Курс минералогии

В общей части курса минералогии были кратко рассмотрены процессы минералообразования в земной коре. В соответствии с этими процессами мы дадим обзор ассоциаций минералов, характеризующих горные породы и генетически связанные с ними месторождения полезных ископаемых, по следующей схеме.

I. Минералы эндогенных образований.

1. Минералы глубинных изверженных пород различного состава и магматических рудных месторождений.

2. Важнейшие ассоциации минералов в пегматитах.

3. Ассоциации минералов в контактово-метасоматических образованиях.

4. Минералы гидротермальных месторождений полезных ископаемых.

5. Минералы эффузивных горных пород и продуктов деятельности фумарол.

II. Минералы экзогенных образований.

1. Минералы коры выветривания.

2. Минералы осадочных горных пород и месторождений полезных ископаемых.

III. Минералы, возникающие при региональном метаморфизме.

1. Минералы метаморфизованных горных пород и рудных месторождений.

Минералы глубинных изверженных пород и магматических рудных месторождений. Первичные минералы интрузивных (глубинных) изверженных пород и магматических месторождений кристаллизуются в условиях высоких температур и давлений.

Интрузивные горные породы в отличие от эффузивных являются полнокристаллическими минеральными агрегатами. Среди породообразу­ющих минералов, так же как и для всех других горных пород, различают главные, т. е. в существенных количествах входящие в состав породы, и второстепенные (акцессорные), нередко наблюдаемые лишь под микроскопом. Кроме первичных минералов часто устанавливаются вторичные, т. е. позднейшие минералы, возникшие за счет первых в постмагматиче­скую стадию процессов минералообразования. Из числа разнообразных по химическому и минеральному составу интрузивных горных пород, детально рассматриваемых в курсах петрографии, мы выделим лишь главнейшие (ультраосновные, основные, среднекислые и кислые, богатые щелочами) в том порядке, как это было показано на рис. 50, начиная от интрузивных пород, бедных кремнеземом.

Ультраосновные породы (дунит, перидотит, пироксенит) состоят почти исключительно из железомагнезиальных силикатов (оливина, пироксенов). Дунит в неизмененном состоянии является мономинеральной горной породой, состоящей из оливина, а перидотиты, кроме того, содержат ромбиче­ский или моноклинный пироксен. Акцессорные минералы в этих породах обычно представлены хромшпинелидами. Среди пироксенитов наибольшим распространением пользуются диаллагиты, содержащие в качестве акцессорного минерала титаномагнетит, изредка зеленую шпинель. В качестве вторичных минералов в ультраосновных породах возникают серпентин, легче всего за счет оливина, брейнерит (железомагнезиальный карбонат), иногда тальк, амфиболы (обычно за счет пироксенов) и др.

Основные породы (семейство габбро), более богатые SiO2 и щелочами, по сравнению с ультраосновными породами обладают существенно отличным химическим составом, особенно в отношении Аl2О3, MgO и FeO (см. рис. 52). В минералогическом отношении они характеризуются тем, что в их составе наряду с железомагнезиальными силикатами — пироксенами, амфиболами, иногда биотитом и оливином в значительных количествах участвуют основные плагиоклазы (лабрадор, битовнит, анортит). В типичных породах габбрового состава количество темноцветных минералов (железомагнезиальных силикатов) составляет примерно 50 %. Из акцессорных минералов обычны титаномагнетит, нередко в существенных количествах, затем апатит, ильменит, иногда сульфиды Fe, Ni, Сu и др. В измененных габбровых породах из вторичных минералов на месте основных плагиоклазов под микроскопом устанавливается тонкая смесь цоизита или эпидота с альбитом, а за счет оливина — серпентин и др.

Среднекислые и кислые интрузивные породы (диорит, гранодиорит, гранит) более богаты кремнеземом и принадлежат уже к числу явно кварц­содержащих пород (лишь в диоритах он устанавливается не всегда). Количество темноцветных минералов значительно снижается (в гранитах не более 5–10 %), в связи с чем содержание FeO и MgO падает (см. рис. 52). Меняются в своем составе и плагиоклазы — становятся более кислыми (андезин, олигоклаз), в соответствии с чем содержание CaO падает, a Na2O — возрастает. В гранитах, наиболее распространенных из глубинных пород, кроме того, в существенных количествах присутствуют калиевые полевые шпаты: ортоклаз и микроклин, количество кварца достигает 20 % и более. Из темноцветных минералов чаще других распространен биотит. Акцессорные минералы наиболее разнообразны в гранитах: апатит, циркон, титанит, магнетит, гематит, иногда монацит, ортит, а в грейзенизированных слюдяно-кварцевых участках — топаз, флюорит, литиевые слюды, касситерит, вольфрамит, арсенопирит, турмалин, аксинит и др. При процессе грейзенизации полевые шпаты разлагаются и замещаются светлыми слюдами, топазом, турмалином и другими глиноземсодержащими минералами.

Богатые щелочами интрузивные породы являются бедными кремнеземом бескварцевыми породами, весьма интересными в минералогиче­ском отношении. Наиболее бедные щелочами сиениты по своему минералогическому составу близки к горным породам семейства гранитов (но не содержат кварца). Нефелиновые сиениты, кроме ортоклаза, микроклина и альбита, содержат нефелин, а из темноцветных минералов — щелочные пироксены (эгирин, эгирин-авгит), щелочные амфиболы (роговую обманку, арфедсонит и др.), темные слюды (биотит, лепидомелан). Часто встречаются также содалит, нередко замещающий нефелин, реже — нозеан, гаюин, канкринит, анальцим. К постоянным акцессорным минералам относятся циркон и апатит, часто титанит, реже флюорит. В других петрогенетических провинциях наблюдаются сложные силикаты титана и циркония: эвдиалит, лампрофиллит, астрофиллит, ловчоррит и др. В некоторых разновидностях пород с щелочными силикатами ассоциируют пирохлор, лопарит, титаномагнетит, ильменит и др.

Месторождения полезных ископаемых магматического происхождения обычно располагаются среди материнских изверженных пород и представляют богатые скопления рудных минералов в виде гнезд, жилообразных или пластообразных тел. В их состав входят главным образом те минералы, которые в самих породах присутствуют в виде акцессорных или второстепенных выделений.

В области изучения закономерностей образования магматических месторождений и их классификации сделан крупный вклад в науку советскими учеными (акад. А. Н. Заварицким и др.). Обособление и скопление рудного вещества при образовании этих месторождений, согласно современным представлениям, могут происходить различными путями и в различные моменты процесса кристаллизации магмы. В одних случаях рудные минералы, особенно хромшпинелиды, кристаллизуются в магме первыми, изредка образуя местами вкрапленные руды, так называ­емые шлиры. В других случаях, гораздо более распространенных, рудное вещество скопляется в остаточных расплавах, т. е. в поздние моменты собственно магматического процесса, и образует рудные тела с эпигенетическими признаками по отношению к вмещающим материнским породам. Таковы, например, в большинстве случаев типичные хромитовые и титаномагнетитовые месторождения. Наконец, известны и такие (в частности, некоторые сульфидные медно-никелевые месторождения), рудное вещество которых по ряду геологических данных должно было обособиться от магмы еще в жидком состоянии (путем ликвидации) и переместиться в силу большего удельного веса к нижним частям магматического массива. Однако, как показывают взаимоотношения рудных тел с вметающими породами, кристаллизация этих сульфидных расплавов происходила уже после кристаллизации материнских пород.

Детальное изучение возрастных соотношений минеральных ассоциаций в рудных телах нередко показывает, что в заключительные моменты процессов образования магматических минералов возникают, правда в подчиненных количествах, более низкотемпературные ассоциации, отвечающие уже гидротермальной стадии рудообразования. Рудные тела по отношению к материнским породам представляют, как правило, более поздние образования.

