 9. Выделение минеральных видов
Fe[SiO
в 4]
до 7 минеральных видов.
тройной системе твердых растворов на
Например, для рода оливина
примере рода оливина
(твердых растворов с край-
9
ними членами Mg2[SiO4]Fe2[SiO4]Mn2[SiO4]) при таком выделении
(рис. 9) состав конкретного минерала может не отвечать составу чистого
минерального вида, а соответствовать смеси двух, трех и более крайних
членов, которые в таком случае называют миналами. Иногда минал как
самостоятельный минерал может и не существовать, а является лишь
условным компонентом для выражения химизма реальных минералов.
Например, в составе природных пиропов  Mg-Al гранатов  присутствуют
миналы альмандина (Fe-Al), гроссуляра (Ca-Al), уваровита (Ca-Cr), кноррингита (Mg-Cr), то есть природные пиропы являются сложным твердым
раствором собственно пиропа с перечисленными компонентами, из которых уваровит и кноррингит  условные миналы. Так как эти компоненты
находятся в подчиненных количествах, то минерал с таким составом относят к минеральному виду «пироп» (по преобладающему миналу).
Будут ли относиться к различным минеральным видам минералы с энантиоморфными структурами, например, правый и левый кварц? Нет, поскольку они не имеют своих полей устойчивости, образуются в одних и тех
же условиях. По этой же причине к одному минеральному виду следует
относить структурные политипы одного и того же вещества (политипия
особенно развита среди минералов со слоистой структурой  графит, молибденит, слюды; ориентировка и взаимное смещение соседних слоев могут быть различны, различной может быть и последовательность чередования слоев, что сказывается на симметрии политипов: графит 2Н и 3R).
В случае так называемых смешаннослойных минералов, в которых чередуются пачки слоев, принадлежащих разным минеральным видам (например, чередование пачек слоев со структурой типа слюд, глин, хлоритов),
такие минералы рассматриваются как смеси минеральных видов.
Для того чтобы обозначить в пределах минерального вида все эти особенности структуры (политипы, степень упорядоченности, энантиоморфизм), состава (характер и количество второстепенных примесей), свойств
и морфологии, выделяют разновидности. Например, по содержанию Fe в
сфалерите различают разновидности: клейофан  безжелезистый или маложелезистый; марматит  высокожелезистый. По цвету, связанному с различным характером примесей, для берилла выделяют разновидности: зеленый – изумруд; голубой  аквамарин; золотистый  гелиодор; розовый 
воробьевит. По морфологии: брункит  порошковатый сфалерит; селенит 
волокнистый гипс; деревянистое олово  колломорфный касситерит и т. д.
Рассмотрев основные понятия (минерал, минеральный вид, род, разновидность), остановимся еще на двух важных в минералогии терминах  генезис и парагенезис.
10
Понятие «генезис» введено В. И. Вернадским в 1925 году. Он писал:
«Минералогия представляет собой химию земной коры. Она имеет задачей
изучение как продуктов химических процессов, так и самих процессов», 
то есть способа образования минералов. Таким образом, под генезисом понимают физико-химический процесс образования минералов.
Понятие генезис находится в прямой связи с понятием парагенезис, которое под названием «смежность минералов» было введено В. М. Севергиным в 1790 году. Он понимал под смежностью совместное и обязательное
нахождение минералов в природе. Собственно название парагенезис введено в 1849 году Брейтгауптом. Сейчас этот термин понимают двояко:
1) для обозначения совместного нахождения минералов, что более
строго следует называть ассоциацией минералов;
2) для обозначения совместно образующихся минералов.
В последнем случае говорят о парагенетической ассоциации – совокупности минералов, устойчивых (равновесных) в пределах времени их
совместного образования в ходе единого геологического процесса. Знание
парагенетических ассоциаций (парагенезиса) минералов позволяет, вопервых, по одному-двум минералам вести поиск остальных, характерных
для того же парагенезиса (например, поиск алмазоносных кимберлитовых
трубок по парагенетическому спутнику алмаза – кнорригит-содержащему
пиропу); во-вторых, использовать некоторые парагенезисы, для которых
определены условия их образования, как геологические термометры и барометры (например, равновесная парагенетическая ассоциация трех полиморфных модификаций Al2SiO5 – андалузит–силлиманит–кианит – является
реперной точкой для оценки температур и давлений при региональном метаморфизме); в-третьих, именно по парагенетической ассоциации определяют генетический тип, т. е. генезис минералов.
При определении генезиса и парагенезиса необходимо иметь в виду, что
процессы сменяют друг друга во времени и условия могут меняться даже в
ходе одного геологического процесса, а это означает, что парагенетическая
ассоциация минералов, возникших на одной стадии процесса, может оказаться неравновесной в новых условиях в конце того же процесса.
Следует иметь в виду, что инерция сохранения парагенетических ассоциаций очень велика. Если бы минералы так быстро изменялись, подстраиваясь к новым условиям, мы не имели бы ни гранитов, ни метаморфических
пород, ни каких-либо других минеральных образований, возникающих на
глубине, то есть не имели бы никакой информации о происходящих там
процессах. Именно инерционность кристаллических решеток минералов
позволяет им сохраняться в состоянии ложного (метастабильного) равновесия в условиях, сильно отличных от условий их образования.
11
При минералообразовании возможна резкая смена физико-химических
условий, например, при излиянии лав – кристаллизация эффузивных пород
с образованием порфировых вкрапленников, неравновесных с остальной
частью лавы, которая быстро остывает и образует вулканическое стекло;
или же при реализации взрывных механизмов – минералообразование в
трубках взрыва или в случае метеоритных ударов с образованием кратеров
и так называемых импактных (ударно-измененных) пород.
В связи со стадийностью минералообразования возможно образование
минералов, которые возникают и разрушаются в ходе одного процесса, так
что о былом их существовании можно догадаться лишь по редким реликтам, реакционным взаимоотношениям, псевдоморфозам. Такие минералы,
которые могут существовать в процессе лишь как промежуточное звено,
В. С. Соболев предложил называть хроноксенами (от греч. хронос – время,
ксенос – чуждый).
Минералообразующие процессы
К числу наиболее важных факторов минералообразования относятся
температура (Т) и давление (Р). Очень важны также окислительновосстановительные условия среды (Eh), зависящие от содержания свободного кислорода, химические потенциалы (что примерно соответствует концентрации), углекислоты, серы, фтора и некоторых других элементов, влияющих на кислотность-щелочность (рН) среды минералообразования. И,
конечно, громадную роль в минералообразовании играет вода – растворитель и переносчик компонентов, сама компонент многих минералов, среда
и регулятор многих механизмов минералообразования. Таким образом,
причинами минералообразования могут быть: изменение Т и Р, переохлаждение расплава, пересыщение раствора, а также электрохимические явления, жизнедеятельность организмов, радиоактивное (в основном ) излучение.
Среды образования минералов
К физико-химическим средам образования минералов относятся: магма,
водный раствор, газ, коллоидные растворы, твердые (кристаллические или
аморфные) среды, гетерогенные системы (например, «газ – жидкость»).
Магма – это силикатный расплав, который не тождествен по составу породе, которая из него кристаллизуется. В магме существуют подобно водным растворам простые и комплексные катионы, анионы, а также анионные
сиботаксические
группы,
например,
(Si2O7)6-,
n(SiO3)2n-,
126n101054(Si6O18) , n(Si4O11) , (MgO6) , (CaO6) , (AlO4) , (SiO4) (Белов, 1976).
Эти группы представляют собой основу для дальнейшего построения
12
структур силикатов. Помимо этого, присутствуют Na, K, а также летучие
компоненты – H, F, Cl, S, C, N, форма нахождения которых до конца не
выяснена. Особую роль в магматических расплавах играет вода, снижающая температуры протекания многих процессов и ускоряющая обмен компонентов.
Гидротермальные растворы образуются как за счет поверхностных вод,
называемых метеорными, так и за счет глубинных (ювенильных), отделяющихся от магматических расплавов (магматогенных) или при дегидратации
в ходе прогрессивного метаморфизма (метаморфогенных). Предполагается
также, что вода попадает в земную кору в ходе дегидратации мантии. Очевидно, что вещества, растворенные в воде, могут попадать туда разными
путями. Часть веществ выносится непосредственно из источника выделения
водного раствора, часть попадает в него при прохождении через контрастные толщи и растворении компонентов вмещающих пород. Основной формой переноса веществ водными растворами являются комплексные ионы,
например: (CuCl2)-, (Cu(HS)2)-, (NaHMoO4)0, (KHMoO4)0, HMoO4)-,
(Au(HS)2)-, (AuCl2)-, (AgCl2)-, (Ag(HS)2)- и т. д.
Газ достаточно редок как среда минералообразования. Прежде всего,
это вулканические газы, отделившиеся от расплава, из которых могут кристаллизоваться, например, гематит Fe2O3 или нашатырь NH4Cl. Из газа также отлагаются кристаллы льда, например, у входов в пещеры и на крышках
погребов в зимнее время.
Флюидом принято называть надкритическую фазу, в которую переходит
жидкость при повышении температуры. Как правило, основными компонентами флюидных систем являются Н2О и СО2, однако в особых случаях
значительную роль могут играть F, Cl, N, S, CH4. Наличие дополнительных
компонентов может существенно изменять фазовую диаграмму Н2О, однако в общем случае флюиды существуют при температурах выше 375–
400 оС, при этом рост давления лишь незначительно смещает положение
критической точки.
Коллоидные растворы – среда образования минералов в придонных
условиях водных бассейнов во время син- и диагенеза. Так образуются
многие глинистые минералы, гидроксиды, для которых часто характерно
оолитовое строение. Коллоиды также принимают участие в гидротермальных процессах, особенно низкотемпературных.
Твердые среды минералообразования можно разделить на аморфные и
кристаллические. Примером первых служит раскристаллизация вулканического стекла. Вторые – это полиморфные превращения веществ (графиталмаз, образование параморфоз), распад твердых растворов (плагиоклазы,
пироксены), метамиктные превращения радиоактивных минералов под воздействием собственного излучения.
13
Гетерогенные системы – смесь различных сред (жидкость–газ, силикатный расплав–газ) – особые условия минералообразования, среди которых следует, например, отметить области вулканизма (дегазация растворов
и расплавов при падении давления), а также случаи дегазации минеральных
источников. Еще один пример гетерогенной системы – пневматолитовогидротермальное минералообразование, когда флюид при охлаждении распадается на две фазы – газ и жидкость.
Классификация минералообразующих процессов
По условиям образования минералообразующие процессы принято разделять на две большие группы  эндогенные и экзогенные.
I. Эндогенные (= гипогенные) – это процессы, обусловленные поступлением вещества или энергии из глубин Земли (эндо – внутри, гипо – низко,
глубоко). Они включают в себя две большие группы процессов, различающиеся по характеру воздействия на вещество, – магматогенные и метаморфические процессы.
Магматогенные процессы, так или иначе, связаны с кристаллизацией
магмы и деятельностью постмагматических растворов; для этих процессов
обычно характерны (1) высокие температуры, (2) повышенные давления
(для интрузивных образований), (3) сравнительно низкий потенциал
кислорода.
Метаморфические процессы протекают при погружении пород любого
генезиса на большие глубины или при поднятии глубинных пород к поверхности и связаны с переходом этих пород в новые физико-химические
условия. Температуры этих процессов могут меняться от низких до высоких, так же значительно может варьировать и давление, и потенциалы СО2
и О2. Название – от метаморфос (превращение, изменение). Особое положение занимают процессы ударного метаморфизма, обусловленные резким
повышением РТ-параметров в зонах ударного воздействия падающих на
Землю космических тел.
II. Экзогенные (= гипергенные)  процессы, развивающиеся на поверхности Земли или в непосредственной близости от поверхности под
влиянием энергии Солнца, воды, ветра, свободного кислорода и СО2 атмосферы (экзо – снаружи, гипер – над, сверх); для этих процессов характерны
низкие температуры, низкие давления, высокий химический потенциал СО2
и кислорода.
В каждой такой большой группе процессов объединено несколько типов
процессов (и соответственно – генетических типов минералообразования):
14
1. Эндогенные процессы
1.1. Магматогенные процессы
1.1.1. Магматическая кристаллизация – интрузивная, эффузивная
1.1.2. Вулканические возгоны (эксгаляции)
1.1.3. Пегматитовый процесс
1.1.4. Пневматолито-гидротермальные и метасоматические процессы
1.1.4.1. Альбитизация (образование апогранитов)
1.1.4.2. Грейзенизация
1.1.4.3. Контактово-метасоматические
1.1.4.3.1. Фенитизация
1.1.4.3.2. Скарнообразование
1.1.4.4. Собственно гидротермальные процессы
1.2. Метаморфические процессы
1.2.1. Региональный метаморфизм
1.2.2. Контактовый метаморфизм (ороговикование)
2. Экзогенные процессы
2.1. Процессы выветривания и окисления
2.1.1. Коры выветривания
2.1.2. Зоны окисления
2.2. Осадкообразование
2.2.1. Механические осадки
2.2.2. Инфильтраты
2.2.3. Химические осадки
2.3. Криогенные процессы
2.4. Сублимационные процессы
2.5. Биогенные процессы
Теперь подробнее остановимся на характеристике каждого минералообразующего процесса и тех парагенезисах, которые при этом возникают.
15
1. Эндогенные процессы
1.1. Магматогенные процессы
1.1.1. Магматическая кристаллизация
Температуры минералообразования наиболее высокие: 1000–1600 оС 
при кристаллизации магм, излившихся на поверхность, и 700–1000 оС  при
кристаллизации магм на глубине, в плутонических условиях. Некоторые
щелочные, базитовые (основные) и гипербазитовые (= ультраосновные или
ультрабазитовые) магмы кристаллизуются и при большей температуре. В
среднем температуры кристаллизации вулканитов выше, чем плутонитов,
так как идет повышение температуры за счет окисления кислородом
воздуха.
Роль давления  удержание в расплаве летучих компонентов магмы:
H2O, CO2, B, P2O5, F, Cl и др.; присутствие этих компонентов значительно
снижает температуру кристаллизации магмы.
Химизм. Преобладающие компоненты магматического расплава (их
принято выражать в виде оксидов)  это SiO2, Al2O3, FeO, MgO, CaO, Na2O,
K2O. Эти компоненты слагают главную массу минералов магматических
пород, и их называют породообразующими. В сумме на их долю приходится около 90 % состава минералов, кристаллизующихся преимущественно в виде силикатов и алюмосиликатов.
Кроме преобладающих (породообразующих) компонентов в расплаве
находятся так называемые рассеянные компоненты  MnO, BaO, NiO.
Они в основном не дают самостоятельных минералов, а рассеиваются в
виде примесей в решетках породообразующих минералов.
Присутствуют также в расплаве и акцессорные компоненты  ZrO2,
P2O5, TiO2, Cr2O3, TR2O3, Fe2O3. Они содержатся в незначительных количествах, но даже при низком содержании стремятся обособиться в виде самостоятельных минералов. При этом они обычно образуют несиликаты: фосфаты  апатит, монацит; окислы  рутил, хромит, магнетит.
Наиболее важным при оценке химизма магматических процессов является содержание в расплаве кремнезема, которое может меняться
от 25 до 80 %.
16
По содержанию кремнезема магматические породы делятся на:
ультраосновные (гипербазиты)
основные (базиты)
средние (мезиты)
кислые (ацидиты)
Le Bas et al., 1992
SiO2  45 вес. %
SiO2 45–52 вес. %
SiO2 52–63 вес. %
SiO2  63 вес. %
Петр. кодекс, 1995
SiO2  44 вес. %
SiO2 44–53 вес. %
SiO2 53–64 вес. %
SiO2  64 вес. %
Кроме того, особо выделяют щелочные породы, которые отличаются
высоким содержанием щелочей   (Na2O + K2O), а по содержанию SiO2
могут быть от кислых до ультраосновных, хотя большая часть их соответствует средним (53–64 вес. % SiO2), что связано с особенностями накопления щелочей в ходе эволюции расплавов.
Последовательную смену парагенезисов, отвечающих породам нормального ряда, можно представить как реакционный ряд Боуэна. Американский петролог Н. Боуэн показал, что кристаллизация расплава начинается с образования наиболее тугоплавких, богатых Mg и Fe силикатов. Позже,
по мере снижения температуры, в результате реакций с расплавом, к ним
присоединяются Ca-Mg силикаты и алюмосиликаты Са, Na и К. В итоге
образуется прерывистый ряд существенно железо-магнезиальных силикатов, называемых фемическими (от Fe-Mg) или мафическими (от Mg-Fe),
и непрерывный параллельный ряд салических (от Si-Al) Ca-Na алюмосиликатов. Соответственно выделяют две ветви реакционного ряда Боуэна
(рис. 10). Что из этого ряда следует?
1) По мере кристаллизации расплава более поздние минералы оказываются более кислыми, т. е. богаче кремнеземом. Сравним: плагиоклазы по
мере кристаллизации обогащаются альбитовым, более высококремнистым,
миналом, а состав пироксена отличается от оливина лишь количеством
кремнезема, и образование его можно представить как реакцию ранее выкристаллизованного оливина с кремнеземом расплава: (Mg,Fe)2[SiO4] +
SiO2  (Mg,Fe)2[Si2O6] (Отметим только, что в зависимости от условий
кристаллизации и состава системы порядок кристаллизации минералов,
например, орто- и клинопироксена, может меняться.)
2) Крайние члены ряда разделены промежуточными продуктами реакции и потому не могут равновесно сосуществовать друг с другом. Это означает, например, что кварц не может сосуществовать с оливином в равновесном парагенезисе. Случаи нарушения ряда Боуэна при повышении химического потенциала Fe и щелочей мы здесь не рассматриваем. Таким
образом, каждая порода будет иметь свою парагенетическую ассоциацию
минералов. Рассмотрим подробнее главные из них.
17
Фемический ряд
Салический ряд
шпинель
MgAl2O4
(Spd)
Шпимагнетит
нелиды
FeFe2O4
хромит FeCr2O4
Ol 1
Оливин (Mg,Fe)[SiO4]
Ортопироксены –
Понижение бронзит, гиперстен
температуры (Mg,Fe)2[Si2O6]
An – анортит
Ca[Al2Si3O8]
2
Opx
плагиоклазы
100 An
основные
60 An
Cpx
Клинопироксены – диопсид
(Opx)
CaMg[Si2O6], авгит Ca(Mg,
3
2+
3+
Fe ,Fe ,Al)[(Al,Si)SiO6]
Amph
Амфиболы – роговая обманка
(Ca,Na,K)2-3(Mg,Fe2+,Fe3+,Al)5[(Si,Al)
4
Si3O11]2(OH,F)2
Bt
Биотит K(Fe,Mg)3[AlSi3O10](OH,F)2
Калиевый полевой шпат (калишпат) K[AlSi3O8]
средние
30 An
кислые
0 An
Ab – альбит
Na[AlSi2O8]
KFsp
5
Qu
свободный SiO2
Рис. 10. Схема смены парагенезисов при кристаллизации магматических
расплавов (ряд Боуэна).