Среди ультраосновных пород (дунитов и перидотитов) встречаются месторождения хромита, представленные часто почти сплошными массами хромшпинелидов в виде гнездообразных, линзообразных и столбообразных рудных тел. В миаролитовых пустотах и в трещинах среди них иногда наблюдаются более низкотемпературные образования уваровита, хромдиопсида, хромовых хлоритов и других хромсодержащих гидросиликатов. В некоторых провинциях ультраосновных пород со скоплениями хромшпинелидов парагенетически тесно связаны минералы группы платины и осмистого иридия (Средний и Северный Урал). К кимберлитам Южной Африки приурочены месторождения алмаза.

В пироксенитах и габбро распространены месторождения титаномагнетита в виде густовкрапленных руд (Качканарское) и сплошных жилообразных масс (Кусинское на Урале). В этих рудах в ассоциации с ванадийсодержащим титаномагнетитом обычно наблюдаются роговые обманки, полуразложенные полевые шпаты, в ничтожных количествах сульфиды (пирит и халькопирит), иногда апатит, а из вторичных — хлориты, эпидот, цоизит и др.

С некоторыми основными породами, преимущественно габбро-норитами (с ромбическим пироксеном), а иногда и ультраосновными породами связаны месторождения медно-никелевых сульфидных руд, состоящих главным образом из пирротина и в подчиненных количествах из кобальтоносного пентландита, халькопирита и магнетита. В виде более поздних образований встречаются миллерит, никеленосный и кобальтоносный пирит и др. Нередко присутствуют в них также минералы группы платины, чаще всего палладистая платина, сперрилит, изредка лаурит и др.

Таким образом, в ультраосновных и основных интрузивных породах скопления в виде рудных месторождений образуют элементы группы железа: Ti, V, Cr, Fe, Co, Ni с примыкающей к ним группой платины, а также Сu. Марганец находится в рассеянном состоянии в виде изоморфной примеси к железу и кальцию в окислах и силикатах.

Для кислых интрузивных пород мы не знаем примеров сколько-нибудь существенных месторождений тяжелых металлов. В нефелиновых сиенитах, богатых Na2O, как исключение известны крупные месторождения апатита, в которых в качестве минералов-спутников встречаются нефелин, в меньших количествах эгирин, щелочные амфиболы, сфен, титаномагнетит и др. Известны также месторождения лопарита.

Важнейшие ассоциации минералов в пегматитах. Главная масса пегматитовых образований, возникающих в глубинных условиях, связана с гранитами и нефелиновыми сиенитами. В большинстве случаев они представлены незначительными по объему телами неоднородного, часто зонального строения (см. рис. 53) и являющимися более поздними по отношению к материнским породам. Они нередко залегают в виде типичных жил. Реже наблюдаются столбообразные и линзообразные тела.

По строению среди пегматитовых образований различают тела с симметричным расположением зон по отношению к зальбандам и тела с несимметричным зональным строением.

Пегматиты издавна привлекали к себе внимание тем, что в их пустотах («занорышах») иногда встречаются друзы с хорошо образованными крупными кристаллами дымчатого кварца, топаза, турмалина, берилла и других драгоценных и полудрагоценных камней. Особый интерес представляют также графические срастания полевого шпата и кварца, происхождение которых окончательно еще не выяснено.

Обычные пегматиты состоят в основном из тех же минералов, что материнские породы, но представлены необычайно крупнозернистыми агрегатами. Однако во многих пегматитовых образованиях обычно в небольших количествах наблюдаются и другие, самые различные по составу минералы, содержащие редкие элементы (Li, Be, Sr, Rb, Cs, Y, редкие земли, Nb, Та, Zr, Hf, Th, U, W и др.), а также летучие (F, В, Cl и др.).

Весьма характерно, что в гранитовых пегматитах большинство редких минералов приурочено к участкам, подвергшимся альбитизации, т. е. замещению грубозернистых масс калиевых полевых шпатов альбитом, иногда до полного превращения их в мелкозернистые альбититы. Эти метасоматические явления относятся уже к более поздней, гидротермальной стадии процессов минералообразования.

Вопрос о происхождении пегматитов, несмотря на имеющийся большой фактический материал по их составу, сведенный в монографии акад. А. Е. Ферсмана «Пегматиты», пока остается неразрешенным. По представлениям А. Е. Ферсмана, пегматиты образовались из остаточных силикатных расплавов, обогащенных летучими соединениями. Процесс минералообразования сложен и протекает в широком интервале температур — от 700 до 100 °С. С этим связываются разнообразие минерального состава и сложное строение многих пегматитовых тел. В последнее время акад. А. Н. Заварицкий, исходя из физико-химических представлений, подверг критике «теоретическую схему Фогта — Ниггли» и пришел к выводу, что пегматиты образовались не путем кристаллизации какого-либо остаточного расплава, а путем перекристаллизации породы под влиянием остаточных газовых растворов, скопившихся в определенных местах и находившихся в равновесии с минералами этой породы.

Подробное деление гранитных пегматитов на типы дано А. Е. Ферсманом в его упомянутой монографии. Однако значительно изменяюще­еся количественное соотношение минеральных ассоциаций не позволяет провести резкой границы между разными типами. Мы здесь отметим лишь наиболее важные для промышленности и интересные в минералогиче­ском отношении типы.

1. Топазо-берилловые пегматиты. В центральных частях этих пегматитов среди друзовых полостей (см. рис. 53), стенки которых образованы гранями крупных кристаллов микроклина и дымчатого кварца, встречаются прекрасно образованные кристаллы бледноокрашенного топаза, а в других случаях — берилла, вернее, аквамарина (совместно эти минералы наблюдаются редко), «гребешки» пластинчатых кристаллов альбита, кристаллы лепидолита, турмалина, изредка касситерита, минералов Nb и Та и др. Ближе к зальбандам, среди зон «письменного гранита», встречаются кристаллы мусковита, турмалина, иногда биотита.

2. Турмалино-мусковитовые пегматиты (Мамско-Витимский район), имеющие важное промышленное значение, сравнительно бедны минералами и лишены миаролитовых пустот. Мусковитовые пегматиты, часто залегающие в гнейсах и слюдяных сланцах, кроме полевых шпатов (кислых плагиоклазов, микроклина), кварца и крупных скоплений мусковита, могут содержать турмалин, апатит, гранат, ортит, монацит, рутил, сульфиды и др. Богатые черным турмалином пегматиты, помимо обычных полевых шпатов, мусковита и часто хлоритизированного биотита в участках, сложенных серой кварцевой массой, кроме турмалина, в небольших количествах содержат иногда берилл, апатит и другие более редкие минералы.

3. Пегматиты с редкими элементами (Иттерби в Швеции) характеризуются широким разнообразием «черных» минералов (Nb, Та, Fe, Ti, Zr, Th, U, Y, редких земель, Sn, W и др.), таких как колумбит, танталит, ильменит, рутил, ильменорутил, циркон, торит, гадолинит, фергюсонит, самарскит, эвксенит, эшинит, касситерит, уранинит, монацит, ксенотим, ортит и др.

В этих же пегматитах встречаются апатит, гранат, турмалин, берилл, хризоберилл, фенакит, гельвин, топаз, флюорит, карбонаты, сульфиды и др.

4. Пегматиты с минералами лития содержат скопления таких минералов, как сподумен, лепидолит, иногда фосфаты лития (амблигонит, литиофиллит, трифилин), розовый, красный (рубеллит), синий или зеленый турмалин, бесцветный, розовый берилл (воробьевит), спессартин, марганцовистый зеленый апатит, касситерит, поллуцит, циркон, монацит, манганоколумбит, флюорит и др. Таким образом, для этого типа пегматитов характерны повышенные содержания Li, Mn, Са, а также Cs.

Кроме указанных пегматитов «чистой линии», А. Е. Ферсман различает также пегматиты «скрещения», возникающие в случае реакций пегматитовых растворов с вмещающими породами иного состава. Под влиянием этих реакций существенно меняется как химический, так и минеральный состав самих пегматитов и приконтактовых зон вмещающих пород. Например, при воздействии богатых кремнеземом гранитных пегматитовых рас­-т­воров на бедные им ультраосновные породы (серпентиниты) образуются пегматиты с сильно пониженным содержанием кремнезема и окиси калия, о чем можно судить не только по отсутствию в них кварца, но и по образованию основных (более бедных SiO2, но более богатых CaOи Аl2О3) плагиоклазов, иногда в парагенезисе с корундом. Зато серпентиниты в приконтактовых зонах замещены биотитом, тальком, актинолитом и хлоритами, т. е. минералами, более богатыми SiO2 по сравнению с серпентином.

Гораздо менее распространенные нефелино-сиенитовые пегматиты (Ильменские горы) в отличие от гранитных пегматитов не содержат кварца и обычно сложены микроклином, нефелином, нередко обогащены биотитом, лепидомеланом, в меньших количествах содержат эгирин, альбит, содалит, канкринит, циркон, апатит, иногда сфен, ильменит, минералы группы пирохлора, флюорит, гидраргиллит, цеолиты, кальцит. В других провинциях щелочных пород среди пегматитовых образований, помимо обычных щелочных силикатов, встречаются разнообразные сложные силикаты Zr, Ti, TR, Са, Na, Nb, Та (эвдиалит, лампрофиллит, ринколит), минералы группы перовскита (лопарит) и др.

Ассоциации минералов в контактово-метасоматических образованиях. Наиболее интенсивные проявления процессов реакционного метасоматоза (скарнообразования) приурочены и контактам массивов интрузивных, преимущественно среднекислых пород — кварцевых диоритов, гранодиоритов, монцонитов (см. рис. 54), с карбонатными вмещающими породами (известняками, отчасти доломитами). Согласно современным представлениям (Д. С. Коржинский), в контактовых ореолах, образу­ющихся в условиях сравнительно небольших глубин под влиянием постмагматических (пневматолито-гидротермальных) растворов, пропитывающих породы в зоне контакта, совершаются химические взаимодействия между интрузивной породой и известняками. При этом происходит изменение не только известняков (экзоконтактовый метаморфизм), но и застывшей интрузивной породы (эндоконтактовый метаморфизм).

Таким образом, процесс скарнообразования является относительно более поздним по сравнению с процессом кристаллизации магматиче­ских пород. При этом, как выяснилось, явления ассимиляции вмещающих пород магмой при ее внедрении не играют существенной роли в составе продуктов скарнообразования и связанного с ним оруденения.

На интенсивность развития процессов скарнообразования оказывают влияние не только состав выделяемых магмой эманации и не только форма, размеры, условия и глубина залегания материнских интрузивов, но также состав вмещающих пород и их тектоника. Исследования показывают, что эти процессы развивались преимущественно вдоль контактов различных по физическим свойствам и составу пород (гранитоидов и карбонатных пород), а также вдоль плоскостей отслаивания среди вмещающих разнородных осадочных толщ и вдоль зон нарушения в окружающих породах и иногда в самих гранитоидах. Наибольшие мощности скарновых тел часто приурочены к местам сочленения тектонических нарушений. В частности, с ними часто связаны богатые шеелитом кварцевые жилы.

Экзоконтактовый метаморфизм на ранней стадии выражается в образовании за счет известняка так называемых скарнов, т. е. богатых кальцием силикатов Mg, Fe, Al: гранатов, главным образом андрадита, пироксенов — салита, геденбергита, а также магнетита и гематита (часто в виде мушкетовита). Иногда образуются волластонит, датолит, скаполит, шеелит, гельвин, ильваит и др. Нередко скарны имеют сложное строение и мощность их достигает десятков метров. Местами они совершенно не проявляются, и интрузивная порода контактирует непосредственно с известняками.

Эндоконтактовые изменения выражаются в образовании безжелезистых, но богатых кальцием и более бедных кремнеземом силикатов: плагиоклазов (вплоть до анортита), диопсида за счет роговой обманки, гроссуляра, везувиана и др.

Сравнивая составы образующихся минералов между собой, нетрудно видеть, что в зоне эндоконтактового метаморфизма имел место привнос главным образом Са и частичный вынос Si, Al и Fe, которые участвуют в экзоконтактовом метаморфизме известняков. Однако главная масса железа, входящего в состав магнетита, гематита, андрадитовых и геденбергитовых скарнов, а также магния, несомненно, привносится с растворами в виде каких-то легкорастворимых, вероятнее всего, хлористых, соединений. Интенсивность метаморфизма, очевидно, связана с химической активностью растворов, обусловленной растворенными в них минерализаторами (Cl, F, B и др.).

В более позднюю стадию контактового метаморфизма, отвечающую уже типичной гидротермальной стадии, имеет место разложение скарнов с образованием эпидота, хлоритов в сопровождении кварца, кальцита, флюорита и нередко сульфидов: пирротина, халькопирита, пирита, иногда кобальтина, молибденита и др.

В генетической связи с экзоскарнами известны крупные месторождения магнетитовых (горы Магнитная, Высокая и др.), вольфрамовых и молибденовых (шеелита и молибденита), медных, изредка свинцово-цинковых и других руд. Образование сульфидных месторождений отвечает более низкотемпературной стадии процессов рудообразования, нередко наложенной на более ранние процессы образования магнетитовых залежей и скарнов.

При контактовых воздействиях кислых интрузий на не содержащие кальция или бедные им вмещающие породы (глинистые сланцы, мергели, туфы, песчаники и т. д.) возникают обычно тонкозернистые, плотные, лишенные сланцеватости метаморфические породы, носящие название роговиков1. Под микроскопом в этих породах в зависимости главным образом от исходного состава наблюдаются самые разнообразные парагенетические ассоциации минералов: плагиоклазов, пироксенов, гранатов, кордиерита, силлиманита, андалузита, шпинели, кварца, эпидота, хлоритов, топаза, турмалина, скаполита, флюорита, апатита, иногда касситерита, магнетита, сульфидов и др.

Контактовые образования в известняках и доломитах в связи с основными интрузивными породами встречаются редко. Замечательным примером этого типа образований являются Нязямские и Шишимские минеральные копи в Златоустовском районе (Южный Урал). Здесь в контактовом ореоле габбро с карбонатными породами среди мраморов, гранато-пироксеновых и талько-хлоритовых пород возникли главным образом силикаты Са, Mg, Fe, Al и Ti. В пустотах среди метаморфических пород встречаются великолепные кристаллы гранатов (от гроссуляра до андрадита), привлекавшие внимание минералогов еще в прошлом столетии диопсида, титанита, актинолита, везувиана, гумита, хондродита, эпидота, клинохлора, ксантофиллита (из группы хрупких слюд), перовскита, ильменита, апатита, хлорошпинели, магнетита, магнезиоферрита, гематита, гидраргиллита и др.

Минералы гидротермальных месторождений полезных ископаемых. Подавляющая масса гидротермальных месторождений (см. рис. 55) генетически связана с интрузивами кислых изверженных пород и образуется в условиях средних и малых глубин. Эти месторождения обычно представлены типичными жилами, залегающими среди самых разнообразных по составу и происхождению горных пород. Меньшей распространенностью пользуются метасоматические тела, развитые преимущественно среди известняков и в виде вкрапленников среди других, большей частью гидротермально измененных пород.

Допускают, что для наиболее высокотемпературных образований выпадение минералов из растворов начиналось при температурах около 400 °С, и то лишь для тех месторождений, которые своими «корнями» непосредственно связаны с материнскими интрузивами. Большинство же гидротермальных месторождений образовалось в условиях гораздо более низких температур, как об этом свидетельствуют пока еще отрывочные данные по изучению гомогенизации газово-жидких включений в минералах при нагревании2.

Для многих жильных гидротермальных месторождений характерна многостадийность минерализации, т. е. неоднократное возобновление циркуляции рудоносных растворов в связи с повторными приоткрываниями трещин. Наложение новых стадий минерализации выражается либо в образовании разновозрастных, иногда пересекающихся прожилков в ранее отложенном материале, либо брекчий, в которых обломки ранних минеральных образований цементируются более поздними, либо, наконец, в пересечении жил между собой. При этом минеральный состав нередко меняется, что свидетельствует и об изменении состава последовательно поступающих растворов. Последнее обстоятельство, по представлениям акад. С. С. Смирнова, связано с прерывистой деятельностью гидротермальных растворов, появлявшейся в пределах одних и тех же трещин или вдоль вновь возникавших в пределах рудного поля в связи с возобновлением трещинообразования.