Условные обозначения: Spd – шпинелиды, Ol – оливин, Opx – ортопироксен, Cpx – клинопироксен, Amph – амфибол, Bt – биотит, Pl – плагиоклаз; KFsp – калиевый полевой шпат, Qu – кварц.
Парагенезисы: 1) ультраосновных пород (Ol + хромит – дунит, Ol + магнетит – оливинит, Ol + Px – перидотиты, из них Ol + Opx – гарцбургит,
Ol + Opx + Cpx – лерцолит, Ol + Cpx – верлит); 2) основных пород (пироксениты, из них Opx – ортопироксенит, Opx + Cpx – вебстерит, Cpx –
клинопироксенит, а также Cpx + осн. Pl – габбро, Opx + осн. Pl – норит,
Cpx + Opx + осн. Pl – габбро-норит, Ol + осн. Pl – троктолит); 3) парагенезис диорита – сред. Pl + Amph; 4) парагенезис сиенита – KFsp +
Amph ± Pl; 5 – парагенезис гранита – KFsp + кисл. Pl + Qu + Bt
18
Ультраосновные породы. Парагенетическая ассоциация минералов –
одна из наиболее высокотемпературных. Главные минералы – оливин (Ol),
пироксены (Px). Породы, содержащие Px и Ol в сравнимых количествах,
называются перидотитами. Существенно оливиновые породы называются
в зависимости от акцессорных минералов; если с оливином ассоциирует
магнетит, то это  оливинит, а если оливин с хромитом, то это  дунит. Для
названных пород весьма характерены ортопироксены – энстатит, бронзит
или гиперстен. Преимущественно пироксеновые породы – пироксениты –
до 1995 года было принято относить также к ультраосновным, однако после
принятия Петрографического Кодекса их относят к основным породам.
Соотношение пород показано на рис. 11.
Разновидностью перидотитов являются лерцолиты, имеющие парагенезис Ol + Opx + Cpx (в зависимости от глубинности образования могут присутствовать Pl и/или Sp и/или гранат – пироп). Характерная особенность –
то, что Срх в них богат Cr (хромдиопсид). Образование лерцолитов происходит при кристаллизации ультраосновных расплавов (их находят в расслоенных массивах), они также слагают верхнюю мантию, о чем можно судить
по ксенолитам, вынесенным основными или ультраосновными вулканическими породами (базальтами, кимберлитами, и др.).
К ультраосновным породам относят кимберлиты – специфические породы трубок взрыва, – также зарождающиеся в верхней мантии и выносимые на поверхность эксплозивным путем. Они обычно содержат большое
количество обломочного материала, в том числе оливин, ильменит, пироп
(магнезиальный гранат), диопсид, флогопит, энстатит, хромит, иногда алмаз. В основной массе находится вторая генерация минералов, среди которых обычны оливин, монтичеллит, флогопит, перовскит, шпинель, апатит, а
также позднемагматические карбонаты и серпентин.
Основные породы. Главные минералы – оливин, пироксены и основной
плагиоклаз, в подчиненном количестве может быть роговая обманка (Hbl).
В зависимости от того, какой пироксен преобладает, различают: габбро
(Срх + Pl), габбронориты (Cpx + Opx + Pl), нориты (Opx + Pl). Клинопироксен – авгит или диопсид. Незначительное присутствие Hbl обычно отражается в названии – роговообманковое габбро.
К основным породам относятся пироксениты, как уже показано выше, а
также горнблендиты – нетипичная ассоциация, когда при повышенном
парциальном давлении воды в ходе снижения температуры оливин и пироксены почти нацело замещаются амфиболом, а плагиоклазы не образуются или находятся в резко подчиненном количестве.
19
а) основные
пироксениты
Opx + Cpx
б)
ультраосновные
перидотиты
дунит и оливинит
40 %
90 % Ol
в)
Ol
Pl
1
1
90 %
2
3
4
40 %
5
8
Opx
6
7 10 %
9
10
Cpx
г)
норит
10
2
4
5
Px (Opx + Cpx)
Plag
габбронорит
клинопирокс.
норит
3
ортопирокс.
габбро
Ol
габбро
Pl-содержащие пироксениты
Орх
Срх
Рис. 11. а) Разделение оливин-пироксеновых пород на основные и ультраосновные по соотношению главных минералов. б) Классификация и номенклатура оливин-пироксеновых пород: 1 – дунит и оливинит, 2 – гарцбургит, 3 – лерцолит, 4 – верлит, 5 – оливиновый ортопироксенит, 6 – оливиновый вебстерит, 7 – оливиновый клинопироксенит, 8 – ортопироксенит, 9 – вебстерит, 10 – клинопироксенит. в) Классификация и номенклатура габброидных пород: 1 – анортозит, 2 – норит, габбронорит, габбро,
3 – оливиновый габбронорит, норит или габбро, 4 – троктолит, 5 – плагиоклазовые пироксениты и перидотиты. г) То же, в координатах Pl–Opx–
Cpx. Условные обозначения см. рис. 10.
20
Средние породы. По ряду Боуэна видно, что роговая обманка образуется при более низких температурах, и в ее составе впервые появляется вода в
виде группы (ОН)-. Для средних пород характерна ассоциация роговой обманки (и частично – биотита) со средними плагиоклазами – диориты, здесь
уже может появляться свободный кремнезем (кварц). Другой очень важной
породой является сиенит, для которого характерна ассоциация роговой
обманки и/или биотита (а иногда с ними, или вместо них, и пироксена –
диопсида или эгирин-авгита) с калиевым полевым шпатом KFsp (Fsp – feldspar или feldspat), т. е. Bt + KFsp или Hbl + KFsp. Возможны и промежуточные ассоциации с большим количеством как плагиоклаза, так и калишпата.
Кислые породы. Это породы, в которых избыточный, непрореагировавший кремнезем выделяется в свободном виде как кварц, причем количество его становится существенным. Типичными минералами кислых пород
помимо кварца будут биотит (м. б. и Hbl), KFsp, кислые Pl, все это – парагенетическая ассоциация гранитов. Присутствие второстепенных минералов так же отражается в названиях: с роговой обманкой – роговообманковый гранит, при высоком содержании темноцветов порода становится переходной к диориту – гранодиорит.
Щелочные породы. Парагенетическая ассоциация этих пород не находит своего отражения в ряде Боуэна. По содержанию кремнезема эти породы соответствуют средним, то есть не содержат избыточного кремнезема.
Это означает, что кварц для парагенетических ассоциаций щелочных пород
противопоказан.
Для щелочных пород в заNa2O+K2O
висимости от соотношения
щелочные
щелочей и глинозема выде8
ляют два типа: если (Na2O +
K2O)  Al2O3, это породы агсубщелочные
паитового ряда, если же сум4
ма щелочей ниже содержания
глинозема, то ряд называется
нормальные
миаскитовым. В первом случае количества щелочей хватает, чтобы связать весь гли44
53
64 SiO2
нозем и соответствующее коРис. 12. Упрощенная TAS-диаграмма
личество кремнезема в нефелине и полевом шпате, и еще остается для образования щелочных темноцветных минералов, и тогда парагенетическая
ассоциация будет:
21
нефелин + калишпат + эгирин (щелочной клинопироксен) + арфведсонит
(щелочной амфибол) + эвдиалит-эвколит + астрофиллит-лампрофиллит +
титанит (сфен) + апатит и ряд других минералов. Типичным примером агпаитовых щелочных пород являются нефелиновые сиениты Кольского полуострова (массивы Хибин и Ловозера). В миаскитовых нефелиновых сиенитах (по станции Миасс на Урале) щелочей хватает только на образование
нефелина и полевого шпата, и ассоциация характеризуется парагенезисом:
нефелин + калишпат + биотит (или роговая обманка, или клинопироксен 
эгирин-диопсид) + циркон + пирохлор + апатит + титанит. Широко развито
позднее замещение нефелина содалитом, канкринитом, альбитом, цеолитами.
Особо следует остановиться на случае, когда магматический расплав является одновременно и щелочным, и ультраосновным. Такой расплав
насыщен большим количеством летучих (в первую очередь СО2, Р2О5, F,
Н2О). При кристаллизации его, как правило, образуются кольцевые массивы, наружная зона которых сложена ультраосновными породами (оливинитами), промежуточные зоны – щелочными породами, а к центральной части
бывают приурочены особые, существенно карбонатные породы  карбонатиты, которые являются продуктом кристаллизации остаточного расплава.
В нем как раз и концентрируются летучие компоненты, а также акцессорные элементы. В парагенетической ассоциации карбонатитов могут сочетаться минералы ультраосновного и щелочного парагенезисов  оливин,
флогопит, магнетит и тут же  нефелин, апатит, редкоземельные и циркониевые минералы, характерные для щелочных пород, и карбонаты  кальцит, доломит, анкерит, сидерит.
Роль температуры и давления при магматическом минералообразовании тесно связана со скоростью охлаждения. Так, эффузивы  неравновесные породы (вкрапленники+вулканическое стекло); они кристаллизуются
при высокой температуре и при отсутствии или очень низком содержании
летучих компонентов. Вкрапленники, кристаллизуясь до извержения, соответствуют по составу более высокотемпературным ассоциациям. При излиянии лавы на поверхность летучие энергично уходят из расплава, но в отсутствие летучих затруднено образование таких минералов, как биотит и
амфиболы. Из-за быстрого охлаждения минералы-вкрапленники не приходят в равновесие с вмещающим расплавом. Фемические компоненты в значительной степени остаются в стекле. Это значит, что при одинаковом составе исходного расплава парагенезис минералов в эффузивных породах
будет иным, чем в плутонических.
Роль давления при магматическом минералообразовании сказывается и
на составе минералов, и на формировании парагенетических ассоциаций.
Например, в базальте вкрапленники плагиоклаза оказывются более основ22
ными, чем в аналогичных по составу габбро, а вкрапленники пироксена и
оливина  более магнезиальными, чем в соответствующей плутонической
породе. Вкрапленники при этом часто обнаруживают признаки неравновесности с расплавом  оплавленность, изъеденность, реакционные каймы.
Вулканическое стекло тоже неустойчиво  оно представляет собой подобие
переохлажденного расплава и со временем подвергается девитрификации
(де  без, витро  стекло)  раскристаллизовывается с образованием тонкозернистой массы между вкрапленниками. Что касается изменения состава,
уже отмечалось, что в глубинных ультраосновных породах появляются
хромсодержащие силикаты. Давление также способствует образованию
минералов с более плотными структурами, например, при повышении давления основной плагиоклаз  анортит, у которого довольно рыхлая каркасная структура,  становится неустойчивым, и вместо него образуются более
плотные минералы  гранат и кианит (дистен): 3Ca[Al2Si2O8] (анортит) 
Ca3Al2[SiO4]3 (гроссуляр) + 2Al2SiO5 (кианит) + SiO2, то есть вместо минеральной ассоциации габбро (анортит + пироксен) будет возникать совсем
иная парагенетическая ассоциация гроспидитов (грос  от гроссуляра, пи 
от пироксена и дит  от дистена).
Подведем итог: парагенетическая ассоциация при магматическом минералообразовании зависит не только от состава магмы, но и от условий образования, в первую очередь  от глубины, на которой кристаллизуется магматический расплав, а также количества летучих (Н2О, СО2) и кислорода.
Остановимся теперь на явлениях, которые сопровождают магматическое
минералообразование.
1. Кристаллизационная дифференциация. Может случиться так, что
после кристаллизации более основных минералов оставшаяся более легкоплавкая и более кислая часть расплава уйдет по трещинам в результате тектонических подвижек и обособится от ранних продуктов кристаллизации.
При этом на старом месте останутся минералы ультраосновного парагенезиса, а на новом месте они образовываться уже не будут  и температура
расплава уже ниже, и состав его стал более кислым. Возникнет основная
или средняя порода. При неоднократном отделении все более поздних и
более кислых продуктов от более ранних можно получить весь ряд
23
дифференциатов (или дериватов) от ультраосновных до средних. Подтверждение этому видят в частом расположении на небольшом удалении
друг от друга массивов основных и ультраосновных пород, а также в геохимических данных, например, изотопных отношениях некоторых элементов. Изотопный состав некоторых элементов достаточно инертен и остается
неизменным даже в расплаве, поэтому близкие изотопные отношения в таких массивах свидетельствуют об их родственном образовании.
2. Гравитационная дифференциация. Выкристаллизовавшиеся первыми тяжелые рудные и фемические минералы (существенно Mg-Fe), имеют большую плотность, чем плотность расплава. Поэтому под действием
сил гравитации они могут опускаться на дно магматической камеры. Так
образуются донные залежи хромита в массивах ультраосновных пород.
Гравитационная дифференциация характерна для ультраосновных, основных и щелочных магм, поскольку эти магмы имеют низкую вязкость из-за
меньшего содержания кремнезема. Однако в щелочных магмах возможено
другое проявление гравитационной дифференциации. Появление вначале
каркасных алюмосиликатов с низкой плотностью (лейцит или полевой
шпат) приводит к их всплыванию и накоплению в верхней части магматической камеры. Так объясняется образование уникальных мономинеральных лейцитовых пород – сынныритов.
3. Ликвационная дифференциация. Если исходная магма богата серой, фосфором и некоторыми другими летучими, то в ходе ее кристаллизации уже в начале может произойти ликвация (ликвацио  разжижение) 
разделение единого расплава на две несмешивающиеся жидкости: силикатный расплав и сульфидный расплав. Эти жидкости будут обладать различной подвижностью и различным удельным весом, и дальнейшая кристаллизация их может вызвать явления гравитационной дифференциации – образующиеся сульфиды, как более тяжелые, могут осесть на дно и образовать
донную рудную залежь. А могут образовывать линзовидные скопления
(шлиры), или, если сульфидный расплав обособлялся в виде капель в силикатном, эмульсионную вкрапленность сульфидов в силикатной породе. Такой ликвационно-магматический генезис имеют сульфиды Cu, Ni, Fe, образующие большие скопления, связанные с основными породами. К этому
типу относят месторождения медно-никелевых руд Норильска, Мончетундры.
24
4. Ассимиляция и контаминация. При внедрении магмы во вмещающие породы часто происходит поглощение обломков этих пород и их растворение в магматическом расплаве. Такое поглощение, усвоение вмещающих пород называется ассимиляцией. Если ассимилировано большое количество таких обломков и вмещающие породы заметно отличаются от
магматического расплава по химическому составу, то происходит изменение состава расплава  обогащение его компонентами вмещающих пород.
Такое загрязнение («усреднение») состава за счет ассимилированного материала называют контаминацией. (Обратите внимание на правильное употребление обоих терминов, например: «контаминация магмы известняками», но «ассимиляция магмой известняков»). Оба эти явления могут заметно сказаться на составе минералов, которые будут кристаллизоваться из
такого расплава, и даже на характере парагенетической ассоциации.
Например, при внедрении гранитного расплава в известняки и ассимиляции
их заметно увеличивается в расплаве содержание Са, и при кристаллизации
будет образовываться не кислый плагиоклаз, что характерно для нормальных гранитов, а более основной. В результате ассимиляции гранитной магмой глиноземистых пород (например, слюдистых сланцев) при кристаллизации в граните могут появиться такие высокоглиноземистые минералы,
как кордиерит (Mg,Fe)2[Al4Si5O18] или андалузит AlAl[SiO4]O.
5. Десиликация. Если расплав, богатый кремнеземом, внедряется в породы, бедные кремнеземом (например, известняки или ультраосновные породы), то происходит извлечение SiO2 из расплава за счет связывания его
магнием, кальцием, железом вмещающих пород. Это приводит к обеднению расплава кремнеземом и нарушению изначально нормальной пропорции кремнезема и глинозема, Al2O3 оказывается в вынужденном избытке, и
потому вместо обычных алюмосиликатов возникают минералы, обогащенные алюминием, количество кварца уменьшается, а иногда он исчезает совсем. Если при этом количество глинозема оказывается особенно велико, он
может выделиться в свободном виде, образуя корунд.
6. Автометаморфизм. Слово означает самопревращение, самоизменение. В чем суть явления? В том, что продукты магматической кристаллизации подвергаются воздействию более поздних (остаточных) порций расплава той же магмы или воздействию обособившихся из этой же магмы
летучих. Все эти воздействия происходят в пределах единого геологического процесса магматической кристаллизации без привноса вещества
извне (!). Такое воздействие мы уже видели: реакция оливина с расплавом с
образованием пироксена, дающего реакционные каемки вокруг ядра, в котором оливин  законсервированный реликт, не успевший прореагировать и
отделенный затем от расплава пироксеном. Яркий пример автометаморфизма – серпентинизация ультраосновных пород за счет ранее растворен25
ной в магме, а затем обособившейся воды. Такая серпентинизация распространена очень широко, и часто от ранних оливина и пироксенов остаются
только псевдоморфозы. Нередко именно с явлениями автометаморфизма
связывают образование по ультраосновным породам промышленных месторождений серпентин-асбеста и талька.
Здесь мы подходим к оценке процессов магматического минералообразования с точки зрения их практической значимости. В ряде случаев эти
процессы приводят к образованию повышенных концентраций некоторых
промышленно важных минералов и их месторождений.
1) C ультраосновными породами связаны:
а) алмазы (в кимберлитах и перидотитах)  Якутия, Южная Африка;
б) хромиты (в дунитах)  Урал, Казахстан, Монголия;
в) платина и платиноиды (в хромитоносных дунитах)  Урал;
2)с основными породами:
а) ильменит-титаномагнетит  Урал, Казахстан;
б) Cu-Ni сульфидные ликвационно-магматические месторождения  Норильск, Мончетундра, Сёдбери (Канада);
в) платина и палладий  Восточная Сибирь;
3) со щелочными, ультраосновными-щелочными породами и карбонатитами:
а) крупнейшие месторождения апатита (сырья для фосфорных удобрений)  Хибины (Кольский полуостров);
б) комплексные месторождения  магнетит, слюда (флогопит), апатит, а
также минерализация на TR, Nb, Sr, Ti, U  карбонатиты Ковдора, Африканды (Кольский п-ов).
Собственно магматические породы нередко являются ценным сырьем и
используются как облицовочный и строительный камень, отделочный камень (розовые туфы Армении, лабрадориты Украины).
1.1.2. Вулканические возгоны (эксгаляции)
Образование минералов этого генетического типа связано с деятельностью летучих компонентов, отделившихся от магмы и покинувших место ее
кристаллизации. Это случается, когда магматический очаг оказывается связанным системой тектонических трещин с земной поверхностью (чаще всего это возможно при образовании вулканических аппаратов, в областях активного вулканизма). Прежде всего, отметим, какие именно летучие компоненты участвуют в эксгаляционном минералообразовании. Это: H2O, HCl,
NH4Cl, H3BO3, H2S, CO2, P2O5 и др. Именно эти компоненты обнаружены
при изучении газовой составляющей современных вулканических изверже-
26
ний, причем содержание их, особенно Н2О в виде пара, может быть весьма
значительным.