В гидротермальных месторождениях распространены минералы таких важнейших для промышленности элементов (см. рис. 55), какими являются цветные металлы — Сu, Pb, Zn, (Cd), (In), (Ge); редкие металлы — W, Sn, Mo, Ni, Co, Bi, As, Sb, Hg, Те; благородные металлы— Au и Ag; радиоактивные металлы— U, отчасти редкие земли и иногда черные металлы — Fe, Mn. С некоторыми гидротермальными месторождениями связаны скопления нерудного минерального сырья; талька, асбеста, флюорита, барита, магнезита, исландского шпата, алунита и др.

Главная масса металлогенных элементов в гидротермальных месторождениях наблюдается в виде сульфидов, арсенидов, в меньшей степени — в виде самородных металлов (Au, Ag, Cu, Bi, As, Sb, Те), отчасти — в виде кислородных соединений (Sn, W, Fe, Mn и др.). Все это — элементы правой части таблицы Менделеева (построенной по длинным периодам), образующие ионы с 18-электронной оболочкой и примыкающие к ним слева элементы с несимметричным строением ионов. Из типичных петрогенных элементов среди гидротермальных образований подавляющее значение имеет Si, главным образом в виде кварца и отчасти силикатов (турмалина, хлорита, талька и др.), а также Са и Mg, обычно в виде карбонатов, в меньшей степени — силикатов (Mg), флюорита (Са) и др. Алюминий обычно не является характерным элементом минералов, отложенных из гидротермальных растворов; минералы Al (в виде хлоритов, слюд, алунита и др.) преимущественно возникают при изменении глиноземсодержащих боковых пород. Щелочи также устанавливаются лишь в виде новообразований в гидротермально измененных боковых породах (слюды, серицит), а также в газово-жидких включениях (см. рис. 190) внутри рудообразующих минералов. Для бария в некоторых месторождениях весьма характерен сульфат (барит), изредка карбонат (витерит).

Главная масса гидротермальных жил обычно сложена почти сплошным кварцем, выходы которого на земной поверхности нередко наблюдаются в виде глыб, находящихся на месте коренного месторождения или несколько снесенных по склону. При этом сульфидоносные кварцевые массы содержат многочисленные пустоты выщелачивания и трещинки, выполненные продуктами окисления сульфидов (лимонитом, медной синью и зеленью и др.).

Гидротермальные рудные месторождения характеризуются широким разнообразием минеральных ассоциаций, которое зависит, очевидно, прежде всего от состава самих растворов и состава боковых пород, с которыми нередко взаимодействуют растворы, насколько можно об этом судить по их изменениям.

На парагенетические отношения минералов в рудах, несомненно, влия­ет также режим серы и кислорода в растворах, что в значительной мере зависит от глубины, на которой формируются месторождения3.

В ряде случаев по мере приближения к материнскому интрузиву изверженных пород (см. рис. 55) явно замечается изменение состава минеральных ассоциаций. Наконец, разнообразие парагенетических ассоциаций минералов в рудах нередко связано с наложениями новых порций растворов, меняющегося состава или с постепенными фациальными изменениями в минеральном составе руд в связи с физико-химическими условиями рудообразования.

Мы не будем рассматривать всего разнообразия минеральных ассоциаций в гидротермальных месторождениях (они подробно разбираются в курсе рудных месторождений), а ограничимся лишь отдельными характерными примерами.

1. Кварцево-вольфрамитовые, кварцево-касситеритовые и кварцево-молибденитовые жилы обычно наблюдаются в непосредственной близости или даже среди материнских интрузивов кислых изверженных пород. Жилы в основном сложены кварцевой массой, в которой в одних случаях в виде вкраплений присутствуют, преимущественно у зальбандов, кристаллы вольфрамита, нередко крупных размеров, в других — касситерит, в третьих — молибденит в тонкочешуйчатых формах среди кварцевой массы или в виде крупнопластинчатых оторочек по краям жил. Эти минералы встречаются также совместно в одних и тех же жилах. В виде минералов-примесей местами устанавливаются: шеелит, арсенопирит, самородный висмут, пирротин, пирит, сфалерит, халькопирит, в других жилах — полевые шпаты, слюды, иногда флюорит, топаз, берилл, турмалин и др. Часто устанавливаются околожильные изменения боковых пород, выражающиеся либо в грейзенизации гранита с новообразованиями кварца, мусковита, литиевой слюды, флюорита, реже топаза, турмалина и др., либо в образовании слюдяных или кварцево-слюдяных оторочек за счет осадочных или метаморфических пород, в которых залегают эти жилы.

2. Золотосодержащие кварцевые жилы обычно почти не содержат примесей каких-либо других минералов. Однако нередко в парагенезисе с самородным золотом встречаются в очень незначительных, а иногда и существенных количествах (Березовское, Дарасунское месторождения) самые обычные сульфиды: пирит, галенит, сфалерит, халькопирит, арсенопирит, блеклые руды; из нерудных минералов, кроме кварца, иногда в значительных количествах присутствуют кальцит, доломит, барит. Распределение золота в жилах, как правило, крайне неравномерное.

Известны также кварцево-турмалиновые и кварцево-шеелитовые золотосодержащие жилы. Среди месторождений, образовавшихся в близповерхностных условиях, встречаются редкие типы с теллуридами золота и серебра.

3. Месторождения сульфидных руд наиболее широко распространены среди гидротермальных образований. По своему составу они чрезвычайно разнообразны. По промышленному содержанию в них того или иного металла различают месторождения медных, свинцово-цинковых, полиметаллических, мышьяковых, сурьмяных и других руд. Нерудные минералы чаще всего представлены кварцем и карбонатами, реже баритом, хлоритом и др.

3.1. Медные месторождения жильного типа (Зангезурское) обычно представлены пиритом, халькопиритом, блеклыми рудами, иногда борнитом, эндогенным халькозином, энаргитом, изредка в сопровождении молибденита, висмута и др. Кроме того, известны крупные месторождения типа вкрапленников, приуроченных к гидротермально измененным апикальным частям интрузивов и гранитоидных пород порфирового облика.

3.2. Свинцово-цинковые месторождения в виде жил (Садонское) или метасоматических залежей в известняках (Кан-сай) представлены главным образом сфалеритом и галенитом, нередко серебросодержащим, иногда висмутсодержащим. Спутниками в этих рудах обычно являются: пирит, халькопирит, блеклые руды, арсенопирит, реже пирротин, станнин, касситерит, а в некоторых случаях также буланжерит, джемсонит, бурнонит, прустит, пираргирит, стефанит и др.

Строение галенито-сфалеритовых (как и многих других сульфидных) жил часто крайне неоднородное. Рудные минералы либо наблюдаются в виде вкраплений, либо составляют сплошные участки неправильной формы, либо распределяются в виде полос, либо выполняют межобломочное пространство в брекчиях и т. д. В некоторых гидротермальных месторождениях, образовавшихся в близповерхностных условиях, устанавливается симметрично полосчатое строение жил.

3.3. Полиметаллические месторождения, т. е. такие, в которых содержится в промышленных количествах несколько металлов, могут иметь самый различный состав. Примером являются алтайские полиметаллические руды, содержащие Zn, Pb, Cu, Ag и Аu, представленные сфалеритом, галенитом, пиритом, халькопиритом, тетраэдритом, иногда арсенопиритом, самородным золотом, изредка теллуридами Рb и Ag. Нерудные минералы — кварц, барит, анкерит, серицит — присутствуют в этих рудах обычно в небольших количествах. Изменение боковых пород, как и для многих других сульфидных месторождений, выражается в ороговиковании (окремнении), серицитизации или хлоритизации.

3.4. Мышьяковые месторождения представлены либо арсенопиритовыми рудами, в которых иногда присутствует золото, иногда висмут (обычно в виде висмутина), либо реальгаро-аурипигментовыми рудами с кварцем и кальцитом и в виде примеси с марказитом, антимонитом и др. Условия образования тех и других существенно различны. Реальгаро-аурипигментовые руды в отличие от первых возникают в условиях низких температур и давлений.

3.5. Сурьмяные месторождения представляют собой типичные кварцево-антимонитовые жилы, в которых в очень незначительных количествах встречаются пирит и другие сульфиды, изредка золото.

3.6. В ртутных месторождениях почти единственным ртутьсодержащим минералом является киноварь, которая нередко ассоциирует с антимонитом, иногда с примесью марказита, пирита, арсенопирита, а из нерудных минералов обычны кварц, халцедон, кальцит, флюорит, барит и другие (Хайдаркан). Это типичные низкотемпературные гидротермальные месторождения.

4. Упомянем также о редких, оригинальных по составу месторождениях арсенидных руд никеля, кобальта с самородным висмутом и серебром (Шнееберг в Саксонии). Из арсенидов никеля и кобальта в них распространены: никелин, хлоантит — шмальтин, раммельсбергит — саффлорит, скуттерудит, нередко в ассоциации с самородным мышьяком, а также самородным висмутом и самородным серебром.

В некоторых месторождениях наряду с ними встречаются урановая смолка и редкие сульфиды (пирит, марказит, метаколлоидный сфалерит, галенит, блеклая руда, герсдорфит, миллерит, аргентит, прустит, пираргирит, дискразит и др.). Нерудные минералы представлены обычно кварцем и анкеритом или доломитом.

5. Типичные гидротермальные образования представляют также флюоритовые месторождения. Флюорит как спутник встречается во многих типах пневматолито-гидротермальных месторождений, начиная от грейзенов и некоторых оловорудных месторождений и кончая низкотемпературными месторождениями киновари. Однако флюорит нередко дает столь значительные скопления, особенно в условиях низких температур и давлений, что представляет самостоятельный промышленный интерес. По способу образования среди них различают жильные и метасоматиче­ские — в известняках. В ассоциации с флюоритом в небольших количествах встречаются пирит, марказит, халькопирит, галенит, кварц, кальцит, иногда гематит, барит, халцедон, адуляр и др. Сплошные массы флюорита иногда образуют концентрически-зональные агрегаты радиально-лучистого строения с различной окраской разных зон и отдельных кристаллов (фиолетовой, зеленой, розовой, молочно-белой). Встречаются и совершенно бесцветные прозрачные кристаллы.

6. Баритовые гидротермальные месторождения обычно образуются в условиях низких температур и близ земной поверхности. В них в одних случаях наряду с явно преобладающим баритом в небольших количествах встречаются сульфиды (чаще пирит, халькопирит, галенит, сфалерит), сидерит, кварц, цеолиты, а в других — окислы железа (гематит). Первый парагенезис минералов указывает на относительно восстановительную обстановку образования, а второй — на явно окислительную. Типичным примером жильных образований являются месторождения ряда районов Грузии, где нередко наблюдается симметрично-полосчатое строение жил, указывающее на периодическое заполнение трещинных полостей, начиная от стенок.

Минералы эффузивных горных пород и продукты вулканических эксгаляций. Наибольшим распространением из эффузивных пород пользуются представители основных (базальты или диабазы, андезиты или порфириты) и кислых (липариты или кварцевые порфиры), реже щелочных магм (лейцитофиры). Характерной особенностью всех этих пород является присутствие в них в том или ином количестве вулканического стекла или продуктов его разложения.

Минеральный состав эффузивных пород достоверно удается установить только под микроскопом. Лишь в породах с порфировой структурой на глаз можно различить вкрапления кристаллов: зеленого оливина в черном оливиновом базальте, полевых шпатов в темно-серых порфиритах и светлоокрашенных кислых бескварцевых порфирах, роговой обманки в роговообманковых порфиритах, кварца в светлых кварцевых порфирах, лейцита в лейцитофирах.

В миндалекаменных породах, т. е. пузырчатых лавах, в которых округлые пустоты выполнены минеральным веществом, часто наблюдаются позднейшие отложения минералов обычно гидротермального происхождения, главным образом халцедона, кварца, в других случаях — кальцита, цеолитов, иногда тридимита и других минералов. В крупных миндалинах — жеодах нередко устанавливается концентрически-слоистое строение халцедоно-кварцевой массы (агаты). Миндалины и жеоды чаще встречаются в более бедных кремнеземом эффузивных породах: базальтах, мелафирах, пироксеновых порфиритах.

Как продукт вулканических эксгаляций в пустотах на стенках кратеров и в трещинах наблюдаются различные по составу минералы: нашатырь, галит, сильвин, изредка хлориды Fe, Cu, Mn, Al, Mg и др., затем сассолин, карбонаты, самородная сера, марказит, ковеллин, реальгар, аурипигмент и др., а местами более высокотемпературные: гематит, магнезио­феррит. шпинель, тридимит, кварц, иногда лейцит, пироксены, полевые шпаты (санидин, анорит), топаз и др.

В местах деятельности сольфатар при выделении сероводорода и продуктов его окисления (сернистой и серной кислот), проникающих вдоль трещин в эффузивных породах, наблюдаются сильные изменения боковых пород, выражающиеся в осветлении и выщелачивании вещества, а также в отложении новообразований. При этом породы за счет выноса более легкорастворимых компонентов обогащаются SiO2, Al2O3 и SO3. Породы обычно подвергаются каолинизации с образованием вкрапленных сульфидов железа и сульфатов, причем из последних более других распространены гипс, алунит, калиевые и аммониевые квасцы. Известны также редкие силикофториды аммония и калия и другие малоустойчивые минералы.

Месторождения полезных ископаемых, генетически связанные с эффузивной вулканической деятельностью, встречаются гораздо реже и не столь разнообразны, как это мы имеем для месторождений, связанных с глубинными интрузивами. В гипабиссальных (неглубоко залегающих) массивах кислых эффузивных пород третичного или четвертичного возраста известны случаи нахождения типичных жил сплошных пирито-марказитовых руд с почковидной поверхностью рудной массы в пустотах, залегающих в каолинизированных зонах дробления.

Широко распространенные на Урале колчеданные залежи, богатые сульфидами (главным образом пиритом, в меньшей степени халькопиритом, сфалеритом и др.), но бедные нерудными минералами, пространственно приурочены к древней, местами сильно метаморфизованной толще вулканогенных эффузивных пород силуро-девонского возраста. Генетически они связаны, очевидно, с субвулканическими интрузивами. Для неметаморфизованных колчеданных залежей весьма характерны колломорфные образования, в составе которых, кроме указанных минералов, иногда принимают участие марказит и вюртцит, свидетельствующие о кислом характере растворов.

Интересны случаи образования в массовых количествах самородной серы в некоторых районах проявлений современной вулканической деятельности. Например, в Японии гейзер, начавший действовать в кратере вулкана Иосан, после длительного периода спокойной сольфатарной дея­тельности периодически выбрасывал перегретый пар и чистую расплавленную серу, которая переливалась через край кратера и стекала в долину, образуя застывшие потоки. Очевидно, первоначально самородная сера накапливалась в процессе действия сольфатор на некоторой глубине в условиях неполного окисления сероводорода.

Следует упомянуть, наконец, о многочисленных холодных и горячих минеральных источниках, действующих в районах потухшей вулканиче­ской деятельности.

Минералы коры выветривания. В изучение минералогии коры выветривания горных пород и зоны окисления рудных месторождений немалый вклад внесли советские ученые (акад. В. И. Вернадский, акад. С. С. Смирнов, И. И. Гинзбург, Ф. В. Чухров и др.).

Благодаря их трудам наши современные представления о процессах, протекающих в коре выветривания, значительно расширились. Продукты экзогенных процессов, особенно процессов выветривания, характеризуются необычайным разнообразием тонкодисперсных минеральных образований, возникающих в результате сложных реакций с О2, СО2 воздуха и Н2О, а также в процессе жизнедеятельности организмов, играющих огромную роль в разложении многих минералов. Наиболее легко разлагаются те первичные минералы, которые в своем составе содержат элементы в низших степенях валентности (Fe2+ в сидерите, S2– в сульфидах и др.), или элементы, способные давать с СО2 легкорастворимые бикарбонаты (Na, К в полевых шпатах, Mg в оливине, серпентине и др.). В образовании коллоидных осадков огромную роль играют явления гидролиза растворимых солей, возникающих при процессах окисления, с выпадением гидроокислов сильно поляризующих катионов, обладающих малыми размерами ионов (Fe3+, Al3+, Si4+, Mn4+ и др.).