Встречный поток поверхностных вод, вымывающий на своем пути из
горных пород некоторые соединения, в областях активного вулканизма
прогревается до парообразного состояния и смешивается с летучими компонентами, отделившимися от магмы, реагирует с ними, образуя газообразные и парообразные галогениды и гидраты Fe, As, Sb, Hg (рис. 13).
Поднимаясь по вулканическим трещинам вверх,
Н2О
Н 2О
эти летучие соединения
попадают в так называемую
область разгрузки  вблизи
жерл вулканов, при выходе
трещин на поверхность.
Здесь они дают начало новым, уже нелетучим, соединениям, которые оседают
на стенках трещин, жерл в
виде возгонов или эксгаляций, образуют конусы и
Рис. 13. Механизм образования вулканичетрубы над местами выхода
ских
возгонов. Стрелки показывают перемегазовых струй. Какие при
щение летучих компонентов
этом идут реакции и какие
возникают минералы? Вулканические эксгаляции  это тот редкий случай, когда минералообразование удается проследить прямо на месте, например, на Камчатке, на
вулканах Курильских островов.
Благодаря этому такие реакции хорошо изучены. Из них главную роль
играют реакции окисления; например, окисление сероводорода кислородом
атмосферы с образованием самородной серы:
2H2S + O2  2H2O + SO2 + S (сера самородная);
2H2S + SO2  2H2O + 3S.
Для примера приведем еще одну реакцию эксгаляционного образования
гематита (за счет взаимодействия паров хлорного железа с водой):
2FeCl3 + 3H2O  Fe2O3 (гематит) + 6HCl.
Аналогичным путем в виде вулканических возгонов образуются: галогениды  галит NaCl, сильвин KCl, нашатырь NH4Сl; сассолин (борная кислота) H3BO3; сульфиды  пирит FeS2, реальгар As4S4, аурипигмент As2S3, киноварь HgS, висмутин Bi2S3. Поскольку сера, окисляясь, может образовывать ион SO42-, возникают также сульфаты  гипс CaSO42H2O, квасцы 
KAl[SO4]2 12H2O, алунит KAl3[SO4]2(OH)6.
27
Весьма характерной является форма выделений образующихся минералов. Это корочки выцветов, мелкокристаллические друзы, тонкозернистые
налеты. Легкоплавкие минералы, например, сера, образуют застывшие потоки, сталактиты, каплевидные и гроздевидные натеки; при выделении сероводорода H2S через воду вулканических озер образуется тонкодисперсная
сера, которая затем оседает на дно этих водоемов, образуя «серный песок».
В практическом отношении наибольшее значение эксгаляционное образование имеет для самородной серы и сассолина H3BO3  целые месторождения этих минералов, уже очень давно разрабатывающиеся, известны в
Сицилии и на Курильских островах.
1.1.3. Пегматитовый процесс
Рассмотрим случай, когда легколетучие компоненты, накапливающиеся
при кристаллизации магмы, не имеют возможности уйти из расплава, как
это происходит при образовании вулканических возгонов. Тогда летучие
компоненты постепенно отжимаются в еще незакристаллизовавшуюся
часть расплава и насыщают его. Обычно это происходит в конце магматической кристаллизации. Такой богатый, а иногда и пересыщенный летучими компонентами
Аплитовая зона
Графическая зона
расплав называют
Пегматоидная
остаточным.
зона
В нем помимо
летучих компоненКварцевое
тов будут также наядро
капливаться
элементы, которые не
вошли в состав породообразующих
минералов (вследствие
различия
ионных радиусов
или по причине
Блоковая (полевошпарезко отличных хитовая) зона
Занорыш
мических свойств).
Рис. 14. Зональность замкнутого пегматитового тела
28
Это такие элементы, как Li, Cs, Be, Ta, Nb, Sn, W, U, Th. Значит, остаточный расплав будет существенно отличаться концентрацией этих элементов от исходной магмы. Все это приводит к тому, что и кристаллизация такого расплава протекает существенно иначе. Рассмотрим главные особенности пегматитового минералообразования.
1. Обогащение остаточного расплава летучими компонентами делает его
менее вязким, легкоподвижным и снижает температуру кристаллизации.
Состав
расплава
становится
эвтектическим
(котектическим).
Эвтектика  это легкоплавкий расплав, из которого идет одновременная
совместная кристаллизация двух минералов. В случае гранитного остаточного расплава такой парой являются полевой шпат и кварц, в то время как
при обычной кристаллизации гранитов полевые шпаты образуются существенно раньше кварца. Одновременная эвтектическая кристаллизация полевого шпата и кварца приводит к появлению закономерных, так называемых «графических» (письменных) срастаний этих минералов, которые первоначально и получили название пегматит (рис. 14).
2. По мере снижения температуры эвтектическая кристаллизация графических агрегатов сменяется образованием очень крупных индивидов полевого шпата и кварца. Именно вследствие разжижения расплава летучими
ионы, строящие решетку этих минералов, могут легко передвигаться, и это
обеспечивает хорошее питание растущих кристаллов. Такие агрегаты, состоящие из крупных индивидов кварца и полевого шпата, называют пегматоидными.
3. При дальнейшем остывании остаточного расплава пегматоидная кристаллизация сменяется образованием блоковых агрегатов. Это значит, что
отдельные кристаллы полевого шпата и кварца из пегматоидных срастаний
начинают разрастаться, вытесняя кристаллы другого минерала, и образуют
гигантские индивиды  блоки, иногда по несколько тонн весом. Чаще такое
преимущество получает полевой шпат, иногда образуется чисто полевошпатовая зона.
4. После исчерпания материала для кристаллизации блокового полевого
шпата остающийся в избытке кварц завершает кристаллизацию, образуя так
называемое кварцевое ядро. Важную роль в его формировании играют и
постмагматические процессы. Если остаточный расплав кристаллизуется в
замкнутой полости внутри массива гранитов, то в соответствии с описанным механизмом кристаллизации в пегматитовом теле возникает зональность, показанная на рис. 14.
Если же остаточный расплав по тектоническому нарушению переместится во вмещающие гранитный массив породы, то может возникнуть
жильное тело пегматита с такой же зональностью, однако здесь часто
29
хрошо развита еще одна самая внешняя зона  аплитовая. Она сложена
мелкозернистым кварц-полевошпатовым агрегатом, который кристаллизуется вдоль стенок трещины, видимо потому, что по сравнению с остаточным расплавом стенки трещин значительно более холодные, и это сразу
вызывает кристаллизацию множества зародышей. В жильных телах пегматитов наиболее поздний кварц, слагающий осевую часть жилы, именуют не
кварцевым ядром, а кварцевой осью жилы.
5. К зоне кварцевого ядра или кварцевой оси бывают приурочены полости, стенки которых усажены хорошо образованными кристаллами дымчатого кварца, топаза, берилла, турмалина,  так называемые занорыши.
А как проявляются в минералообразовании летучие, не входящие в состав полевого шпата и кварца, но обеспечивающие протекание пегматитового процесса? Они удерживаются в остаточном расплаве наиболее долго,
хотя и начинают принимать участие в минералообразовании во время формирования блоковой зоны, а иногда и раньше. Они входят в состав слюды
(мусковита), топаза, турмалина, флюорита, апатита.
Согласно первоначальной схеме образования пегматитов, предложенной
А. Е. Ферсманом, в какой-то момент летучие настолько обогатят остаточный расплав, что он постепенно превратится в надкритическую флюидногазообразную среду, богатую силикатами (Ферсман ошибочно связывал с
ней формирование пегматоидных агрегатов), а затем  в высокотемпературный гидротермальный раствор. По экспериментальным данным такого
постепенного перехода расплава в растворы нет и обособление постмагматических растворов происходит путем вскипания кристаллизующегося пегматитового расплава. С обособлением крупных флюидных пузырей связано
формирование занорышей магматического этапа и минерализации в них.
Кроме того, постмагматические растворы начинают взаимодействовать с
минералами, образовавшимися на предшествующих этапах, выщелачивать
и изменять их, вызывая метасоматические замещения одних минералов
другими. Такие изменения и замещения ранних минералов более поздними
могут происходить в несколько стадий и сопровождаются переотложением
вещества в пределах пегматитового тела и усложнением его состава.
Именно с этим этапом поздних метасоматических преобразований в
пегматите бывает связано образование таких промышленно важных минералов, как слюда, берилл, сподумен (Li), танталит-колумбит (Ta, Nb), касситерит (Sn). Представление об образовании пегматитов из остаточного
расплава развивалось трудами ряда российских ученых, уточнявших значение отдельных этапов для формирования промышленных пегматитов разных типов (редкометальных, редкоземельных, слюдяных, керамических
пегматитов). Изучение некоторых пегматитовых тел и целых полей
30
пегматитов привело к представлению, что не всегда их образование связано
с кристаллизацией остаточного расплава. А. Н. Заварицкий, например, считал, что образование таких крупнокристаллических пород может происходить за счет перекристаллизации и укрупнения минералов породы, сходной
по минеральному составу. Особенно много взаимоисключающих гипотез
предложено для объяснения генезиса и особенностей строения редкометальных и мусковитовых пегматитов. Это означает, что в каждом конкретном случае необходимо изучение объекта на месте и лабораторными методами для установления способа его образования, генезиса.
Остановимся еще на некоторых явлениях, сопровождающих пегматитовое
минералообразование.
Основположник
изучения
пегматитов
А.Е. Ферсман выделял пегматиты чистой линии, когда остаточный пегматитовый расплав кристаллизуется в породах, близких по химическому
составу. Очевидно, что в этом случае никакого влияния вмещающих пород
не будет, и минеральный состав таких пегматитов целиком определяется
составом остаточного расплава.
Если же расплав попадает в породы, резко отличные по химизму, то
происходит его взаимодействие с этими породами, которое меняет состав
расплава. Такие пегматиты Ферсман называл пегматитами линии скрещения. Частным случаем пегматитов линии скрещения являются десилицированные пегматиты, – когда при внедрении гранитного пегматитового
расплава в ультраосновные породы, с одной стороны, происходит десиликация расплава (вплоть до исчезновения кварца из продуктов кристаллизации), а с другой  расплав обогащается компонентами ультраосновных пород (в первую очередь  магнием и хромом). Это приводит к появлению
флогопита (магнезиальной слюды), не характерного для обычных гранитных пегматитов, и к появлению, хромсодержащего изумруда вместо обычного берилла. Примером десилицированных пегматитов является месторождение «Изумрудные копи» на Урале, где известна именно такая ассоциация  с полевым шпатом, но без кварца, с изумрудом, хризобериллом в
слюдяных флогопитовых оторочках, так называемых слюдитах.
При внедрении пегматитового расплава в породы, богатые глиноземом,
происходит обогащение его Al2O3 и появление в парагенезисе андалузита,
силлиманита, кианита, альмандина, а при избытке глинозема, когда кремнезем уже весь связан, возможно появление корунда. Особенно эти изменения
бывают заметны в приконтактовых частях жил.
31
Кристаллизация гранитного пегматитового расплава в карбонатных
толщах приводит к выносу К и кремнезема и привносу Са (образование плагиоклазитов).
Кристаллизация пегматитового расплава в трещинах, секущих толщу
магнезиальных известняков (Кухи-Лал, Памир), сопровождалось частичным выносом кремнезема и привносом Mg, что привело к появлению в
пегматите оторочки флогопита, кордиерита (Mg), дравита (Mg-турмалина)
и силлиманита.
Заканчивая рассмотрение пегматитового минералообразования, отметим, что накопление летучих в остаточном расплаве свойственно не только
кислым магмам. Значит, пегматиты как продукт кристаллизации остаточного расплава могут образоваться при кристаллизации любых пород. Действительно, известны габбро-пегматиты, дунит-пегматиты, сиенитпегматиты и пегматиты нефелиновых сиенитов. Однако, за исключением
последних двух, встречаются они гораздо реже гранитных.
Кроме того, гранитные пегматиты могут быть связаны не только с кристаллизацией остаточных расплавов, возникающих при дифференциации
гранитных магм (камерные, редкометальные), но и с процессами анатектического выплавления расплавов при региональном метаморфизме высокой ступени (мусковитовые, редкоземельные, керамические). Магматический этап формирования остаточных гранитных пегматитов находится в
пределах 700–500 оС, анатектических  850–650 оС. При более низких температурах идут процессы постмагматической переработки ранних агрегатов.
Образование пегматитов происходит на относительно небольших глубинах: камерных (хрусталеносных и флюоритоносных)  на глубине 1,5–
3,5 км, редкометальных  3,5–7 км, мусковитовых  7–11 км, редкоземельных и керамических  более 11 км.
Пегматитовый тип минералообразования чрезвычайно важен в практическом отношении. С гранитными пегматитами связаны промышленные
месторождения Li, Be, Nb, Ta, Sn, а также U, Th, Cs, Rb, редких земель
(TR), слюд и керамического сырья. Пегматиты нефелиновых сиенитов и
сиенит-пегматиты являются концентраторами Zr, Hf, U, Th, Nb, Ta, TR, Ti.
Из пегматитовых занорышей добывают драгоценные камни  бериллы различной окраски, цветные (полихромные) турмалины, топазы, хризоберилл,
полудрагоценные дымчатые кварцы. Пегматиты служат также источником
пьезокварца, оптического флюорита и турмалина, используемого в лазерной технике.
32
1.1.4. Пневматолитово-гидротермальные и метасоматические
процессы
Теперь перейдем к характеристике магматогенных постмагматических
метасоматических процессов, идущих путем замещения одних минералов
другими после кристаллизации магматического расплава и образования
твердых магматических пород. Мы уже столкнулись с тем, что на поздних
стадиях формирования пегматитов в них проявляется метасоматоз, т. е.
замещение одних минералов другими  растворение и вынос (иногда частичный, иногда почти полный) ранних продуктов и отложение на их месте
новых минералов, нередко с образованием псевдоморфоз (от прежнего минерала сохраняется лишь его внешняя форма) или сохранением реликтов
исходных минералов, структур и текстур пород. Кроме того, происходит и
прямое секреционное отложение вещества постмагматическими (пневматолитовыми и гидротермальными) растворами в полостях, возникших при
трещинообразовании (гидротермальные жилы) или выщелачивании (гидротермокарст).
1.1.4.1. Альбитизация (образование апогранитов)
Апограниты (апо  после, «по гранитам»)  метасоматические породы,
образовавшиеся в результате постмагматического изменения (альбитизации) гранитов и других гранитоидов под воздействием кислых высокотемпературных растворов, богатых щелочами, отщепившихся при кристаллизации этих гранитоидов.
Очевидно, что сущность процесса  альбитизация, идущая с привносом
большого количества натрия, вытесняющего калий из его соединений. Привнос этот осуществляется высокотемпературными растворами, т. е. летучими компонентами, которые при кристаллизации гранитоидов отделяются,
но не уходят, а начинают воздействовать на неостывшие еще, но уже полностью кристаллические гранитоиды, изменяя («перерабатывая») их.
В наибольшей мере такой переработке подвергаются апикальные (т. е.
наружные, верхние) части массивов  выступы гранитных куполов, потому
что именно сюда, в область пониженного давления, устремляются насыщенные летучими альбитизирующие растворы, обособляющиеся из еще
кристаллизующихся более глубинных частей магматического очага. Как
меняется при этом минеральный состав исходного гранита? Состав нормального гранита  кварц, калишпат, кислый плагиоклаз (альбитолигоклаз), биотит и небольшое количество акцессорных минералов.
Альбитизация в первую очередь затрагивает калишпат и плагиоклаз:
K[AlSi3O8] + Na+  Na[AlSi3O8] + K+,
Ca[Al2Si2O8] + 2Na+ + 4 SiO2  2Na[AlSi3O8] + Ca2+.
33
Биотит при этом обычно замещается мусковитом или хлоритом. Высвобождающийся при альбитизации плагиоклаза Са связывается во флюорите
CaF2 (F из раствора). Количество кварца или остается неизменным, или несколько снижается. В целом получается осветленная (альба  белый) порода, состоящая преимущественно из альбита и кварца, хорошо заметная на
фоне неизмененных гранитов в виде пятен или линейных зон осветления,
если альбитизирующие растворы поступали вдоль крупных протяженных
трещин, тектонических нарушений. При этом альбитизация, как правило,
сопровождается уменьшением зернистости  исходный среднезернистый
биотитовый гранит становится мелкозернистой породой.
Помимо Na альбитизирующие растворы несут такие важные элементы,
как Li, Rb, Be, Nb, Ta, Zr, Hf, TR. В апогранитах эти элементы накапливаются и нередко дают промышленно важные месторождения. Так, до 80 %
Nb добывается из апогранитов Северной Нигерии. Апограниты  важный
источник Ве, образующего в них такие минералы, как бертрандит
Be4[Si2O7](OH)2 и фенакит Be2[SiO4], поэтому наряду с термином апограниты нередко используется нейтральный термин редкометальные граниты. Кроме того, в апогранитах в промышленных количествах встречаются
пирохлор NaCaNb2O6F, циркон Zr[SiO4], гадолинит Y2FeBe2{O[SiO4]}.
Что касается калия, высвобождающегося при альбитизации калишпата,
то значителная часть его, переходя в раствор, обычно выносится за пределы
гранитоидного массива, во вмещающие породы, где заметно увеличивается
количество слюды. Другая его часть, постепенно накапливаясь в растворе
по мере связывания Na в виде альбита, может образовать амазонит  калишпат с высоким содержанием Rb (до 1,8 % Rb2O) в виде крупнокристаллических гнезд, крупнокристаллических до гигантозернистых жил. Поскольку происходит переменное возрастание активности то калия, то
натрия, вытесненный при образовании амазонита Na может позже вновь
дать альбит, замещающий в виде каемок и по трещинам кристаллы амазонита.
1.1.4.2. Грейзенизация
Грейзены  это метасоматические постмагматические породы, которые
образуются при воздействии пневматолитово-гидротермальных растворов,
отделившихся при кристаллизации гранитной магмы, на алюмосиликатные
породы, в первую очередь  сами гранитоиды.
Определение очень похожее на определение апогранитов. И там метасоматоз, и здесь объектом изменения являются ранее кристаллизовавшиеся
граниты. В чем разница этих процессов?
Во-первых, подчеркивается пневматолитово-гидротермальный характер изменения: пнеума означает газ, то есть часть реакций может идти под
34
воздействием газообразных летучих компонентов  таких, как НF, НCl,
B2О3. Это очень сильные реагенты, создающие сильнокислую среду, которая
способствует глубокой переработке пород с явлениями растворения и выноса (выщелачивания) даже таких стойких минералов, как кварц (SiO2 +
4HF  SiF4 + 2H2O). Во-вторых, грейзенизация происходит при высокой
активности калия, и потому при тех же исходных гранитоидах возникает
иная ассоциация минералов: кварц легко растворяется и переотлагается,
хотя общее его количество возрастает, что видно из реакции замещения
калишпата мусковитом и топазом:
калишпат
мусковит
топаз
кварц
5K[AlSi3O8] + 3HF  KAl2[AlSi3O10](OH,F)2 + Al2F2[SiO4] + 11SiO2 +
2K2O + H2O.