Таким образом, состав накапливающихся в коре выветривания минеральных образований в значительной степени зависит от состава первичных пород и руд. При этом химически стойкие, не поддающиеся разложению при воздействии поверхности агентов минералы механически скопляются в продуктах выветривания и при их размыве переходят в россыпи. К ним относятся такие минералы, как кварц, магнетит, гематит, корунд, шпинель, хромшпинелиды, ильменит, рутил, касситерит, апатит, монацит, шеелит, циркон, топаз, турмалин, дистен, андалузит, киноварь, самородное золото, осмистый иридий, платина, алмаз и др.

Наиболее интенсивные процессы химического разложения минералов наблюдаются в зоне окисления сульфидных месторождений (см. рис. 57). Характернейшей особенностью химических реакций в этой зоне является то, что все сульфиды при окислении проходят так называемую сульфатную стадию, т. е. превращаются вначале в соли серной кислоты (FeS > FeSO4, PbS → PbSO4 и т. д.). Это обстоятельство имеет очень важное значение для понимания явлений миграции металлов в зоне окисления, так как растворимость сульфатов разных металлов различна. Минеральные ассоциации, возникающие при окислении сульфидных месторождений, лучше рассмотреть соответственно типам первичных руд.

В медносульфидных месторождениях, богатых пиритом, халькопиритом и другими сульфидами меди, в зоне окисления (железной шляпе) образуются обильные гидроокислы железа — лимонит, гётит, так как возникающий за счет железа сульфидов сульфат FeSO4 в условиях до­ступа кислорода легко переходит в сульфат Fe3+ — Fe2[SO4]3, тут же подвергающийся гидролизу с образованием нерастворимых гидроокислов железа. Медь в виде легкорастворимого сульфата в просачивающихся водах мигрирует к уровню грунтовых вод. Следовательно, зона окисления сильно обедняется медью. Наоборот, в зоне вторичного сульфидного обогащения (см. рис. 53) происходит весьма существенное увеличение содержания меди в рудах за счет образования вторичных, богатых медью сульфидов — ковеллина, халькозина, иногда борнита, возникающих на месте первичных сульфидов в результате реакций их с меденосными рас­т­ворами. Таким образом, если в железной шляпе наблюдаются хотя бы признаки кислородных соединений меди — малахита, азурита, хризоколлы и др., то можно быть уверенным в том, что ниже уровня грунтовых вод будет располагаться обогащенная медью зона вторичных сульфидов.

В районах с сухим жарким климатом при малом количестве выпада­ющих осадков в зоне окисления сульфидных месторождений встречаются участки полуокисленных руд. При изучении под микроскопом таких руд, содержащих медные сульфиды, обычно наблюдается сочетание гидроокислов или кислородных солей с вторичными сульфидами, главным образом ковеллином и халькозином.

В случае окисления бедных серой халькозиновых руд часто образуются куприт и самородная медь. Реже встречаются фосфаты и арсенаты меди — либетенит, оливенит и др., иногда силикаты диоптаз (аширит), хризоколла. Водные и основные сульфаты меди — халькантит, брошантит и др., а также железа — мелантерит, ярозит и др. обычно устанавливаются в странах с жарким сухим климатом.

В свинцово-цинковых месторождениях, богатых сфалеритом и галенитом, кроме гидроокислов железа, образующихся за счет вездесущего пирита, в значительных количествах устанавливаются вторичные минералы свинца. Первоначально образующийся за счет галенита англезит PbSO4, как труднорастворимое вещество, часто тонкой коркой обволакивает остатки чистого галенита, предохраняя его от дальнейшего разрушения. Лишь снаружи он переходит в церуссит, также трудно растворимый в водах. В небольших количествах иногда встречаются другие кислородные соли свинца: молибдаты — вульфенит, фосфаты — пироморфит, арсенаты миметезит, ванадаты — ванадинит, изредка хроматы — крокоит и др. Если мы примем во внимание, что двухвалентный катион Рb2+ обладает сравнительно крупными размерами (см. рис. 206), то нет ничего удивительного в том, что он в зоне окисления с такими крупными комплексными анионами, как SO4, РО4, AsO4, VO4, МоО4 и CrO4, дает химически стойкие соединения.

Совершенно иначе ведет себя цинк. Сфалерит легко разлагается, и цинк в виде растворимого в воде сульфата почти нацело выносится из зоны окисления. Если в нижних горизонтах этой зоны сульфатные растворы цинка встречают известняки (в боковых породах), то в результате обменных реакций образуются смитсонитовые руды (см. рис. 223). Если же боковые породы представлены сланцами или другими химически неактивными породами, то сульфат цинка достигает уровня грунтовых вод и в зоне истечения уходит за пределы месторождения (вторичное сульфидное обогащение для цинка не имеет места). Иногда в зоне окисления встречаются силикаты Zn — гемиморфит, виллемит, изредка фосфаты, арсенаты и др.

Таким образом, свинец и цинк, чрезвычайно тесно связанные друг с другом в виде сульфидов в эндогенных месторождениях, в зоне окисления разобщаются. Это обстоятельство всегда можно иметь в виду при поисках месторождений (отсутствие цинка в пробах окисленных свинцовых руд еще отнюдь не говорит об отсутствии сфалеритовых масс в первичных рудах).

По-иному ведет себя и серебро, часто устанавливаемое в свинцово-цинковых рудах. В нижних частях зоны окисления оно наблюдается иногда в самородном виде в ассоциации с аргентитом. В странах с жарким и сухим климатом оно нередко переходит в устойчивые галоидные соединения — кераргирит и др.

Богатые арсенопиритом и другими арсенидами железа руды в зоне окисления образуют скородитовые массы, нередко проникнутые гидроокислами железа. Арсениды никеля в этих условиях дают аннабергит, арсениды кобальта — эритрин. Сульфиды сурьмы превращаются в окислы: кермезит (Sb2S2O), валентинит (Sb2O3), стибиконит (Sb3O6OH) и др. За счет сульфидов висмута обычно возникает основной карбонат — бисмутит. При выветривании молибденита образуются повеллит и ферримолибдит и т. д.

Легко разрушаются карбонаты, содержащие Fe2+ и Мn2+, образуя гидроокислы. Вообще минералы, содержащие марганец в низших степенях валентности (родонит, манганит, браунит, гаусманит и др.), в зоне окисления легко разлагаются и переходят в окислы и гидроокислы Mn4+, вернадит, пиролюзит и псиломеланы, образуя марганцевые шляпы. В условиях интенсивного выветривания разлагаются и силикаты железа (серпентин, хлориты, гранаты, пироксены и др.) с образованием рыхлых бурых железняков на месте пород, богатых этими минералами (в частности, скарнов).

При интенсивном выветривании силикатных горных пород за счет остаточных продуктов могут возникать новые месторождения полезных ископаемых, имеющих площадное распространение. На месте кислых изверженных пород, бедных железом, но богатых глиноземом, в условиях умеренного климата образуются каолиновые залежи, а при латеритном выветривании в условиях жаркого и влажного климата — бокситы, состо­ящие главным образом из гидроокислов алюминия — гиббсита, бёмита и диаспора.

Особый интерес представляют мощные коры выветривания ультраосновных, богатых магнезией пород, главным образом серпентинитов, с образованием никелевых силикатных руд, содержащих ревдинскит, гарниерит, никеленосные галлуазиты и др. (месторождения Южного Урала). При химическом разрушении силикатов главная масса магния, связываясь с СО2, растворенной в водах, уносится в нижние горизонты коры выветривания, где выпадает в виде магнезита. Железо, наоборот, в виде рыхлых гидроокислов скопляется на поверхности. Кремнезем, освобождаясь при разрушении кристаллических структур силикатов, переходит в коллоидный раствор, частью дает новообразования в виде нонтронита, галлуазитов (ниже зоны железной шляпы), частью выпадает в виде опала и халцедона, которые в нижних горизонтах нередко метасоматически развиваются на месте первичных пород. Гидросиликаты никеля образуются в зоне развития нонтронита. Встречаются кобальт- и никельсодержащие гидроокислы марганца — асболаны.