При грейзенизации самым чувствительным минералом гранита является
биотит  он в первую очередь замещается мусковитом; следом за ним мусковитом же замещаются полевые шпаты (калишпат, реакция приведена
выше, и кислый плагиоклаз, кальций которого тут же связывается фтором с
образованием флюорита). Таким образом, в результате грейзенизации гранит превращается в кварц-мусковитовый агрегат  породу серого цвета
(грей  серый), содержащую минералы, богатые летучими: фтором  топаз,
флюорит, мусковит; бором  турмалин. Вместе с летучими при грейзенизации приносятся такие элементы, как Sn, W, Be, Mo, Bi, Ta, Nb. Поэтому в
грейзенах наряду с отмеченными минералами образуются касситерит SnO2,
танталит–колумбит (Fe,Mn)(Nb,Ta)2O6, берилл Al2{Be3[Si6O18]}, вольфрамит (Fe,Mn)WO4, молибденит MoS2, висмутин Bi2S3, арсенопирит FeAsS.
Так же, как и апограниты, грейзены образуются преимущественно в
апикальных частях гранитных массивов и нередко  во вмещающих граниты породах, если это породы алюмосиликатные (сланцы, гнейсы). При
грейзенизации нередко возникают штокверки  неправильная сеть, сплетение кварцевых жил, окруженных грейзенизированной породой. Эти жилы
представляют собой бывшие трещины, по которым происходило движение
пневматолитово-гидротермальных растворов, а затем они заполнялись
кварцем, мусковитом, частично даже калишпатом, переотложенным из
окружающих участков пород, подвергшихся грейзенизации. Поэтому такие
жилы содержат те же характерные минералы грейзенов  топаз, берилл,
флюорит, турмалин и все остальные, упомянутые выше рудные минералы.
Они являются свидетельством того, что высокотемпературный (600–375 оС)
процесс грейзенизации во времени без перерыва сменяется высокотемпературным (375–250 оС) гидротермальным процессом.
Остановимся на временном соотношении грейзенов и апогранитов. Для
этого надо принять во внимание зависимость активности K и Na от кислот
ности-щелочности среды и температуры (рис. 15). Из этого графика видно,
35
что К и Na попеременно акpH
тивны, как это уже было отме2
Musc
чено для апогранитов. Но миK
грейзены
нералы при этом возникают
Ab
4
Na
Ab II
различные. Образование больапограниты
шого количества мусковита
6 KFsp
К KFsp (адуляр)
происходит после альбитизации в более кислой среде.
8
Снижение Т
Действительно,
нередко
грейзены накладываются на
Рис. 15. Изменение кислотностиапограниты, и общую последощелочности
процесса грейзенизации
вательность уже рассмотренпо
мере
снижения
температуры
ных магматогенных процессов
можно выразить так: кристаллизация гранитов  пегматиты  апограниты  грейзены  гидротермальный процесс. Эта последовательность отвечает общему снижению
температуры.
Однако, прежде чем перейти к следующему по температуре гидротермальному процессу, остановимся на явлениях, сопровождающих кристаллизацию магмы, которые происходят во вмещающих массив породах и в
его приконтактовой части.
1.1.4.3. Контактово-метасоматические процессы
При внедрении магмы вмещающие породы в первую очередь испытывают прогрев, причем наиболее сильно тогда, когда магма кристаллизуется
и отдает максимальное количество тепла. Прогрев сам по себе способен
стимулировать многие реакции во вмещающих породах, но особенно активно изменения протекают, если вмещающие породы резко отличны по
химизму от магматического расплава и продуктов его кристаллизации. По
законам термодинамики реакции будут протекать в направлении сглаживания различий химизма контактирующих сред, т. е. начнется обмен компонентами между магмой (а затем  магматической породой) и вмещающей
породой. Так как вмещающая порода при этом остается в твердом состоянии, то такой обмен возможен лишь путем метасоматоза  реакций замещения. Поскольку они идут на контакте двух сред, такие процессы и названы контактово-метасоматическими. Мы остановимся на характеристике
двух из них – фенитизации и скарнообразовании.
36
1.1.4.3.1. Фенитизация
Название происходит от местности Фен в Скандинавии, где этот процесс был впервые изучен. При внедрении щелочной магмы в силикатные и
алюмосиликатные породы (гнейсы, граниты, песчаники, габброиды, амфиболиты) происходит вынос из кристаллизующегося расплава большого количества щелочей  K2O и Na2O, которые активно воздействуют на вмещающие породы, изменяя их. Это изменение идет тем интенсивнее, чем сильнее отличаются вмещающие породы от внедрившейся магмы по составу. И
особенно, если сами вмещающие породы неоднородны и контрастируют
между собой по химизму (тогда и между ними тоже начинают идти реакции).
В результате такого воздействия магмы на вмещающие породы вокруг
массива щелочных пород возникает ореол контактово-метасоматических
пород, которые и получили название фениты. Этот ореол обычно имеет
зональное строение, так как температура и степень метасоматического замещения по мере удаления от контакта во вмещающие породы меняются
(рис. 16).
Так, вблизи контакта со
щелочным
интрузивом,
где
прогрев
наиболее
сильный, а количество
поступающих
щелочей
Na
максимально,
первонаK
чальные минералы вмещающих пород полностью
замещаются новообразованными, среди которых
будут щелочные минераЩелочной
I зона II зона III зона
лы, характерные для самой
массив
магматической щелочной
Рис. 16. Зональность фенитов по мере удапороды:
недосыщенный
ления от контакта со щелочным массивом.
кремнеземом
нефелин,
Пояснения в тексте
щелочной пироксен  эгирин, калишпат (ортоклаз). Чуть дальше от контакта образуются эгиринавгит или диопсид, альбит и тонкоигольчатый эгирин.
На большем удалении от контакта, во второй зоне, уменьшается количество новообразованных минералов (в первую очередь  нефелина) и сохраняются реликты первичных минералов вмещающих пород.
37
Еще дальше от контакта самые щелочные из новых минералов уже не
образуются, количество незамещенных первичных минералов возрастет, а
затем по мере удаления от контакта вынос щелочей будет фиксироваться
только по вновь образованному альбиту. В конце концов, можно проследить весь переход вплоть до исходных вмещающих пород, на которых воздействие щелочного массива уже никак не отразилось.
Температура фенитизации вблизи контакта достигает 1200–1000 оС, то
есть такая же высокая, как температура кристаллизации щелочной магмы.
Чем фениты обратили на себя внимание? Тем, что нередко вместе со
щелочами во вмещающие породы выносятся Nb, Ta, TR, Zr, Hf  те элементы, которыми щелочные магмы богаты; и в фенитах они нередко дают
скопления таких минералов, как пирохлор (Nb, Ta, TR, U, Th), циркон (Zr +
Hf), бастнезит (TR), и в этом случае фениты становятся ценной рудой. Типичными примерами фенитов являются контактово-метасоматические ореолы вокруг щелочных массивов Хибин, Вишневых Гор (Урал), Сибири.
1.1.4.3.2. Скарнообразование
Скарны  это породы, которые образуются метасоматическим путем на
контакте карбонатных вмещающих пород с магматическими, чаще всего
кислыми, гранитоидными породами.
Следует отметить, что скарны и скарноподобные породы могут возникать и при внедрении ультраосновных, основных, щелочных магм, и даже
на контакте карбонатных и немагматических силикатных толщ, но все-таки
наиболее типичны случаи внедрения в карбонатные породы гранитоидных
магм, поскольку именно тогда проявляется контрастность контактирующих
сред по химизму, а значит, наиболее активно
идет обмен компоненCa, Mg
тами. Такой обмен вызывает изменение миSi,Al,Fe
нерального состава пород и в приконтактовой
части гранитного массива (эндоскарны), и
эндоскарн
экзоскарн
особенно  в прикон- гранитоид
тактовой части со стоРис. 17. Образование скарна на границе конроны вмещающих потрастных пород, например, гранита и мрамора
род
(экзоскарны)
(рис. 17). Поскольку он происходит путем замещения обеих пород, то к
нему приложим термин биметасоматоз (предложен Д. С. Коржинским).
Считают, что скарны образуются на глубине 3–7 км и образованию их спо38
собствует возникновение трещин контракции (усадки объема при остывании магматических пород).
В зависимости от состава вмещающих карбонатных толщ образуются
скарны двух типов  магнезиальные и известковые.
1. Магнезиальные скарны образуются на контакте с магнезиальными
карбонатными толщами  доломитами, доломитовыми мраморами 
CaMg(CO3)2. Поэтому для них характерна ассоциация минералов, богатых
магнием, или двойных солей Са и Mg:
форстерит Fo
Mg2[SiO4],
флогопит Phl
KMg3[AlSi3O10](OH,F)2,
шпинель
Sp
MgAl2O4,
диопсид
Di
CaMg[Si2O6],
энстатит
En
Mg2[Si2O6],
минералы группы хондродита-гумита 
Mg2[SiO4]Mg(F,OH)24Mg2[SiO4]Mg(F,OH)2,
тремолит Trem Ca2Mg5[Si4O11]2(OH)2,
иногда 
магнезиальный турмалин NaMg3Al6[Si6O18](BO3)3(OH,F)3+1.
2. Известковые (известковистые) скарны образуются на контакте с
мраморизованными известняками и мраморами, поэтому здесь преобладают кальциевые силикаты:
волластонит
Voll
Ca3[Si3O9],
гроссуляр-андрадит Gross-Andr
Ca3Al2[SiO4]3  Ca3Fe2[SiO4]3,
диопсид-геденбергит Di-Häd
CaMg[Si2O6]  CaFe[Si2O6],
везувиан
Ves
Ca10(Mg,Fe)2Al4[SiO4][Si2O7]2(OH,F)4,
эпидот
Ep
Ca2FeAl2[SiO4][Si2O7]О(OH),
тремолит
Trem
Ca2Mg5[Si4O11]2(OH)2.
Температура скарнообразования различна: для магнезиальных  850–
650 оС, известковых  800–400 оС. Непосредственно у контакта при максимальном прогреве температура может подниматься до 1000 оС.
По мере остывания зоны контакта, вследствие контракции скарнированных пород, развивается трещиноватость, и в трещины начинают поступать
сначала пневматолитово-гидротермальные, а затем – гидротермальные растворы, которые отделяются при кристаллизации магматических пород. Растворы активно изменяют более ранние скарновые минералы, поэтому в образовании скарнов различают собственно скарновый этап (подразделяемый
на раннескарновый и позднескарновый) и этап более поздних наложений,
главным образом гидротермальных. Эти наложения приводят не только к
39
перекристаллизации скарновых минералов и замещению раннескарновых
минералов позднескарновыми, но и к отложению в скарнах гидротермальных минералов, компоненты которых приносятся растворами из магматического очага. Среди них такие очень важные в промышленном отношении,
как шеелит Ca[WO4], молибденит MoS2, минералы Be, Sn, Fe, Co, Pb + Zn,
Cu, самородное Au.
По характеру рудной специализации среди скарнов выделяют железорудные скарны (магнетитовые) – г. Магнитная, Высокая, Благодать,
Верблюжка (Урал), Соколово-Сарбайское м-е (Тургайский прогиб), скарны
Горной Шории; меднорудные скарны (с халькопиритом, борнитом, халькозином) – Хакасия; вольфрамоносные скарны (с шеелитом) – Майхура, Чорух-Дайрон, Лянгар и др. (Средняя Азия), Тырныауз (Кавказ); скарны с полиметаллическим оруденением (сфалеритом, галенитом) – Тетюхе или
Дальнегорское (Приморье); скарны с кобальтовым оруденением (кобальтином) – Дашкесан (Азербайджан); золоторудные скарны – Горная Шория и
Алтай; бороносные скарны (с людвигитом (Mg,Fe)2Fe[BO3]O2) – Якутия,
Горная Шория.
1.1.4.4. Гидротермальные процессы
Как видно из характеристики магматогенных процессов, все они заканчиваются проявлением гидротермальной деятельности, т. е. минералообразованием, связанным с действием нагретых вод. Тем самым уже устанавливается один из источников гидротермальных растворов  магматический
расплав, который может содержать растворенную воду в значительных количествах. Как правило, наиболее богаты водой кислые магмы, тогда как
основные и ультраосновные магмы являются более «сухими». Гидротермальные растворы обособляются по мере снижения температуры в ходе
кристаллизации магм на последних этапах формирования магматических
пород (магматогенные воды). Однако это не единственный источник гидротермальных растворов, исследования вулканических областей и изотопная геохимия показали, что существенную роль в их формировании могут
играть метеорные воды  поверхностные воды, просачивающиеся на глубину, где они нагреваются за счет тепла магматических масс и могут дать
начало гидротермальным растворам. Значительное количество воды высвобождается при обезвоживании осадочных и других пород при погружении
их на глубину в ходе метаморфических процессов (метаморфогенные воды). Иногда воды корового происхождения называют вадозными, чтобы
противопоставить их глубинным, ювенильным, однако термин «вадозные»
часто используют и как синоним метеорных вод. Между ювенильными,
метеорными и метаморфогенными водами может происходить
40
смешивание. Так как источники гидротермальных растворов различны, то и
гидротермы будут иметь различный состав.
Магматогенные воды, богатые растворенными летучими компонентами
магмы (HCl, HF), изначально определяют кислый, с низким рН, характер
глубинных гидротерм. При прохождении таких растворов через породы за
счет реакции с этими породами состав и кислотность растворов будут меняться. Из магматического очага они заимствуют элементы, не вошедшие в
породообразующие минералы,  в первую очередь тяжелые, рудные элементы  W, Mo, Sn, Be, U, Cu, Zn, Pb, Au, Ag, Bi и др.
Состав гидротерм, формирующихся за счет метеорных вод, будет полностью определяться составом пород, через которые эти воды фильтруются. Однако это не означает, что метеорные воды изначально стерильны.
Дождевые воды приносят на землю взвешенные в атмосфере вещества. Так,
в связи с антропогенным воздействием на окружающую среду ежегодно на
поверхность оседает количество ртути, соизмеримое с годовой мировой
добычей.
В целом, сведения о химизме гидротермальных растворов мы черпаем,
изучая продукты гидротермальной деятельности. Это изучение показало,
что гидротермами хорошо переносится кремнезем (кварц, халцедон  типичные минералы гидротермальных образований) и очень плохо  глинозем, поскольку алюмосиликаты и силикаты алюминия среди гидротермальных минералов не характерны. Из катионов в продуктах гидротермальной
деятельности мы видим: Cu, Pb, Zn, Hg, Au, Fe, Co, Ni, As, Sb, Bi, а также
Sn, W, Mo, U, иногда Mn. Кроме того, характерны щелочные и щелочноземельные элементы (Na, K, Ca, Mg, Ba), причем о важной роли некоторых из
них в гидротермальном процессе мы узнаем лишь по косвенным данным,
исследуя включения минералообразующих растворов в минералах, поскольку эти элементы сами дают легкорастворимые соединения.
Уже указывалось, что по мере продвижения гидротерм меняется их кислотность. Не остаются неизменными и другие параметры. В частности, меняется окислительно-восстановительный потенциал (Eh) за счет увеличения
содержания О2 по мере продвижения растворов к поверхности. Это ведет к
окислению аниона S2- до SO42- и появлению кроме сульфидов еще и сульфатов, например, барита Ba[SO4], который становится в некоторых гидротермальных образованиях главным нерудным минералом.
Очень важным для гидротермального минералообразования является
вопрос о формах переноса рудных элементов в растворах. Большинство из
них дает слаборастворимые в истинных растворах соединения, что привело
41
к представлениям о переносе в виде комплексных соединений, растворимость которых значительно выше, либо об образовании рудных минералов
из коллоидных растворов. Кроме того, повышение Т и Р значительно увеличивает растворимость некоторых минералов и делает возможным их перенос в виде прямых ионных растворов. В пользу того или иного способа
переноса накоплен большой фактический и экспериментальный материал.
Так, перенос Au может осуществляться в виде хлоридных или сложных
полисульфидных комплексов. Наблюдения современного гидротермального минералообразования в вулканических областях показывают, что из коллоидных растворов могут образовываться силикатно-сульфидные руды,
содержащие Cu, Fe, As, Sb, Pb, Mn.
Каковы причины отложения минералов из гидротермальных растворов? Прежде всего, следует остановиться на роли температуры и давления.
Верхний предел температуры гидротермальных растворов определяется
критической температурой воды и водных растворов: 375–400 оС. Очевидно, что постепенное снижение температуры, влияя на растворимость, приводит к минералообразованию. Так, даже в пределах одной гидротермальной жилы разновозрастные минералы могут иметь разную температуру образования. Нижним пределом, очевидно, являются близповерхностные
процессы с участием водных растворов, часто называемых вадозными.
Давление может изменяться от одной атмосферы до полутора тысяч атмосфер и более, в пределе соответствуя литостатическому давлению. Долгое время считалось, что глубже 4,5–5 км резко снижается пористость пород и уменьшается возможность циркуляции растворов. Однако обнаружение продуктов гидротермальной деятельности на гораздо больших глубинах
(Кольская сверхглубокая скважина  13 км) заставило расширить диапазон
давлений для гидротермального минералообразования. Снижение давления
нередко является более важной причиной минералообразования, чем снижение температуры, поскольку может происходить гораздо быстрее.
Например, присутствие при высоком давлении растворенной углекислоты
приводит к образованию легкорастворимого Ca(HCO3)2, но если вследствие
тектонических подвижек произойдет приоткрытие трещин и практически
мгновенный сброс давления, то растворенная СО2 улетучится («вскипание»
раствора), произойдет отложение кальцита:
Ca(HCO3)2  Ca[CO3] + CO2 + H2O.
42
Еще одним важным фактором является изменение кислотности растворов по мере взаимодействия с породами, через которые они движутся.
Например, в зависимости от кислотности раствора будут образовываться
пирит или марказит, при нейтрализации растворов бутут осаждаться карбонаты.
Мы уже отметили роль Eh в изменении состава растворов, он же может слу- (а)
висячий бок
жить и причиной отложения. Следует
рост
добавить лишь, что обычно все факторы
связаны между собой, и речь может идти
только о преобладающем влиянии какоголежачий
либо из них.
бок
Следующий вопрос  формы отложезальбанды осевая часть
ния. Наиболее характерные формы гидротермального
минералообразования 
это жилы. Гидротермальные жилы обра- (б)
рост
рост
зуются двояко:
1) путем заполнения открытых трещин
отлагающимися из раствора минералами.
В этом случае идет последовательное
нарастание минерального вещества на
стенки трещины и рост от стенок внутрь.
Такое отложение называется секреционным (рис. 18). При этом могут возникать
Рис. 18. Схемы строения
полосчатые жилы, когда образование
гидротермальных жил:
одних минералов сменяется во времени
(а) жила выполнения открыотложением других. Если нарастарние
той трещины (секреционный
идет вокруг обломков породы, попавших
тип); (б) метасоматическая
в трещину, образуются так называемые
жила
крустификационные жилы (crust  кора,
корка). При многократном дроблении вмещающих пород и образовавшегося жильного материала и последующем новом отложении минералов возникают брекчиевидные жилы.
В строении жил различают осевую часть и зальбанды (боковые части),
иногда этим термином обозначают поверхность контакта жилы и вмещающей породы или даже прилегающую к контакту часть вмещающих пород.
43
Для пологопадающих жил различают также лежачий и висячий бока жилы
(рис. 18 а);
2) при метасоматическом образовании гидротермальных жил растворы,
просачиваясь вдоль тонких, часто капиллярных, трещин, взаимодействуют
с минералами вмещающих пород, растворяют, разъедают их (резорбция) и
на их месте отлагают другие минералы. Вся зона вдоль трещины, захваченная такой переработкой гидротермальными растворами, может образовать
жилу, в которой рост минералов будет происходить от трещины (т. е. осевой части жилы) в сторону вмещающей породы. Если жилы с секреционным типом заполнения имеют, как правило, резкие контакты с вмещающими породами, то жилы метасоматические  обычно неровные, контакты
часто неотчетливые, связанные с перекристаллизацией окружающих пород
(рис. 18 б). При этом, состав метасоматических жил часто меняется при
переходе из одной вмещающей породы в другую. Например, в кварцевых
жилах медного месторождения Бьют (США) меднорудные минералы отлагаются только в тех участках, которые залегают в гранитах, а участки, пересекающие аплитовые зоны, сложены просто кварцем.
Еще одной формой гидротермальной минерализации являются залежи.
Они возникают при просачивании растворов или диффузии вещества через
породы, при этом минералообразование может идти путем отложения в
порах, а также за счет реакции с вмещающими породами. Морфология таких залежей весьма разнообразна, размеры различны. Наиболее крупные
размеры (до 500 м) имеют
Ag, Sb, As, Hg
Т
меднорудные
гидротермально-метасоматические
залежи.
Zn, Pb, Cu, (Ag)
Ag, Co, Ni, U, Bi
В зависимости от условий минералообразования
и типа минерализации гидротермальные жилы подMo, W, Sn, Be, Bi
Au
разделяют на несколько
групп.
Прежде
всего,
Т
представляется естественным поделить жилы по
температурам
образоваРис. 19. Смена минерализации жил по мере
ния. Еще А. Эммонс выдеудаления от источника гидротермальных
лил высокотемпературрастворов
и снижения их температуры (T)
ные (гипотермальные) –
о
300–400 С, среднетемпе44
ратурные (мезотермальные) – 150–350 оС, низкотемпературные (эпитермальные) жилы – ниже 200 оС. Это же подразделение берется за основу
и теперь, однако во внимание принимаются источники растворов и область
минералообразования. Поэтому все гидротермальное минералообразование
делят на 1) плутоногенное, 2) вулканогенное и 3) телетермальное.
1. Плутоногенный тип. Гидротермы связаны с глубинными магматическими очагами, с их кристаллизацией на глубине и с функционированием и
разгрузкой растворов тоже на глубине, часто неподалеку от материнской
интрузии (плутона). Они формируют преимущественно высоко- и среднетемпературную гидротермальную минерализацию (рис. 19).
К этому типу относятся высокотемпературные кварцевые жилы, пространственно и генетически тесно связанные с грейзенами и имеющие аналогичную минерализацию: касситерит, вольфрамит, молибденит, берилл,
висмутин. Из нерудных минералов основным является жильный кварц,
обычен флюорит, иногда  топаз, в зальбандах жил часто присутствуют
мусковит, калишпат.
К среднетемпературной плутоногенной относится минерализация «пятиметальной формации»  карбонатные и кварц-карбонатные жилы с минералами Ag, Co, Ni, Bi, U (Рудные Горы в Чехии и Германии). К ней же принадлежит минерализация «урезанных», т. е. неполных аналогов  Co-Niарсенидной формации (Хову-Аксы, Тува), Ag-Co-Ni формации (Кобальт,
Онтарио, Канада). Среднетемпературными являются многочисленные полиметаллические (Zn, Pb, Cu, часто с Ag) месторождения (Рудный Алтай,
Забайкалье, Северный Кавказ) и полиметаллическая минерализация, наложенная в гидротермальную стадию на скарны – Тетюхе (Дальнегорск),
Приморье. К средне-высокотемпературным относятся золото-кварцевые
месторождения Якутии, Северо-Востока России.
2. Вулканогенные гидротермальные ассоциации минералов формируются за счет гидротерм, связанных с близповерхностными магматическими
очагами, нередко имеющими выход на поверхность (вулканы). Существенная роль в формировании таких гидротерм принадлежит метеорным водам.
Минералообразование идет в близповерхностных условиях, т. е. при быстром снижении температуры, частых тектонических подвижках, способствующих сбросу давления. Это заметно сказывается на морфологии образующихся минералов  характерны мелкозернистые до колломорфных агрегаты, частое образование халцедона или халцедоновидного кварца, пространственное совмещение как высокотемпературных (касситерит, вольфрамит), так и низкотемпературных минералов. В целом, однако, преобладает низкотемпературная минерализация, и лишь некоторые месторождения относятся к высоко-среднетемпературным.
45
Особый случай представляют колчеданные залежи субмаринного характера, источником рудного вещества которых является вулканический материал (пепел, газы), отлагающийся на дне морей вблизи действующих вулканов или выносимый при подводных извержениях. В дальнейшим рудное
вещество перераспределяется под воздействием низкотемпературных растворов, циркулирующих в таких вулканогенно-осадочных толщах.
Примеры вулканогенных гидротермальных образований:
а) кварц-халцедоновые жилы с золотом (Балей, Забайкалье);
б) оловоносные и олово-висмутовые жилы, иногда с колломорфным
касситеритом  деревянистым оловом (Приморье; Хинган);
в) медно-порфировое оруденение в кварцевых порфирах или близповерхностных гранитах (Сорское месторождение, Хакасия);
г) колчеданные залежи субмаринного характера, иногда с золотосодержащим пиритом (Урал);
д) антимонит-вольфрамитовые (ферберитовые) жилы (Зопхито, Северный Кавказ);
е) кратерно-озерные отложения серы с реальгаром, аурипигментом.
Среди перечисленных типы в и д образуются при повышенных
(т. е. средних) температурах.
3. Телетермальные гидротермальные образования не имеют видимой
связи с магматизмом. Принято считать, что это растворы, далеко («теле-»)
ушедшие от своего непосредственного источника. Такая минерализация
нередко приурочена к зонам глубинных разломов, в которых также локализуются мелкие магматические тела, создавая впечатление генетической связи. Однако частое образование без всякой приуроченности к магматическим породам, локализация в очень разных по химизму и литологии породах свидетельствуют, что связь эта  лишь кажущаяся. Обычно такие жилы
просты по химическому составу. К этому типу относятся месторождения
Hg, Sb, As  киноварные (ртутные), антимонит-киноварные (сурьмянортутные), такие, как Хайдаркан, Кадамджай (Средняя Азия), Акташ (Горный Алтай), Терлиг-Хая (Тува), Никитовское (Украина).
По температурам образования телетермальные ассоциации низкотемпературные, о чем свидетельствует одновременное с рудными минералами
образование халцедоновидного кварца.
Гидротермальное минералообразование обычно сопровождается интенсивным изменением вмещающих пород  это так называемое околожильное или околорудное изменение. Характерно, что масштаб такого изменения часто намного превышает мощность самих жил. Это позволяет использовать измененные породы (метасоматиты) в качестве поискового признака на те или иные гидротермальные ассоциации. Сейчас, когда все выходящие на поверхность месторождения уже найдены, по околорудным
46
изменениям ведется поиск так называемых «слепых» тел. Перечислим основные типы гидротермальных метасоматитов.
1. Вторичные кварциты. Если богатые летучими (HF, SO2, HCl) кислые растворы взаимодействуют с алюмосиликатными породами в близповерхностных условиях, происходит вынос щелочей, кальция и других компонентов этих пород, а на месте остаются лишь самые инертные из них 
кремнезем, глинозем, окись титана. Так на месте кислых эффузивов возникают вторичные кварциты – близпроверхностные аналоги грейзенов. Они
имеют зональное строение, и в наиболее «проработанных» участках образуются корунд, диаспор (за счет избытка глинозема при выносе остальных
компонентов). Затем образуется зона андалузита (или силлиманита), которая сменяется обогащенными кварцем породами, напоминающими обычные кварциты. В наименее прогретых участках изменения образуются каолинит, пирофиллит, серицит, алунит. Именно таким образом сформировалось месторождение агальматолита  поделочного пирофиллита
Al2[Si4O10](OH)2 в Туве.
2. Серицитизация. Другим аналогом грейзенизации является низкотемпературное образование мелкочешуйчатого мусковита  серицита («серикос»  шелковистый) во вмещающих породах вокруг гидротермальных
жил. Серицитизация идет в том случае, когда температуры недостаточны
для возникновения грейзенов (обычно при большом удалении растворов от
материнской интрузии). Мусковит (серицит) при этом образуется за счет
алюмосиликатов вмещающих пород, прежде всего, полевых шпатов.
3. Эпидотизация. Это низкотемпературное гидротермальное изменение, сопровождающее тектонические зоны в силикатных породах, богатых
Са, необходимым для образования эпидота Ca2FeAl2[SiO4][Si2O7]O(OH).
Измененные в ходе этого процесса породы приобретают характерный для
эпидота зеленоватый оттенок, а иногда получаются породы, почти полностью состоящие из мелкозернистого эпидота,  эпидозиты. Эпидотизация
широко распространена при изменении плагиоклаза основных магматических пород.
4. Березитизация. Гидротермальное изменение алюмосиликатных пород, при котором образуется ассоциация серицит + кварц + пирит + карбонат (анкерит). Этот процесс нередко сопровождает гидротермальные месторождения золота и назван по Березовскому месторождению на Урале.
Пирит в этом случае также бывает золотосодержащим. Иногда березитизация является поисковым признаком на вольфрамовое, молибденовое и медное оруденение.
5. Лиственитизация. Гидротермальное низкотемпературное изменение
ультраосновных пород, при котором образуются кварц-карбонатные метасоматиты с ярко-зеленой хромсодержащей слюдой  фукситом, с приме47
сью рудных минералов  пирита и гематита. Нередко листвениты сопровождают гидротермальное золотое оруденение.
6. Хлоритизация. Чрезвычайно широко распространенное гидротермальное изменение пород, сопровождающее многие низкотемпературные
гидротермальные жилы. Хлорит при этом легко образуется за счет
биотита.
7. Серпентинизация, оталькование  гидротермальное изменение
ультраосновных пород. Может быть автометаморфическим, а может протекать и при воздействии «чужих» гидротермальных растворов, связанных с
более поздними, обычно кислыми, интрузиями.
8. Пропилитизация  сложный комплекс гидротермальных изменений
вулканических пород в областях активного вулканизма, связанный с изменением гидротермальных растворов от кислых до щелочных. Главные минералы пропилитов  альбит, хлорит, кальцит, пирит, кварц; обычны  пренит, эпидот, актинолит, серицит, адуляр, цеолиты. После пропилитизации
часто образуются секущие кварцевые жилы или зоны окварцевания, сопровождающиеся кварц-пирит-серицитовыми и другими метасоматитами.
Наблюдаются переходы от пропилитов к вторичным кварцитам.
Кроме перечисленных, отметим еще такие низкотемпературные гидротермальные изменения, как карбонатизация, окремнение, каолинизация
(аргиллизация), алунитизация  все это процессы, не требующие объяснений. Значение гидротермальных метасоматитов не исчерпывается их использованием в качестве поисковых признаков. Нередко они сами являются
нерудными полезными ископаемыми  каолиниты (сырье для фарфоровой
промышленности), месторождения талька и серпентина, пирофиллита.
В целом роль гидротермальной минерализации огромна, месторождения
гидротермального генезиса дают до 70 % мировой добычи Mo, W, Sn, 50 %
меди.
1.2. Метаморфические процессы
Принято различать космогенный (ударный) метаморфизм, который характерен для метеоритных кратеров, и эндогенный, подразделяющийся в
свою очередь на региональный и контактовый.
1.2.1. Региональный метаморфизм
При погружении продуктов экзогенного и эндогенного минералообразования на глубину, в область повышенных давлений и температур, происходит изменение этих пород, изменение их минерального состава и структуры  приспособление к новым условиям. Такой процесс называют региональным метаморфизмом, поскольку он захватывает целые регионы зем48
ной коры. Факторы, определяющие степень метаморфизма, – температура,
давление, присутствие летучих. Очевидно, верхний предел регионального
метаморфизма  это температуры плавления, образования магматического
расплава, т. е. около 700–1000 оС (в зависимости от состава пород и их
насыщенности водой).
Давления при региональном метаморфизме могут быть весьма различными, достигая десятков тысяч атмосфер (десятков килобар) на глубине и в
зонах глубинных разломов (в условиях стресса). Каковы общие тенденции
минералообразования при региональном метаморфизме? Это:
1) образование все более плотных минералов с увеличением давления;
2) последовательное уменьшение роли воды (и углекислоты) в минералах с ростом температуры.
По степени интенсивности весь процесс метаморфизма может быть разделен на РТ-области, которым будут соответствовать свои определенные
минеральные ассоциации. Этим стадиям с их характерными минеральными
ассоциациями отвечают фации метаморфизма. Более грубо их разделяют
на фации низкой, средней и высокой ступеней метаморфизма.
Метаморфические фации называются по характерным минералам, либо
характерному облику пород, возникающих при метаморфизме алюмосиликатных осадочных пород (рис. 20). Как видно из рисунка, выделяются области метаморфизма при нормальных (левая часть диаграммы) и повышенных давлениях (правая часть  поля эклогитов и дистен-глаукофансодержащих пород).
Кроме того, продукты регионального метаморфизма будут отличаться в
зависимости от исходного состава пород. Рассмотрим случаи, отличные от
обычных алюмосиликатных пород.
1. При региональном метаморфизме карбонатных пород (известняков)
будут возникать мраморы. Если же исходные карбонатные породы кроме
кальцита содержали доломит (магнезиальные карбонатные породы), а также прослои и линзы песка, глинистых осадков, то при региональном метаморфизме высокой ступени за счет таких пород возникнут кальцифиры 
породы, состоящие из кальцита и магнезиальных минералов, аналогичные
по ассоциации магнезиальным скарнам. В отличие от последних, в кальцифирах форстерит, диопсид, флогопит обычно равномерно распределены в
виде зерен среди кальцита или иногда образуют полосы (на месте бывших
силикатных прослоев или доломитов).
2. При метаморфизме осадочных толщ, богатых гидроксидами железа и
кремнеземом, образуются железистые кварциты (джеспилиты) – тонкослоистые породы, состоящие в основном из магнетита, гематита и кварца. С ними иногда встречается щелочной амфибол – рибекит, и некоторые
железистые силикаты  ферросилит, фаялит. Такие образования характерны
49
для высокой ступени метаморфизма и на всем земном шаре приурочены к
докембрийским образованиям. В России это руды Курской Магнитной
Аномалии, на Украине – Кривой Рог, в США  месторождения Верхнего
Озера.
3. При метаморфизме высокоглиноземистых осадков (бокситов, древних
кор выветривания латеритного типа) возникают высокоглиноземистые продукты метаморфизма  андалузит-кианитовые сланцы (иногда с диаспором), силлиманитовые сланцы, а также корундсодержащие породы (за счет
бокситов) с примесью хлоритоида.
ТоС
А
1000
1
С
0
А
900
3
В1
4
1
1
800
700
600
2
5
А
С
3
7
3
В4
9
С
300
4
В5
200
100
2
В
С3
В3
А
400
0
8
2
2
500
С
6
В
2
4
6
8
10
12
14
16 Р, Кб
Рис. 20. Схема фаций метаморфизма в координатах Т-Р.
А0–А3 – фации контактового метаморфизма (А0 – спуррит-мервинитовая, А1 – пироксен-роговиковая, А2 – амфибол-роговиковая, А3
– мусковит-роговиковая);
В1–В5 – фации регионального метакморфизма (В1 – двупироксеновая, В2 – биотит-силлиманитовая, В3 – андалузит-мусковитовая,
В4 – зеленосланцевая, В5 – пренит-пумпеллиитовая);
С1–С4 – фации высоких давлений (С1 – эклогитовая, С2 – кианитгнейсовая, С3 – гранат-глаукофановая, С4 – глаукофан-сланцевая).
Некоторые реперные границы и реакции (слева направо): 1) линия
плавления мокрого базальта; 2) линия плавления мокрого гранита;
3) форстерит + кордиерит = энстатит + шпинель; 4) анортит + форстерит = энстатит + диопсид + шпинель; 5) андалузит = силлиманит;
6) силлиманит = кианит; 7) андалузит = кианит; 8) анортит = гранат + кианит + кварц; 9) альбит = жадеит + кварц
50
4. При метаморфизме древних россыпей могут образоваться месторождения
типа Витватерсранд (ЮАР)  с уранинитом, самородным золотом (метаморфизованные золотоносные конгломераты).
5. При метаморфизме продуктов разложения растительных остатков могут образовываться каменные угли, антрациты, шунгиты, переходящие затем в графит.
Особо следует остановиться на жилах альпийского типа  специфических продуктах регионального метаморфизма. Эти жилы были впервые исследованы в метаморфических комплексах Альп, откуда и получили свое
название. При метаморфизме происходит дегидратация минералов (разложение минералов, содержащих воду). Такая вода накапливается в метаморфической толще и начинает передвигаться в ней в виде поровых растворов.
Если на пути встречается трещина или полость, эти растворы начинают
переотлагать в них вещество, растворенное при просачивании через окружающие породы. Так образуются жилы, особенностью которых является,
во-первых, друзовое строение  отложение идет на стенках трещин, и, вовторых, тесная связь их минерального состава с составом вмещающих
толщ. В таких жилах часто встречаются прекрасные кристаллы горного
хрусталя, иногда с включениями игольчатых кристаллов рутила (так называемые «волосы Венеры»), кристаллы адуляра, сфена, апатита, гематита,
рутила, брукита, цеолитов, таблитчатые кристаллы хлорита.
В региональном метаморфизме выделяют прогрессивный метаморфизм, идущий с повышением температуры и давления, и регрессивный
(ретроградный) метаморфизм, протекающий при уменьшении этих параметров. Если регрессивный метаморфизм оторван во времени от предыдущего этапа, его называют также диафторезом, при этом в минералообразовании таких менее метаморфизованных пород обязательно принимает участие вода, выделившаяся на прогрессивной стадии метаморфизма. Если она
из системы по каким-то причинам удалена и нет другого источника летучих, то диафторез протекать не будет.
1.2.2. Контактовый метаморфизм
Говоря о контактовом метаморфизме, отметим, что в отличие от контактово-метасоматических образований главным фактором минералообразования здесь является повышение температуры. Как показывает название,
контактово-метаморфические породы появляются на контакте магматических внедрений в осадочные (или метаморфизованные осадочные) породы.