Следует также упомянуть, что в корах выветривания, кроме указанных выше минералов, в виде новообразований встречаются и многие другие: гипс, арагонит, кальцит, ярозит, самородная сера (при разложении гипса), различные фосфаты, а в сухих местностях в виде выцветов — селитра, квасцы и другие легкорастворимые сульфаты, карбонаты и галоидные соединения различных элементов.

Минералы осадочных горных пород и месторождений полезных ископаемых. В области изучения минералогии осадочных образований советскими учеными были достигнуты также большие успехи (акад. А. Д. Архангельский, Б. П. Кротов, Г. М. Страхов, Л. В. Пустовалов и др.). Особого внимания заслуживают достижения наших ученых по установлению закономерностей фациальных изменений в осадках в зависимости от физико-химических условий минералообразования.

Осадочные слоистые горные породы и руды преимущественно образуются в озерных и морских бассейнах. Среди них выделяют две главные группы: 1) обломочные, или кластические, породы, состоящие в основном из продуктов механического разрушения изверженных пород и кристаллических сланцев; 2) химические осадки — кристаллические, коллоидальные, а также органического происхождения.

Типичными представителями обломочных осадочных пород (механических осадков) являются пески и песчаники, состоящие главным образом из окатанных зерен кварца, иногда с примесью значительного количества полевых шпатов. Изредка в них присутствуют обломки раковин, глауконит, а из акцессорных — магнетит, циркон, рутил, апатит, турмалин и др. Цементом между обломками в песчаниках обычно служит глинистое вещество, реже карбонаты (кальцит), еще реже гидроокислы железа и марганца. В грубозернистых песчаниках и конгломератах роль обломков играют гальки горных пород.

Если размыву подвергаются месторождения и горные породы, содержащие важные в промышленном отношении, химически стойкие минералы (алмаз, золото, платину, касситерит и др.), то в механических осадках в случаях их перемыва происходит обогащение ценными минералами с образованием речных или морских прибрежных россыпей.

Характернейшей особенностью химических процессов, приводящих к образованию осадочных горных пород, является то, что при разложении породообразующих силикатов и алюмосиликатов щелочей и двухвалентных металлов (Са, Mg, Fe, Мn), слагающих изверженные и частью метаморфические породы, в процессе миграции происходит разобщение этих элементов и раздельное осадконакопление: в одних местах — гидросиликатов Аl (глин), в других — кремнистых осадков, в третьих — преимущественно соединений Са, в четвертых — Al, Fe и Мn, в пятых — Na, К, Mg и т. д.

Глины, сланцеватые глины и глинистые сланцы, слагающие нередко мощные толщи, в главной массе состоят из переотложенных продуктов химического разрушения горных пород: в одних случаях — из каолинита, в других — из бейделлита, монтмориллонита. В качестве примесей наиболее часто встречается обломочный кварц, иногда в значительных количествах (песчанистые глины), слюды, органические остатки, тонкодисперсные карбонаты (мергели), а также опал, гидроокислы Fe, мельниковит, иногда в виде конкреций марказит и пирит, углистые или битуминозные вещества и др.

Кремнистые осадочные породы, состоящие частью из химически отложенного кремнезема, сложены опалом, халцедоном, отчасти кварцем. Из органических остатков в одних породах присутствуют обильные обломки кремнистых спикулей губок (спонголиты), в других — радиолярии (плотные яшмы), в третьих — скелеты диатомей (рыхлые трепелы). Легкие, тонкопористые опало-халцедоновые породы, не содержащие органических остатков, носят название опок. Из примесей часто присутствуют глинистые вещества (каолинит), иногда глауконит, обломки кварца и других минералов.

Карбонатные породы (известняки и доломиты), нередко выступа­ющие в обнажениях в виде огромных массивов, почти целиком состоят из кальцита или доломита или смеси этих минералов. Нередко присутствуют также глинистое вещество, кластический материал (кварц), глауконит, иногда халцедоно-кварцевые стяжения (кремни), фосфоритовые конкреции, изредка скопления целестина, барита, гипса, а также битумов и газов (сероводород). Во многих известняках в большем или меньшем количестве наблюдаются остатки различных организмов — обломков раковин моллюсков, брахиопод, фораминифер, обломки кораллов и др. (рис. 387). Некоторые разности известняков (оолитовые) обладают признаками коллоидно-химических осадков.

Богатые железом коллоидно-химические осадки (железорудные месторождения) встречаются в некоторых пресноводных озерах (а также болотах) северных областей, а крупные ископаемые осадочные месторождения, согласно геологическим данным, приурочены к лагунам или прибрежным зонам морских бассейнов (Керченское месторождение).

Главными минералами осадочных железорудных месторождений являются гидроокислы трехвалентного железа — лимонит и гётит (часто как продукты окисления сидерита, гидросиликатов железа). В ассоциации с ними иногда наблюдаются опал, вивианит, барит, окислы марганца и др. Более глубоководные фации сложены оолитовыми гидросиликатами железа (лептохлоритами) — шамозитом, тюрингитом и другими хлоритами, богатыми двухвалентным железом, нередко в ассоциации с сидеритом, который встречается также в виде самостоятельных пластов (Аятское и другие месторождения на Урале). В виде примесей к сидериту нередко устанавливаются сульфиды (пирит, изредка пирротин), крайне редко образующие более значительные скопления.

В осадочных месторождениях марганца, большей частью приуроченных к толщам кремнистых или кремнисто-глинистых осадочных пород, более детально изучены смены фаций, различающихся по составу. Руды более прибрежных участков сложены преимущественно соединениями четырехвалентного марганца — пиролюзитом и псиломеланами в сопровождении рыхлого или плотного опала и глинистых веществ. По мере удаления от береговой линии в более глубоководных зонах, в условиях недостатка кислорода, эти руды сменяются манганитовыми рудами, в которых часть марганца присутствует уже в виде Мn2+, нередко в ассоциа­ции с глауконитом (в кремнистых прослоях). Наконец, еще далее от береговой линии распространены сплошные карбонатные руды, состоящие из родохрозита, манганокальцита (т. е. минералов, содержащих марганец только в двухвалентном состоянии) в ассоциации с опалом, а также марказитом, пиритом, изредка баритом и др., что указывает на явно восстановительные условия сероводородного брожения и разложения оседающих на дно органических остатков с образованием СО2. Таковы, например, закономерности фациальных изменений в марганценосных осадках Чиатурского, Полуночного и других месторождений.

Месторождения фосфоритов в виде конкреций желваков или оолитов, приуроченные к более глубоководным участкам шельфа, располагаются среди карбонатных пород или глауконитовых песчаников. В скоплениях фосфатов кальция часто устанавливаются песчинки кварца, глауконит, иногда пирит и другие минералы. По современным представлениям (А. В. Казаков), главным агентом, переводящим в раствор фосфаты, содержащиеся в гибнущих морских организмах, является углекислота, содержание которой в слоях воды ниже зоны фитопланктона повышается в силу окисления отмирающего живого вещества. Этим объясняется обогащение СО2 и фосфором океанических вод на глубине 500–1500 м. В тех случаях когда благодаря восходящим донным течениям эти воды, богатые СО2 и P, попадают в береговую поверхностную зону морского бассейна, имеет место удаление части углекислоты в зону фитопланктона, а в силу этого и пересыщение данных вод фосфором, что приводит к выпадению коллоидальных фосфатов в виде фосфоритовых желваков.

Соляные отложения, образующиеся в виде кристаллических осадков в условиях жаркого сухого климата в усыхающих озерах или частично изолированных морских бассейнах, содержат большей частью хлориды — галит, реже сильвин, карналлит и др., сульфаты — мирабилит, тенардит, астраханит, эпсомит, кизерит, каинит, полигалит, гипс, ангидрит и др. Выпадение солей из морских вод, как показывают наблюдения над последовательностью чередования слоев и физико-химические исследования Вант-Гоффа, акад. Н. С. Курнакова и его учеников, происходит в определенном порядке: первыми выпадают труднорастворимые соли (карбонаты и сульфаты кальция), а наиболее легкорастворимые соединения (сульфаты и особенно хлориды Mg и К) остаются в растворе до самого последнего момента. Однако порядок выпадения сильно зависит также от соотношения концентраций солей в растворе. Некоторые более растворимые соли в случае высокого содержания их в растворе будут выпадать первыми.