Чисто метаморфическое изменение характерно для пород, мало отличных
от магматических по химизму, вследствие чего и нет обмена компонентами  нет метасоматоза. Возникают породы  роговики, названные так за
плотное сложение с оскольчато-раковистым изломом, аналогичным излому
51
рога. По минеральным ассоциациям роговики могут соответствовать регионально-метаморфическим породам, образовавшимся при низком давлении. Так, наиболее характерны биотитовые роговики, соответствующие
биотитовым сланцам, кордиеритовые и биотит-андалузитовые роговики 
аналоги соответствующих сланцев. Наиболее низкотемпературны  мусковитовые роговики, при средних температурах образуются амфиболовые
роговики. При более сильном прогреве в роговиках появляются пироксены,
характерные для высоких ступеней регионального метаморфизма.
Для самых высокотемпературных пород контактового метаморфизма
характерны спуррит и мервинит  показатели высокой температуры и низкого давления, которые образуются по карбонатным и силикатнокарбонатным породам.
Особо отметим, что при контактовом метаморфизме высокоглиноземистых пород, так же как и при региональном, могут образовываться
наждаки.
В заключение рассмотрения метаморфических процессов следует отметить все чаще описываемые явления дислокационного метаморфизма. Такие процессы протекают в зонах глубинных разломов в условиях локального понижения или повышения давлений при тектонических подвижках.
Наиболее распространен этот процесс в зонах субдукции, когда при погружении одной плиты под другую возникают значительные области повышенного давления при низких температурах, а также при коллизионных
процессах (при столкновении крупных блоков континентальной коры). В
целом, явления, протекающие при дислокационном метаморфизме, те же,
что и при региональном, однако масштабы их меньше, а степень метаморфизма редко превышает амфиболитовую фацию.
2. Экзогенные минералообразующие процессы
Экзогенные (= гипергенные)  процессы, развивающиеся на поверхности
Земли или в непосредственной близости от поверхности под влиянием
энергии Солнца, воды, ветра, свободного кислорода и СО2 атмосферы (экзо
– снаружи, гипер – над, сверх). Для этих процессов характерны следующие
факторы минералообразования:
а) изменение физико-химической обстановки РТ-условий. В условиях
дневной поверхности  низкого давления и низких температур  многие
эндогенные минералы, возникшие при высоких Т и Р, становятся неустойчивыми. Это приводит к их разложению, появлению новых полиморфных
модификаций, к распаду твердых растворов. Хотя инерция кристаллической решетки минералов очень велика, неравновесность эндогенных мине-
52
ральных ассоциаций в поверхностных условиях является одной из причин
их изменения;
б) появление новых факторов минералообразования  свободного кислорода атмосферы, углекислоты, атмосферной воды (ненасыщенной, а потому обладающей большой растворяющей способностью), резких перепадов температур (суточных и сезонных; в областях с резко континентальным
климатом диапазон таких перепадов может достигать 100 оС)  является
главной причиной экзогенного минералообразования, направленного на
создание новых минеральных ассоциаций, равновесных в поверхностных
условиях.
Самый простой случай экзогенного изменения  физическая дезинтеграция пород и минералов  физическое выветривание, происходящее под
воздействием колебаний температуры, поскольку коэффициенты теплового
расширения минералов в породе различны. Растрескивание усугубляется
попаданием воды в трещинки, особенно при ее замерзании. Однако в чистом виде физическое выветривание  явление довольно редкое. Обычно
оно сопровождается, а иногда и вызывается химическим изменением минералов. В зависимости от условий изменения минералов и нового минералообразования экзогенные процессы могут быть дифференцированы.
2.1. Процессы выветривания и окисления
Характер возникающих при выветривании минеральных ассоциаций на
месте прежних зависит от двух обстоятельств: а) от того, что разрушается,
т. е. какие породы подвергаются выветриванию, каковы исходные минеральные комплексы; б) от условий выветривания.
Если выветриванию подвергаются силикатные и алюмосиликатные породы, образуются коры выветривания. Если же экзогенному изменению
подвергаются рудные, особенно сульфидные ассоциации, возникают зоны
окисления.
Рассмотрим влияние условий выветривания на примере тех и других.
2.1.1. Коры выветривания
А. В условиях влажного и жаркого климата выветривание характеризуется глубоким окислением, особенно минералов, содержащих закисные
формы элементов (Fe+2, Mn+3), выносом кремнезема, щелочных и щелочноземельных элементов, т. е. глубоким химическим изменением пород
(рис. 21). При этом в зависимости от состава исходных пород остаточные
продукты будут различаться.
53
1. Если выветриванию подвергается ультраосновная порода, происходит накопление главным образом оксидов и гидроксидов Fe  гематита,
лимонита. Иногда количество их велико, и возникают промышленные концентрации (Елизаветинское месторождение на Урале).
2. Если выветриванию подвергаются основные, кислые или щелочные
породы, богатые глиноземом, накапливаться будут гидроксиды алюминия 
диаспор, гиббсит, бёмит, образующие иногда скопления  бокситы (Индия,
Гвиана, Австралия).
И в том, и в другом случае минералообразование сопровождается глинистыми минералами, например, каолинитом. Такие коры выветривания
называются латеритными.
3. Если выветриваются породы, обогащенные марганцем,  карбонаты
Mn (родохрозит), силикатные марганцевые породы (например, метаморфические сланцы с высоким содержанием спессартина  марганцевого граната), образуются коры выветривания марганцевого типа. Мощность таких кор может достигать нескольких десятков метров. При этом образуются
оксиды и гидроксиды марганца  пиролюзит, манганит, псиломеланы.
Таежно-подзолистая Полупустыни, пустыни Тропическая лесная
зона
зона
Тундра
Степи
Саванны
Саванны
>3000 мм
200–600 мм
Осадки
150–200 мм
Растительный опад
зона бокситов и латеритов
Зона каолина
Зона глин
Дресва
Рис. 21. Строение коры выветривания в различных климатических зонах
(А. Г. Булах, 1999)
54
Другие компоненты разрушающихся пород выносятся настолько интенсивно, что иногда возникают и чистые, сплошные марганцевые руды. Например, пиролюзит месторождений такого типа в Гане используется как высококачественный материал при производстве электрических аккумуляторов.
Такие же месторождения известны в Бразилии.
Б. В условиях умеренного климата такого интенсивного химического
разрушения пород, как во влажном и жарком климате, не происходит.
Наиболее существенно то, что кремнезем остается на месте выветривания,
поэтому продукты выветривания будут отличаться от кор латеритного типа.
1. За счет ультраосновных пород будут формироваться коры силикатно-никелевого типа. Что при этом происходит? Ультраосновные породы,
предварительно серпентинизированные, разлагаются со «сбрасыванием»
SiO2 в виде тонкодисперсного кварца  халцедона; возникают глинистые
минералы, карбонат Mg (магнезит), гидроксиды Fe, оксиды Mn. За счет
никеля, которым богаты ультраосновные породы, образуются сложные
слоистые силикаты Ni (гарниерит, ревденскит). Таковы коры выветривания
Южного и Среднего Урала, используемые как руды на никель.
2. По кислым породам в условиях умеренного климата будет развиваться кора глинисто-каолинитового типа: за счет разрушения полевых шпатов образуется каолинит, и граниты превращаются в кварц-каолинитовые
породы, мощность отложений которых иногда достигает нескольких метров (на Украине известны толщи до 100 метров и более!).
3. Кора железистого типа возникает по карбонатным железистым отложениям. Карбонаты переходят в гидроксиды железа, скопления которых
представляют очень ценную руду (тип Бакальского месторождения на Южном Урале).
4. При выветривании соляных залежей образуются гипсовые шляпы:
хлориды натрия и калия (галит и сильвин) растворяются и выносятся, а более труднорастворимые соединения (гипс, ангидрит, глинистые минералы)
остаются на месте. При таком типе выветривания, если оно происходит в
засушливых условиях, могут образовываться также скопления боратов,
представляющие практический интерес (Северо-Западный Казахстан).
Мы остановились лишь на некоторых примерах кор выветривания, хотя
они более разнообразны.
55
2.1.2. Зоны окисления
Формирование и обобщенН2О, О2, СО2
ное строение зоны окисления
а)
рудного (сульфидного) тела
можно представить следуюб)
зона аэрации
щим образом (рис. 22).
1
Выше уровня грунтовых
в)
уровень
вод в условиях нисходящей
грунтовых вод
циркуляции приповерхностных
вод зоны аэрации формируетрека
2
ся собственно зона окисления
(1) с такими подзонами:
а) подзона окисленных
3
зона застойных вод
руд. Это область воздействия
атмосферного кислорода, дожРис. 22. Строение зоны окисления
девых вод и углекислоты.
рудного тела
Здесь происходит интенсивное
окисление сульфидов и образование вторичных оксидов, гидроксидов и других минералов. Растворы постепенно обогащаются растворимыми сульфатами и другими промежуточными продуктами реакций и просачиваются глубже;
б) подзона выщелоченных окисленных руд. Здесь усиливается выщелачивание сульфидов и вынос металлов высококислыми растворамиэлектролитами;
в) подзона богатых окисленных руд. Это окисленная верхушка нижележащей зоны вторичного обогащения сульфидами.
Ниже, в условиях боковой циркуляции грунтовых вод, в восстановительных условиях формируется зона вторичного сульфидного обогащения (2). Еще ниже, в зоне застойных вод, находятся неизмененные первичные руды (3).
Главные факторы формирования зоны окисления сульфидных месторождений  химическое и биогенное окисление минералов и электрохимические процессы. Реакции идут не только с участием кислорода, но и таких
химически активных веществ, как H2SO4, CuSO4, FeSO4, Fe2(SO4)3, которые
образуются при окислении:
4FeS2 (пирит) + 15O2 + 2H2O  2Fe2(SO4)3 + 2H2SO4;
MoS2 (молибденит) + 4.5O2 + 3Ca+2 + 3H2O  Ca[MoO4] (повеллит) +
2Ca[SO4] + 6H+;
56
CuFeS2 (халькопирит) + 4O2  Cu(SO4) + Fe(SO4);
CuFeS2 + CuSO4  2CuS (ковеллин) + Fe(SO4);
2CuFeS2 + 3CuSO4 + 3FeSO4  Cu5FeS4 (борнит) + 2Fe2(SO4)3;
Cu5FeS4 + Cu+2  2Cu2S (халькозин) + 2CuS + Fe+2;
CuS + 2ē  Cuo + S-2.
Таким образом, измехалькопирит CuFeS2
нение, например, халькопирита
схематически
борнит
халькозин Cu2S
представлено на рис. 23.
Cu5FeS4
Кроме того, в зоне окисления идут реакции с друковеллин CuS
гими компонентами, присутствующими в раствоCuo (самородная медь)
рах или твердых фазах.
Таким путем выше уровня
грунтовых вод образуется
куприт Cu2O
тенорит CuO
лимонит
большое число оксидов и
гидроксидов (куприт, лималахит Cu2[CO3](OH)2
монит), карбонатов (малаазурит Cu3[CO3]2(OH)2
хит, азурит, смитсонит,
церуссит), сульфатов (англезит, гипс, ярозит), сиРис. 23. Схема изменения халькопирита в
ликатов (виллемит, гемизоне
окисления. Оконтурена верхняя часть
морфит),
молибдатов
зоны
(так называемая «железная шляпа»)
(вульфенит,
повеллит).
При окислении сульфидов
и гидролизе сульфатов железа образуются гидроксиды Fe (охристый лимонит, натечные агрегаты гётита).
Иногда их так много, что породы оказываются совершенно бурыми.
Обогащенную железом верхнюю часть зоны окисления часто называют
железной шляпой.
Воды зоны окисления после насыщения легкорастворимыми соединениями выступают как раствор электролита, в котором пары минералов образуют микрогальванические элементы. В такой паре минерал-анод будет
растворяться, а минерал-катод  нет. Этим объясняется избирательность и
неравномерность окисления различных сульфидов. Примеры пар катоданод: пирит-галенит, халькопирит-галенит, галенит-сфалерит.
Ниже уровня грунтовых вод окислительная обстановка сменяется восстановительной, поскольку грунтовые воды, уровень которых ограничивается зеркалом ближайших открытых бассейнов, не пропускают глубже
57
свободный кислород, поступающий из верхних частей зоны окисления. Поэтому в растворах сульфатная сера частично восстанавливается до сульфидной. Соответственно, наряду с процессами замещения первичных сульфидов вторичными (развитие ковеллина по халькопириту, сажистого халькозина по пириту), идущими при реакциях с сульфатсодержащими растворами, здесь образуются также вторичные цементационные сульфиды (ковеллин, пластинчатый халькозин) при реакциях Н2S и металлов, находящихся в растворах. Эти вторичные сульфиды, гораздо более богатые медью, чем окислявшийся первичный халькопирит (или же борнит), цементируют трещинки и поры в минералах первичных сульфидных руд. Поэтому
эта часть зоны окисления носит название зоны цементации или зоны вторичного сульфидного обогащения. Ниже, в зоне застойных вод, влияние
приповерхностного окисления вообще перестает сказываться и наблюдается постепенный переход к неизмененным первичным рудам.
Следует отметить, что для формирования зон окисления сульфидных
месторождений вода имеет важнейшее значение  как переносчик реагентов и продуктов окисления. Поэтому в условиях ее недостатка могут формироваться зоны окисления с одной и той же минеральной ассоциацией как
на месторождениях, расположенных в зоне вечной мерзлоты, так и в случае, когда окисление идет в засушливых районах Африки (меторождение
Цумеб).
В зонах окисления арсенидных малосульфидных месторождений никеля
и кобальта главными вторичными минералами являются различные арсенаты (эритрин, аннабергит и другие). Зона цементации с вторичными арсенидами в этих месторождениях не развивается.
2.2. Процессы осадконакопления
В зависимости от того, идет ли механическое накопление переносимых
минералов, или имеют место еще и химические процессы новообразования
минералов, различают несколько типов продуктов осадконакопления.
2.2.1. Механические осадки
Как показывает название, здесь речь идет не столько о минералообразовании, сколько о сохранении и накоплении устойчивых в поверхностных
условиях минералов. К таковым относятся кварц, каолинит, рутил, ильменит, золото, платина и платиноиды, алмаз, монацит, циркон, танталитколумбит и некоторые другие. В зависимости от механической прочности
и  особенно  плотности происходит разделение этих минералов. При
этом могут возникать, например, кварцевые пески или залежи так называемых переотложенных каолинитов, последние наиболее ценятся за чистоту и
58
однородность и представляют собой высококачественное сырье; таким же
путем возникают переотложенные бокситы  скопления минералов алюминия; за счет дифференциации возникают речные и морские россыпи.
2.2.2. Инфильтраты
Образование инфильтрационных (от «инфильтрация»  просачивание)
минералов идет путем отложения вещества, растворенного в поверхностных водах, в пустотах или пористых породах. Причиной такого отложения
является реакция этих вод, обогащенных растворимыми компонентами пород, через которые воды «фильтровались», с породами, отличными по составу. Часто такими породами являются известняки с их карстовыми полостями или пористые песчаники. Например, при образовании зоны окисления в растворах образуются легкорастворимые ZnSO4 и CuSO4. Иногда растворы с этими сульфатами выносятся за пределы зоны окисления и, попадая в карбонатную среду или силикатно-карбонатные породы, реагируют с
образованием малорастворимых соединений типа:
Zn(SO4) + Ca[CO3]  Zn[CO3] (смитсонит) + Ca[SO4] (ангидрит).
Так же сульфатные растворы меди, попадая в песчано-карбонатные или
карбонатно-глинистые породы, реагируют с образованием карбонатов, оксидов и других минералов меди: возникает очень важный в промышленном
отношении тип медистых песчаников (Джезказган) и медистых сланцев
(Мансфельд). Таким же путем, связываясь в виде ванадатов, фосфатов, арсенатов, образуются инфильтрационные месторождения урана  в виде
урановых слюдок (провинция Отэн во Франции, плато Колорадо в США,
дающие уран и ванадий).
Этот тип минералообразования можно считать переходным к гидротермальному, а в некоторых случаях и собственно гидротермальным, если
температура растворов превышает температуру вмещающих пород (например, гидротермокарст).
2.2.3. Химические осадки
А. Хемогенно-коллоидное минералообразование. Поверхностные воды нередко содержат растворенные вещества в виде коллоидов. При попадании таких коллоидных растворов в морские бассейны происходит разрушение коллоидов морской водой, являющейся электролитом. Происходит
коагуляция коллоидов  слипание коллоидных частиц, которые затем в виде мелких сгустков, комочков опускаются на дно, давая начало морским
осадкам. В виде таких коллоидно-хемогенных осадков могут накаливаться
гидроксиды Fe, Al, Mn. При этом из-за того, что стойкость
59
коллоидных растворов этих элементов различна, разрушаются они не одновременно, и, вследствие этого, в их отложениях нередко проявляется зональность.
Так, при выносе речкой Юрьевкой на Камчатке самыми неустойчивыми
оказываются коллоиды гидроксидов железа, они коагулируют непосредственно при впадении реки в море, образуя у береговой линии гели гидроксидов Fe в смеси с гелями SiO2. При их последующей реакции могут возникать скопления силикатов Fe, например, железистых хлоритов. Дольше
удерживатся в растворе, а потому
дальше от береговой линии коарека
гулируют коллоиды гидроксидов
Fe
Al море
Al. Более всего устойчивы коллоиды гидроксидов марганца.
Зона их, частично перекрывая
Mn
зону, обогащенную гидроксидами Al, находится дальше всего от
Рис. 24. Схема коагуляции коллоидов
берега (рис. 24).
Fe, Al и Mn по мере удаления от беПо мере удаления от берега,
реговой линии.
все большую роль начинают играть истинные растворы, и
коллоидно-хемогенные осад1
упаривание
ки сменяются гидрохимическими  в первую очередь
2
карбонатами (сидерит, родохрозит).
3
море
Таким путем образова4
лись месторождения желези5
стых хлоритов (Германия,
Франция), диаспор-шамозилагуна
товые породы Урала и бокситы Средиземного моря.
Б. Гидрохимическое хеРис. 25. Порядок осаждения минералов по
могенно-осадочное минерамере упаривания морской воды в лагуне.
лообразование  это обра1. Испарение + отложение карбонатов.
зование минералов из пере2.
Осаждение гипса/ангидрита. 3. NaCl +
сыщенных растворов. Вот
KCl
+ гипс. 4. NaCl + KCl + полигалит.
несколько таких случаев:
5.
Калийные
соли + соли Mg + бораты
1) упаривание морской
воды в замкнутых бассейнах
60
(отшнурованных лагунах). По мере испарения концентрация электролитов в
воде увеличивается, и она превращается в рассол, из которого в порядке
достижения концентрации насыщения начинается отложение солей.
Первыми реагируют на упаривание карбонаты (рис. 25)  образуется
кальцит, который, реагируя с Mg, содержащимся в придонном слое воды,
будет переходить в доломит CaMg[CO3]2 (придонная доломитизация). После карбонатов, а иногда одновременно с доломитизацией, начинают отлагаться сульфаты Ca.
При этом, при более низкой температуре будет отлагаться гипс
CaSO42H2O, а при более высокой  безводный ангидрит CaSO4. Затем к
сульфатам Са присоединяется галит NaCl, далее  сильвин KCl, после
него  двойные соли Na, K, Mg, и, наконец, соли Mg и бораты;
2) при упаривании вод замкнутых континентальных бассейнов (бессточных озер) возникают более разнообразные минеральные ассоциации, в зависимости от химического и минерального состава пород областей сноса.
Примеры: месторождения боратов в Долине Смерти (Калифорния), месторождения селитры в Чили, месторождения соды в озерной зоне Кулундинской степи. Особый случай представляют продукты упаривания озер на
месте соляных куполов. При этом могут возникать месторождения боратов,
как, например, на озере Индер (Северо-Западный Казахстан).
Обычно гидрохимические хемогенные осадки называют эвапоритами,
хотя иногда это название относят лишь к морским образованиям.
В. Осадочное хемогенное минералообразование может идти при взаимодействии растворов с газами, выделяющимися в водоемах. Так, сероводородное заражение придонной области в результате гниения органики
приводит к осаждению сульфидов (пирита, марказита, сульфидов Cu, Zn,
Pb). Таким путем возможно образование оруденения в тонкозернистых или
глинистых породах типа черных медистых сланцев Мансфельда (Германия). Эти же сульфиды могут быть главной составной частью медистых
песчаников (Джезказган, Казахстан; Удокан, Забайкалье). К подобному типу хемогенных осадков относят и образование так называемых болотных
руд (с гидроксидами Fe, фосфатом железа  вивианитом Fe3[PO4]28H2O).
2.3. Криогенные процессы
Криогенные процессы протекают при отрицательных температурах в
зонах вечной мерзлоты. Известны, например, случаи роста кристаллов
сульфатов во льду и листочков золота по трещинам в ледяных жилах. Объясняется это тем, что в капиллярах температура замерзания может снижаться до -13,6 оС (при диаметре капилляра 0,24 мм) и ниже. Вторичные ореолы
переотложения минералов формируются сезонно-таловыми водами в мно61
голетнемерзлых покровных образованиях. Чаще всего такие ореолы развиваются за счет сульфидных руд (Булах, 1999). Если не считать самого льда
как минерала, случаи криогенного минералообразования описаны в единичных статьях и изучены крайне мало.
2.4. Биогенное минералообразование
Биогенное осадконакопление, как это следует из названия, связано с
жизнедеятельностью организмов.
1. Органогенные останки. За счет скелетных элементов морских организмов (раковин, кораллитов, слоевищ, игл, спикул) возникают органогенные известняки, диатомиты, трепелы и другие породы.
2. Анаэробные организмы участвуют в образовании залежей самородной серы. Они обеспечивают восстановление гипса до самородной серы, «проедая» каверны в гипсе, и выделяют при своей жизнедеятельности
тепло, которого хватает для возгонки и переотложения серы в виде друз
кристаллов в пустотах осадочных пород (месторождения Шор-Су в Узбекистане и Гаурдак в Туркмении).
3. Косвенное участие организмов: при избирательной адсорбции некоторых веществ органика действует как восстановитель. Например, именно
за счет органики происходит восстановление U+6 до U+4 в битуминозных
ураноносных сланцах. Точно так же разложение органики является косвенным участием организмов в сероводородном заражении бассейнов (Черное
море), что может привести, как уже отмечалось, к осаждению сульфидов
или образованию болотных руд.
62
Приложение
ВАЖНЕЙШИЕ ПАРАГЕНЕТИЧЕСКИЕ АССОЦИАЦИИ МИНЕРАЛОВ
(по А. А. Годовикову (1973), с дополнениями)
Минералы магматического происхождения
Давления Породы
большие
(>30 км)
средние
до больших
низкие
(эффузивы)
Т аблица 1
Минералы
Изменения
главные
акцессорн.
промышл.
Породы нормального ряда
Ультраосновные породы – гипербазиты (SiO2  45 %)
кимбероливин,
пироп, иль- алмаз
Контактолиты
флогопит, менит, хровые: обр-е
серпенмит, магнескарнов,
тин, каль- тит, шпифлогопитицит, орто- нель, перовзация, апапироксен скит, апатит,
титизация.
алмаз
Гидротерм.:
серпентиниперидоти- оливин,
магнетит,
хромит,
зация, отальты, дуни- ортопихромит, иль- платина
ты
роксен,
менит, Ti(дуниты!), кование, эпидотизация,
диопсид, магнетит,
алмаз, Tiамфиболизаавгит
шпинель,
магнетит
ция, листвепирротин,
нитизация.
корунд, пиГипергенроп, рог. обные: коры
манка, биовыветриватит, анортит,
ния латеплатина, алритного и
маз
силикатнопикриты, оливин,
основные
никелевого
пикрито- энстаплагиоклазы,
типа
вые пор- тит, дибазальтическ.
фириты, опсид
рог. обманка,
коматибиотит, магиты
нетит
63
Давления Породы
Минералы
главные
акцессорн. промышл.
Основные породы – базиты (SiO2 = 45–53 %)
большие эклогиты, пироксен
рутил, киа- алмаз (эк(>30 км) гроспиди- (омфацит – нит, ильме- логиты неты (поро- богат Na и нит, шпикоторых
ды, соAl), гранат нель, алмаз, кимберлистоящие (пироп в
кварц
товых труиз гросэклогитах,
бок, наприсуляра,
гроссуляр в
мер, Якупироксе- гроспидитии и
на, дисте- тах)
ЮАР)
на)
средние габбро,
плагиоклаз ильменит, Ti-магнедо
анортози- (лабрадор- биотит,
тит, рутил,
больты, пиро- битовнит), рог. обман- ильменит,
ших
ксениты диопсид
ка, апатит, платина,
или диоп- титанит, ру- пентландит,
сид-авгит, тил, магне- халькопигиперстен, тит, Ti-маг- рит, борнит
оливин
нетит, пирротин,
пентландит,
халькопирит
низкие базальты, плагиоклаз магнетит,
пентландит,
(эффу- траппы
осн., авгит, апатит,
халькопизивы)
энстатит, пирротин, рит, платигиперстен, пентландит, на.
халькопи- В миндаоливин,
рит
линах:
базальт.
исландский
рог. обманшпат, агат,
ка
халцедон,
сам. медь
64
Изменения
Контактовые: скарнирование.
Гидротерм.:
эпидотизация, амфиболизация,
хлоритизация, автометасоматоз –
заполнение
миндалин и
трещин
(кварц, кальцит, цеолиты,
апофиллит,
халцедон).
Гипергенные: коры
выветривания латеритного и
каолинитового типа,
зоны окисления по
сульфидам
Давления Породы
Минералы
главные
акцес.
промышл.
Средние породы (SiO2 = 53–64 %)
средние диориты, плагиоклаз
магнетит, Находятся
до
кварце(андезинильменит, в генетичебольвые дио- олигоклаз),
циркон,
ской связи
ших
риты,
рог. обманка, апатит
с некоторысиениты биотит, орми скарнами с магнетоклаз, пититом, мороксены,
либденитом
кварц
и халькопиритом
низкие андезиты, Излившиеся аналоги
(эффу- базальто- диоритов, те же минеразивы)
вые анде- лы, мелкозернистые,
зиты
иногда с вулканическим
стеклом
Кислые породы (SiO2 = 64–78 %)
средние граниты, кварц, орто- магнетит, Генетичеграноди- клаз, микро- ильменит, ская связь с
ориты,
клин, плаапатит,
пегматитаплагиогиоклаз (оли- монацит, ми, апограграниты гоклаз-альциркон,
нитами,
бит), биотит, титанит, грейзенами,
мусковит,
пирит
гидротерм.
жилами с
рог. обманкасситерика, пиротом, вольксен
фрамитом,
шеелитом,
золотом
и др.
65
Изменения
Гидротерм.:
амфиболизация, эпидотизация, хлоритизация,
серицитизация.
Гипергенные:
коры выветривания каолинового типа, латеритизация
Контактовые: альбитизация,
грейзенизация, скарнирование.
Гидротерм.:
серицитизация, хлоритизация, березитизация,
каолинизация, алунитизация (для
эффузивных)
Давления Породы
Минералы
Изменения
главные
акцес.
промышл.
низкие риолиты, кварц, сани- тридимит, то же
Гипергенные:
(эффу- липариты, дин, кислый кристобакоры выветзивы)
дациты
плагиоклаз, лит, апаривания каомикроклин, тит, цирлинитового
ортоклаз,
кон, титатипа, латерибиотит, рог. нит, кортизация
обманка, пи- диерит
роксен
Средние породы щелочного ряда – фоидолиты
средние нефелиортоклаз,
циркон,
апатит, ло- Гидротерм.:
до
новые
нефелин,
эвдиалит, парит, цир- автометабольсиениты, арфведсонит, титанит, кон, эвдиа- морф. содаших
хибиниэгирин (эги- астрофил- лит, нефе- лит, канкриты, луяв- рин-авгит),
лит, лам- лин, графит нит, натрориты
лит.
лепидоме- профиллит,
лопаГипергенные:
лан
рит, маглатеритизанетит,
ция (обр.
апатит
бокситов),
каолинизанизкие фоноли- санидин,
титанит
лейцит
ция
(эффу- ты, лейанортоклаз,
зивы)
цитофиры нефелин,
лейцит, авгит, эгирин
Минералы карбонатитов
Главные
кальцит, доломит, анкерит, сидерит, диопсид,
гумит, форстерит, флогопит, апатит, эгирин, арфведсонит
Акцессорные
магнетит, пирохлор,
перовскит, эшинит,
колумбит, бастнезит,
паризит
66
Т аблица 2 .
Промышленные
пирохлор, колумбит,
бастнезит, паризит,
апатит, молибденит
Минералы медно-никелевых ликвационно-магматичес- Т аблица 3 .
ких месторождений (в том числе ассоциирующие с минералами базитов и гипербазитов)
Главные
пирротин, пентландит,
халькопирит, пирит
Акцессорные
Промышленные
платина, борнит, магне- пентландит, халькотит, ильменит
пирит, борнит, платина
Минералы пегматитов
Главные
Второстепенные
Таблица 4 .
Промышленные
Гранитные пегматиты (γ-пегматиты)
Керамические (кварц-полевошпатовые) пегматиты
кварц, плагиоклаз
апатит, монацит, ксенополевой шпат +
(олигоклаз-альбит),
тим, уранинит, магнетит, кварц (керамическое
микроклин, мусковит, гранат, ортит
сырье), мусковит,
биотит
уранинит
Альбит-амазонитовые пегматиты с гадолинитом
кварц, микроклин, аль- гадолинит, гельвин, маг- амазонит (Rb, Cs),
бит, мусковит
нетит, апатит
гельвин, гадолинит
Микроклин-альбитовые пегматиты с бериллом
кварц, микроклин,
шерлит, апатит, гранат,
берилл, колумбит,
альбит, мусковит,
ильменит, берилл, топаз, танталит, топаз
колумбит, танталит, ортит
биотит
Микроклин-альбитовые литиевые пегматиты
кварц, микроклин, аль- полихромный турмалин
сподумен, лепидолит,
бит (клевеландит), ле- (рубеллит, индиголит,
амблигонит, поллупидолит, сподумен
верделит), поллуцит, пе- цит, петалит, берилл,
талит, мусковит, танталит, танталит, колумбит
колумбит, берилл, касситерит, амблигонит, гранат, апатит, флюорит
Десилицированные пегматиты
биотит, флогопит, акроговая обманка, кварц, беберилл, изутинолит, тальк, хлорит рилл, изумруд, плагиоклаз,
мруд, фенакит
фенакит, турмалин, ильменит,
магнетит, флюорит, молибде67
нит, самородный висмут
Корундовые плагиоклазиты
плагиоклаз (лабрадор- шпинель, рутил, диаспор, гранат, корунд
андезин-олигоклаз),
турмалин, маргарит, биотит,
корунд
вермикулит, магнетит, кианит
Сиенит-пегматиты (Σ-пегматиты)
микроклин, ортоклаз, мускотитанит, циркон, монавит, рог. обманка
цит, эшинит, флюорит
Главные
Второстепенные
Пегматиты нефелиновых сиенитов
ортоклаз, микроклин, нефециркон, пирохлор, апатит, эвлин, биотит
диалит, эгирин, астрофиллит,
лампрофиллит, сфен, лопарит,
ильменит
Минералы вулканических эксгаляций (возгонов)
главные
второстепенные
сера, нашатырь, сассо- реальгар, аурипигмент, висмулин, галит, сильвин,
тин, Bi-сульфосоли
гематит, пирит
Минералы контактового метаморфизма
Промышл.
нефелин, циркон, пирохлор,
лопарит
Т аблица 5 .
промышл.
сера, сассолин
Т аблица 6 .
Исходные породы, по которым идет минералообразование
кварцглинистые
основные и магкарбонатные
полевошпанезиальные
товые
кварц, ортокордиерит,
кордиерит, основ- кальцит, волластонит,
клаз, кислый
андалузит,
ной плагиоклаз,
гроссуляр, кварц, осплагиоклаз,
шпинель, кодиопсид, гиперновной плагиоклаз,
биотит, муско- рунд, анортит, стен, шпинель,
монтичеллит, диопвит
биотит, орто- форстерит, биосид, геденбергит, бруклаз, микротит, эпидот, анто- сит, роговая обманка,
клин, кварц
филлит
тремолит, тальк
68
Минералы фенитов
Исходные
породы
гранитогнейсы
базиты
гипербазиты
Главные минералы
I (приконтактовой)
зоны
амфибол (арфведсонит-рибекит), эгиринавгит, калишпат, альбит, нефелин
амфибол (арфведсонит), эгирин, нефелин, микроклин, ортоклаз
эгирин, нефелин, калишпат
Главные минералы Второстепенные,
II зоны
в том числе промышленные
биотит,
перовскит, пирог. обманка, оли- рохлор, бастнезит,
гоклаз, калишпат,
циркон, циртолит,
альбит, кварц
торит, TR-апатит,
биотит, пироксен
титанит, ильмено(авгит, эгиринрутил, ильменит,
авгит), лепидомекальцит
лан, олигоклаз
биотит, авгит,
нефелин
Минералы апогранитов
Главные
Второстепенные
альбит, микробиотит, мусковит, берилл, фенакит,
клин, кварц, ама- танталит-колумбит, пирохлор, цирзонит
кон, лепидолит, циннвальдит, топаз, рибекит, эгирин, амблигонит,
сподумен, касситерит, вольфрамит, молибденит, гадолинит
Минералы грейзенов
Главные
кварц, мусковит,
топаз, турмалин,
флюорит, циннвальдит
Т аблица 7 .
Второстепенные
касситерит, вольфрамит, шеелит, берилл, арсенопирит, молибденит, пирротин, халькопирит, пирит, рутил,
висмутин, сфалерит, галенит
69
Т аблица 8 .
Промышл.
танталитколумбит, пирохлор, берилл, фенакит
Т аблица 9 .
Промышл.
касситерит,
вольфрамит,
шеелит, берилл, топаз
Минералы скарнов
Главные
Второстепенные
Магнезиальные скарны
форстерит, энста- магнетит, шпинель, людвигит,
тит или диопсид, апатит, скаполит, гумит, хондрокальцит, флогопит дит, лазурит, тремолит (актинолит), основной плагиоклаз
Известковые скарны
гроссулярортоклаз, тремолит, титанит, роандрадит, диопдонит, апатит, основной плагиосид-геденбергит, клаз, гидротермальное наложекальцит, воллание – гематит, шеелит, золото, дастонит, везувиан, толит, данбурит, молибденит, висэпидот, скаполит, мутин, висмут; кобальтин, шмальмагнетит
тин (скуттерудит), саффлорит,
халькопирит, галенит, сфалерит
Минералы гидротермальных ассоциаций
Т аблица 1 0 .
Промышленные
людвигит, магнетит, флогопит,
лазурит
магнетит, шеелит,
молибденит, кобальтин, шмальтин, саффлорит,
халькопирит, галенит, сфалерит,
золото, датолит,
данбурит
Т аблица 1 1 .
Минералы
Изменения
жильные
рудные
промышл.
Плутоногенные
Оловянные и олово-вольфрамовые жилы, связанные с грейзенами
кварц, мусковит, касситерит, воль- касситерит,
Гипергенные:
циннвальдит,
фрамит, шеелит,
вольфрамит,
ферримолибдит,
топаз, флюорит, берилл, молибде- шеелит, берилл, оксиды и гидрокалишпат
нит, пирротин,
молибденит,
оксиды Fe, Bi,
пирит, халькопи- золото, минера- карбонаты Bi,
рит, арсенопирит, лы висмута,
каолинит, малазолото, магнетит, топаз
хит, азурит, ярогематит, висмузит, гипс, халцетин, сульфосоли,
дон.
самородн. висмут
70
Минералы
Изменения
рудные
промышл.
Кобальт-никель-арсенидные жилы
кальцит, до- никелин, раммельсарсениды Ni Гипергенные:
ломит,
бергит, шмальтин,
и Co
эритрин, аннабергит,
скуттерудит, саффлоарсенаты Ca, Cu, каркварц
рит, леллингит, блекбонаты Cu.
лая руда, халькопиОколожильные: каррит, висмут
бонатизация и хлоритизация
Пятиметальная формация (Co-Ni-Ag-Bi-U жилы)
кварц,
кобальтин, шмальтин, арсениды и
Гипергенные:
кальцит,
никелин, раммельссульфоарсе- эритрин, аннабергит,
анкерит,
бергит, саффлорит,
ниды Co и
аргентит, сам. сереббарит
прустит, пираргирит, Ni, настуран, ро, вторичные ураномышьяк, серебро,
висмут, пру- вые минералы.
блеклая руда, насту- стит, пирар- Околожильные: карран, гематит, висмут гирит, сереб- бонатизация, хлориро
тизация, гематитизация
Полиметаллическая формация
кварц, каль- халькопирит, сфале- халькопирит, Гипергенные: минерацит, барит,
рит, галенит, пирро- сфалерит,
лы зоны окисления
сидерит, ан- тин, золото, пирит,
галенит, зо- Околожильные: хлокерит, флюо- арсенопирит, блеклото, блекритизация, серицитирит
лые руды, борнит
лые руды,
зация, карбонатизаборнит
ция
Золото-кварцевые жилы
кварц, анке- пирит, халькопирит, золото
Гипергенные: минерит, доломит галенит, блеклые руралы зоны окиследы, золото, арсенония.
Околожильные: бепирит, шеелит
резитизация, лиственитизация, окварцевание
жильные
71
Вулканогенные гидротермальные месторождения
Таблица 1 2 .
Минералы
Изменения
рудные
промышл.
Ртутно-опаловые жилы
опал, крикиноварь, реальгар,
киноварь,
Околожильные:
стобалит,
антимонит, марказит, метацинокремнение
карбонаты
метациннабарит, пи- набарит, анрит, сфалерит, халь- тимонит
копирит
Золото-кварцевые и золото-серебряные жилы
халцедон,
золото, теллуриды,
золото, тел- Околожильные: алукварц, адупирит, марказит,
луриды
нитизация, пропилиляр, флюохалькопирит, сфалетизация, аргиллизарит, барит
рит, галенит, блеклые
ция, вторичные кварруды, антимонит
циты
Антимонит-вольфрамитовые жилы
кварц, халце- антимонит, вольфра- вольфрамит
дон
мит (ферберит), арсенопирит, киноварь,
реальгар, аурипигмент, теллуриды
Кварц-касситеритовые и сульфидно-касситеритовые жилы
кварц, топаз, касситерит, зональкасситерит
Околожильные: прохлорит, тур- ные (ритмичные)
пилитизация, вторичмалин
кварц-касситеритоные кварциты
вые агрегаты, деревянистое олово, пирротин, халькопирит,
арсенопирит, пирит,
сульфосоли
Медно-порфировые (прожилково-вкрапленные) месторождения
вмещающие –
халькопирит,
халькопирит, Гипергенные: минекислые порфиры медь, пирит, мо- медь, борралы зоны окисления
(часто цеолитизи- либденит, борнит, энаргит, медных месторождерованные), флюо- нит, энаргит
молибденит ний (малахит, азурит
рит
и др.)
жильные
72
жильные
кварц, кальцит,
серицит, барит,
доломит
Минералы
рудные
промышл.
Колчеданные залежи
пирит, халькопи- пирит, хальрит, сфалерит,
копирит,
галенит, блеклые блеклые руруды, борнит,
ды, борнит,
халькозин
халькозин,
сфалерит,
галенит
Телетермальные месторождения
Изменения
Околожильные: пропилитизация, вторичные кварциты, алунитизация, аргиллизация
Т аблица 1 3 .
Ртутно-сурьмяно-мышьяковые месторождения
Минералы
Изменения
жильные
рудные
промышл.
кварц, флюорит, киноварь, анти- киноварь
Околожильные:
кальцит, халцемонит, реальгар,
окварцевание
аурипигмент
дон, барит
Медистые песчаники
вмещающие –
халькопирит,
халькопирит, Гипергенные: минепесчаники с
пирит, блеклая
блеклая руда, ралы зоны окисления
карбонатным
руда, борнит,
борнит, хальцементом
халькозин
козин
Свинцово-цинковые месторождения
кварц, халцедон, сфалерит, гале- сфалерит,
Гипергенные: минекарбонаты, банит, халькопивюртцит, га- ралы зоны окисления
рит
рит, пирит, мар- ленит
казит, вюртцит
73
Минералы экзогенных ассоциаций
Первичные
минералы и
породы
Т аблица 1 4 .
Минералы
Минералы, имеюглавные
второстепен- щие промышленное
значение
ные
Коры выветривания
Кора латеритного типа (в условиях жаркого и влажного климата)
гипербазиты, гидроксиды Fe,
магнетит, гегидроксиды Fe,
щелочные по- гидроксиды Al, ка- матит, хромит, гидроксиды Al
роды
олинит
титаномагне(бокситы)
тит
Кора силикатно-никелевого типа
гипербазиты
Ni-хлориты, гидмагнетит, пиNi-серпентины
серпентинизи- роксиды Fe, Mn,
ролюзит, бру- (гарниерит, ревденрованные
Co, нонтронит, Ni- сит, сепиолит, скит), гидроксиды
серпентины
монтCo (асболан и др.)
мориллонит,
гипс
Кора глинисто-каолинового типа (в условиях умеренного климата)
кислые
каолинит, монтмо- циркон, апатит, каолинит, монтпороды
риллонит, кварц
рутил
мориллонит
Гипсовые шляпы
соляные
гипс, ангидрит
иньоит, колеиньоит, колеманит,
залежи
манит, гидро- гидроборацит
борацит
Минералы зоны окисления сульфидных месторождений
пирит
лимонит
мелантерит
халькопирит, малахит, азурит,
халькантит,
халькозин, медь,
борнит, блек- хризоколла, куприт, диоптаз, олималахит, торбернит
лые руды
халькозин, ковелвенит, торберлин, медь, лимонит нит
сфалерит
смитсонит, гемиадамин
смитсонит, галмейморфит, лимонит
ные руды
галенит
церуссит, англезит, крокоит, вана- церуссит, англезит
вульфенит, пиродинит
морфит, миметезит
74
Первичные
минералы и
породы
арсенопирит
арсениды
прустит, пираргирит
антимонит
молибденит
Минералы
Минералы, имеюглавные
второстепен- щие промышленное
значение
ные
скородит, лимонит
арсенолит, мышьяк
эритрин, аннабергит,
арсенолит, мышьяк,
скородит, лимонит
гидроксиды Co
серебро, аргентит
электрум
серебро,
аргентит
валентинит, сервантит сенармонтит, кермезит
повеллит, вульфенит
ферримолибдит
Минералы осадконакопления
Т аблица 1 5 .
Механические осадки
Минералы россыпей
Простые вещества: Au, Pt, (Os, Ir), алмаз.
Сульфиды: киноварь.
Оксиды: кварц, рутил, касситерит, гематит, корунд, магнетит, ильменит,
хромит, шпинель.
Силикаты: топаз, циркон, гранат, андалузит, кианит, титанит, ставролит,
берилл, ортит, турмалин, слюды, полевые шпаты.
Прочие: монацит, ксенотим, апатит, вольфрамит, шеелит.
Минералы осадочных железных руд
Главные
Второстепенные
Промышленные
кварц, глинистые минералы, вивианит, пирит, багидрогетит, гетит,
гетит, гидрогетит (лиморит, родохрозит, апаFe-хлориты (шамонит), Fe-хлориты, глаукотит
зит, тюрингит)
нит, сидерит
Минералы осадочных марганцевых руд
псиломелан, пиролюзит,
полевые шпаты, глини- псиломелан, пироманганит, кальцит, родохро- стые минералы, пирит, люзит, манганит и
зит, кварц, опал
марказит, апатит, глау- другие минералы
конит, шамозит
Mn
75
Главные
Второстепенные
Промышленные
Минералы инфильтрационных отложений
Медистые песчаники
ковеллин, халькозин, халько- борнит, пирит, медь,
ковеллин, халькопирит, малахит, азурит, бакуприт, галенит
зин и другие минерит, кальцит, гипс
ралы меди
Минералы химических осадков
Морские осадки (в порядке выделения)
доломит, гипс (ангидрит),
полигалит, эпсомит,
гипс, галит, карналгалит
карналлит
лит, сильвин
Озерные осадки
Сульфаты: эпсомит, мирабилит, тенардит.
Бораты: бура, улексит, иньоит, колеманит, гидроборацит.
Карбонаты: сода.
Минералы метаморфических ассоциаций
Т аблица 1 6 .
Минералы
Примечания
критические
запрещенные
Ломонтитовая и пренит-пумпеллиитовая фации
хлорит, сапонит, ломонтит +
актинолит, пиВ пренит-пумпелдоломит + кварц, кварц, пренит + рофиллит,
лиитовой фации
анкерит + кварц, пумпеллиит
анальцим +
возможны эпидот,
каолинит, монткварц, гейландит титанит.
мориллонит, альбит, калиевый
полевой шпат
Фация зеленых сланцев
эпидот, хлорит,
ставролит, анда- Зеленые сланцы
актинолит, альлузит, основной повышенных Р собит, мусковит,
плагиоклаз, ло- держат также глаукварц, кальцит,
монтит + кварц, кофан, жадеит +
доломит, тальк
пренит + пумкварц, лавсонит,
пеллиит
хлоритоид
обычные
76
Минералы
Примечания
критические
запрещенные
Эпидот-амфиболитовая фация
биотит, мусковит, ставролит, анорто- и клиноПовышенные Р:
рог. обманка,
далузит
пироксены, ак- кианит, жедрит,
эпидот, кислый
тинолит, основ- жадеит, глаукофан
плагиоклаз, граной плагиоклаз
нат, калишпат,
+ кварц
кордиерит, кальцит, кварц, скаполит, аксинит
Амфиболитовая фация
рог. обманка,
мусковит, став- Повышенные Р:
средний-основролит
кианит, жедрит,
ной плагиоклаз,
жадеит
гранат, биотит,
кордиерит, силлиманит
Двупироксеновая фация
гиперстен, гранат, орто- + клиноставролит, ром- Низкие Р: возможкордиерит, плапироксен
бический амфи- на рог. обманка,
гиоклаз, калибол, мусковит
волластонит.
шпат, силлимаВысокие Р: появлянит, диопсид,
ется кианит, пласкаполит, кальгиоклаз не устойцит, доломит,
чив.
рутил
Минералы верхней мантии
главные
второстепенные
Перидотиты: оливин, энстатит, Crрог.обманка (керсутит, паргадиопсид, основной плагиоклаз и/или шпи- сит), флогопит, апатит, циркон,
нель и/или пироп Эклогиты: омфацит,
кианит, доломит, графит, алмаз
пироп, кварц или коэсит.
Минералы железистых кварцитов
главные
второстепенные
промышленные
кварц, магнетит, биотит, хлорит, эгирин, до- магнетит, гематит, амфигематит, кумломит, анкерит, рибекит,
бол-асбесты (рибекит,
мингтонит
родусит, крокидолит, альбит родусит, крокидолит)
обычные
77
Минералы наждаков
главные
второстепенные
промышленные
корунд, диаспор, рутил, магнетит
вся порода – наждак
маргарит, хлоритоид
Минералы жил альпийского типа
кварц, адуляр, альбит,
рутил, брукит, анатаз, гематит,
горный
хлориты
апатит, аксинит, титанит, цеолихрусталь,
ты
пьезокварц
Ионные радиусы элементов
Мелкие
КЧ
Al+3
4 0,49
Si+4
Be+2
B+3
C+4
N+5
4
4
4
3
3
3
0,40
0,33
0,22
0,21
0,15
0,15
U+6
Mn+2
Fe+2
Mg+2
Ni+2
Ni+3
Co+2
Co+3
Fe+3
Cr+3
Al+3
Ti+4
Ti+3
Nb+5
Ta+5
Li+1
Cu+2
Zn+2
W+6
V+5
As+3
Средние
КЧ
6 0,80
6
6
6
6
6
6
6
6
6
6
6
6
6
6
6
6
6
4
6
4
6
4
6
4
0,80(0,91)
0,74(0,80)
0,66
0,69
0,62
0,72
0,63
0,64
0,69
0,51
0,68
0,76
0,69
0,68
0,68
0,72
0,71(0,83)
0,74
0,62
0,59
0,59
0,54
0,58
0,55
Таблица 1 7 .
Крупные
КЧ
Sr+2
8 1,16
Очень крупные
КЧ
Cs+1 12 1,82
La+3
Ce+3
Rb+1
Ca
+2
Na
+1
Th+4
U+4
Cu+1
Y+3
8
8
6
8
6
8
6
8
6
8
6
6
6
1,18
1,11
1,07
1,03
0,99
1,01
0,97
1,06
1,02
1,01
0,97
0,96
0,92
Ba+2
K+1
Pb+2
12
10
12
10
12
10
10
8
Анионы
O-2
F-1
S-2
Cl-1
1,60
1,57
1,46
1,43
1,45
1,42
1,28
1,24
1,40
1,36
1,81
1,81
Предметный указатель
Автометаморфизм 25
Агпаитовый ряд 21
Акцессорные компоненты 16
Альбитизация 33
Анатексис 32
Апикальный 33
Апограниты 33-34
Ассимиляция 25
Ассоциация 11
Ацидиты 17
Базиты 17
Березитизация 47
Биметасоматоз 39
Биогенное минералообразование 62
Вадозный 40, 41
Вторичные кварциты 47
Вулканические возгоны
26
Вулканогенный тип 45
Газ 13
Генезис 11
Гетерогенная система
13
Гидротермальный процесс 30, 33, 35, 40
Гидротермальный раствор 13
Гидрохимическое минералообразование 60
Гипербазиты 17
Гипергенные процессы
14, 52
Гипогенные процессы
14
Гравитационная дифференциация 24
Грейзен, грейзенизация
34
Девитрификация 23
Десиликация 25, 31
Джеспилиты 49
Диаграмы Розебума 6–7
Диафторез 51
Дислокационный метаморфизм 52
Железные шляпы 57
Железистые кварциты
49, 77
Зальбанды 43
Занорыш 30
Зона аэрации 56
Зоны вторичного сульфидного обогащения
56
Зоны окисления 56
Известковый скарн 39
Изоморфизм 6, 7
Инфильтраты 59
Кальцифиры 49
Карбонатиты 22, 66
Кислые породы 17, 21,
65
Коллоидный раствор
13, 42, 59
Конституция минерала
5
Контактовый метаморфизм 51
Контаминация 25
3
Коры выветривания 50,
53–55, 74
Криогенные процессы
61
Кристаллизационная
дифференциация 23
Крустификационные
жилы 43
Критическая точка 13,
30, 42
Латеритные коры 50,
53–55, 74
Ликвационная дифференциация 24
Лиственитизация 47
Магма 12–14, 16
Магматическая кристаллизация 16
Магматогенный процесс 16, 32, 36
Магнезиальный скарн
39, 49, 70
Мезиты 17
Метамиктный 5, 13
Метаморфический процесс 14, 48
Метасоматоз 32–40
Метеорные воды 13, 40
Миаскитовый ряд 21
Минал 10
Минерал 5
Минералогия 5
Минералоид 5
Минеральный вид 6–9
Ограниченный изоморфизм 7
Ороговикование 51
Осадконакопление 58,
75
Основные породы 17,
19–20
Остаточный расплав 28
Оталькование 48
Парагенезис 11
Парагенетическая ассоциация 11
Пегматит 28
Пегматитовый процесс
28–32
Плутоногенный тип 45,
70
Пневматолитовогидротермальный 32
Полиморфизм 7-9
Политипия 10
Породообразующий
минерал 16
Причины минералообразования 12
Прогрессивный метаморфизм 51
Пропилитизация 48
Псевдоморфоза 26, 33
Разрыв смесимости 6
Рассеянные компоненты 16
Рассол 5, 60
Региональный метаморфизм 48, 76–77
Регрессивный метаморфизм 51
Резорбция 44
Роговики 51, 68
Ряд Боуэна 17, 18
Салический ряд 17–18
Секреционные жилы 43
Серицитизация 47
Серпентинизация 26, 48
Сиботаксические группы 12
Скарны 38–40, 70
Скарнообразование 38
Средние породы 17, 21
Среды образования минералов 12
Субщелочные породы
21
Твердые растворы 7–10
Твердые среды 13
Телетермальный тип 46
Ультраосновные породы 17, 19
Факторы минералообразования 12, 52–53
Фации метаморфизма
49
4
Фемический ряд 17–18
Фенитизация 37, 69
Флюид 13, 30, 42, 49, 51
Хемогенно-коллоидное
минералообразование
59
Хлоритизация 48
Хроноксен 12
Штокверк 35
Щелочные породы 17,
21, 26, 37, 66
Эвапориты 61
Эвтектика 29
Экзогенные процессы
14, 52, 73
Экзоскарн 38
Эксгаляции 26
Эндогенные процессы
14, 16
Эндоскарн 38
Эпидотизация 47
Эффузивные породы
12, 22, 63, 64
Ювенильные воды 13,
40
Список литературы
1. Батти Х., Принг А. Минералогия для студентов. М: Мир, 2001.
2. Белов Н. В. Очерки по структурной минералогии. М.: Недра, 1976.
3. Бетехтин А. Г. Минералогия. М.: Госгеолиздат, 1950.
4. Бетехтин А. Г. Курс минералогии. М.: Госгеолиздат, 1951.
5. Булах А. Г. Общая минералогия. СПб.: Изд-во С-ПГУ, 1999.
6. Годовиков А. А. Введение в минералогию. Новосибирск: Новосибирский госуниверситет, 1973.
7. Годовиков А. А. Химические основы систематики минералов. М.:
Недра, 1979.
8. Годовиков А. А. Минералогия. М.: Недра, 1975 (первое издание),
1983 (второе издание).
9. Джонс М. П. Прикладная минералогия. М.: Недра, 1991.
10. Дир У. А., Хауи Р. А., Зусман Д. Ж. Породообразующие минералы.
М.: Мир, 1965-1966, Т. 1–4.
11. Дэна Дж., Дэна Э. С., Фрондель К. Система минералогии. Минералы кремнезема. М.: Мир, 1966.
12. Костов И. Минералогия. М.: Мир, 1971.
13. Лазаренко Е. К. Курс минералогии. М.: Высш. шк., 1971.
14. Лазаренко Е. К. Опыт генетической классификации минералов. Киев: Наукова Думка, 1979.
15. Минералогическая энциклопедия, под ред. К. Фрея. Л: Недра, 1985.
16. Минералы. Справочник. М.: Наука, Т. I, 1960, Т. II/1, 1963, Т. II/2,
1965, Т. II/3, 1967, Т. III/1, 1972, Т. III/2, 1981, Т. III/3, 1981, Т. IV, 1992.
17. Смольянинов Н. А. Практическое руководство по минералогии. М.:
Госгеолтехиздат, 1955.
18. Ферсман А. Е. Очерки по минералогии и геохимии. Москва, Наука,
1977.
19. Fleischer M. Glossary of mineral species. Tucson, 1983.
20. Klein C., Hurlbut C. S. Jr. Manual of mineralogy. John Willey & Sons,
Inc., 1993.
21. O’Donoghue M. Encyclopedia of minerals and gemstones. L., 1976.
5
Оглавление
Предисловие к первому изданию ................................................................... 3
Предисловие ко второму изданию ................................................................. 3
Введение: основные понятия минералогии ................................................... 5
Минералообразующие процессы ................................................................... 12
Среды образования минералов ............................................................... 12
Классификация минералообразующих процессов ................................ 14
1. Эндогенные процессы ................................................................................. 16
1.1. Магматогенные процессы .................................................................... 16
1.1.1. Магматическая кристаллизация ................................................... 16
1.1.2. Вулканические возгоны (эксгаляции) .......................................... 26
1.1.3. Пегматитовый процесс .................................................................. 28
1.1.4. Пневматолитово-гидротермальные и метасоматические
процессы ......................................................................................... 33
1.1.4.1. Альбитизация (образование апогранитов) ................................ 33
1.1.4.2. Грейзенизация ............................................................................. 34
1.1.4.3. Контактово-метасоматические процессы ................................. 36
1.1.4.3.1. Фенитизация ............................................................................. 37
1.1.4.3.2. Скарнообразование .................................................................. 38
1.1.4.4. Гидротермальные процессы ...................................................... 40
1.2. Метаморфические процессы ................................................................ 48
1.2.1. Региональный метаморфизм ......................................................... 48
1.2.2. Контактовый метаморфизм (ороговикование) ............................ 51
2. Экзогенные минералообразующие процессы ....................................... 52
2.1. Процессы выветривания и окисления ....................................... 53
2.1.1. Коры выветривания ....................................................................... 53
2.1.2. Зоны окисления .............................................................................. 56
2.2. Процессы осадконакопления ............................................................... 58
2.2.1. Механические осадки .................................................................... 58
2.2.2. Инфильтраты .................................................................................. 59
2.2.3. Химические осадки........................................................................ 59
2.3. Криогенные процессы .......................................................................... 61
2.4. Биогенное минералообразование ........................................................ 62
Приложение.................................................................................................. 63
Предметный указатель ................................................................................ 3
Список литературы ...................................................................................... 5
6