В идеальном случае выделение солей из морской воды идет в таком порядке: 1) гипс, ангидрит; 2) галит в ассоциации с гипсом, ангидритом и полигалитом; 3) кизерит с галитом, каинитом, полигалитом и др.; 4) карналлит с галитом, кизеритом и др.; 5) бишофит с карналлитом, галитом и другими легкорастворимыми солями.

Отсюда следует, что соли калия и магния выпадают в последние моменты усыхания соленосных бассейнов. Однако в природной обстановке не всегда создаются условия для строгой последовательности осаждения кристаллических солей. Наблюдающиеся чередования и повторения в отложении осадков, иногда отсутствие в геологическом разрезе некоторых соленосных пород и т. д. говорят о том, что в силу тех или иных причин менялись условия режима усыхающих бассейнов, в частности соотношение концентраций солей в растворах.

В соленосных отложениях встречаются также кальцит, доломит, борнокислые соединения (борацит). Бораты изредка образуют самостоятельные осадки, содержащие гидроборацит, колеманит, пандермит, боронатрокальцит, буру, ашарит (в виде вторичных образований) и др. Примером является Индерское месторождение. Известны, наконец, содовые озера. К соленосным толщам гипса и ангидрита, сопровождающимся битуминозными доломитизированными известняками и каменной солью, бывают приурочены крупные месторождения самородной серы. В ассоциации с ней устанавливаются часто кальцит, арагонит, доломит, гипс, иногда целестин, барит, опал, халцедон, твердые и жидкие битумы.

Гипс и ангидрит, кроме того, во многих местах земного шара слагают самостоятельные толщи большой мощности.

К осадочным образованиям принадлежат имеющие огромное промышленное значение каустобиолиты — ископаемые угли, нефти и связанные с ними горючие газы и твердые битумы, а также торф и сапропели. Все они представляют биохимические образования, возникшие за счет растительных и отчасти животных организмов. В угленосных отложениях из неорганических минералов, кроме кластического материала, встречаются сульфиды железа — пирит, марказит, крайне редко галенит, сфалерит и карбонаты. В углисто-глинистых осадках нередки пластообразные скопления сферосидеритовых конкреций, иногда содержащих сульфиды. При выветривании за счет них образуются бурые железняки.

Минералы метаморфизованных горных пород и рудных месторождений. Как было указано в общей части настоящей книги, при так называемом региональном метаморфизме эндогенные и особенно экзогенные образования претерпевают сильные изменения не только в составе, но и в структуре и физических свойствах пород и руд. В зависимости от физико-химических условий метаморфизма — глубины (давления), температуры и состава исходных пород и метаморфизующих постмагматических растворов — образуются самые разнообразные по составу кристаллические сланцы: богатые полевым шпатом гнейсы, слюдяные сланцы, амфиболиты, тальковые сланцы, хлоритовые сланцы, а также серпентиниты, мраморы и другие метаморфические породы. Мы не будем останавливаться на перечислении минеральных ассоциаций во всех этих многочисленных породах. Отметим лишь некоторые особенности метаморфических процессов, подчеркнув характерные минералы, встречающиеся помимо обычных породообразующих минералов.

Прежде всего необходимо указать, что своеобразный состав имеют метаморфические породы, образующиеся за счет осадочных образований. Выше уже говорилось о том, что осадочные породы (глины, кремнистые осадки, известняки и т. д.) в главной своей массе представляют существенно различающиеся между собой по составу продукты дифференциации соединений, освобождающихся при процессах выветривания эндогенных горных пород. При метаморфизме глин и глинистых сланцев, почти не содержащих щелочных земель, возникают совершенно необычные породообразующие минералы — силикаты алюминия: кианит, силлиманит, андалузит, ставролит, хрупкие слюды и др. Только при привносе щелочей за счет них образуются серицитовые и слюдосодержащие сланцы. Кремнистые осадки в процессе метаморфизма превращаются в плотные кварцево-халцедоновые породы (яшмы) или кварциты. При метаморфизме существенно карбонатных пород, как показал Д. С. Коржин­ский, в условиях не очень больших глубин могут быть устойчивыми силикаты Са: волластонит, гроссуляр, диопсид в ассоциации с кальцитом и доломитом. Однако в более глубинных условиях вместо волластонита более устойчива ассоциация кварца с кальцитом, а еще глубже становится неустойчивым и гроссуляр, также подвергающийся разложению углекислотой, парциальное давление которой с глубиной увеличивается.

Соленосные осадки (хлориды и сульфаты K, Na, Mg), а также гипс, ангидрит, алунит и другие сульфаты в условиях глубокого регионального метаморфизма полностью исчезают. Не сохраняются также месторождения самородной серы и фосфоритов. Очевидно, элементы этих соединений подвергаются миграции в постмагматических растворах.

Осадочные месторождения железа и марганца в процессе метаморфизма также претерпевают существенные изменения. Устойчивые в экзогенных условиях коллоидальные гидроокислы превращаются в безводные соединения; например, лимонит и гётит — в гематит и магнетит; гидросиликаты железа — в смесь кварца и магнетита или безводные силикаты; псиломеланы и манганит — в браунит, гаусманит и в присутствии кремнезема — в силикаты Мn: родонит, тефроит, марганцовистые гранаты и др.

Во многих метаморфизованных месторождениях обычно сохраняется слоистое строение руд. При сильных односторонних динамических воздействиях происходит образование мелких складок. Во многих кристаллических сланцах как новообразования часто распространены гранаты (альмандин, пироп и др.), обычно в хорошо образованных довольно крупных кристаллах, кордиерит, различные пироксены и амфиболы, шпинель, магнетит, рутил, графит и др.

Минералы метаморфических месторождений полезных ископа­емых. К этой группе месторождений, как указывалось в общей части, относятся такие, которые возникли в процессе метаморфизма за счет горных пород или других образований, до того не представлявших практического интереса.

Примером могут служить месторождения кианита как огнеупорного сырья, представляющие собой богатые этим минералом кристаллические сланцы, возникшие за счет богатых глиноземом пород. В ассоциации с дистеном в этих месторождениях встречаются слюды, андалузит, ставролит, иногда корунд, рутил, турмалин и др.

Такое же происхождение имеют некоторые месторождения граната (альмандина) как абразивного сырья в слюдяных сланцах. Кроме слюды (обычно биотита) и граната в составе этих сланцев возможны кварц, дистен, ставролит, иногда рутил, циркон, турмалин и др.

Очень характерны также месторождения графита, возникшие путем метаморфизма каменных углей. В данном случае графит как вновь образовавшееся минеральное сырье уже не является горючим ископаемым вследствие полной потери первоначальных свойств. Доказательством происхождения графита этих месторождений за счет каменных углей служат находимые в нем по плоскостям отдельности отпечатки растений.

Исключительно интересны в минералогическом и практическом отношении так называемые жилы альпийского типа (см. рис. 60), приуроченные к трещинам разрыва, возникшим в процессе регионального метаморфизма. В местах раздува этих жил, в крупных друзовых полостях («хрустальных погребах») привлекают внимание хорошо образованные кристаллы горного хрусталя, обладающие пьезоэлектрическими свойствами, хлорита, эпидота, актинолита, адуляра, альбита, брукита, рутила, анатаза, сфена, кальцита и др. Весьма характерно, что в этих жилах развиваются те же самые минералы, которые как породообразу­ющие принимают участие и в составе вмещающих метаморфических пород. Это указывает на то, что их образование в расширяющихся полых трещинах происходило одновременно с метаморфизмом пород при участии тех же метаморфизующих растворов.

Обобщение. Общее рассмотрение путем сопоставления между собой различных минеральных ассоциаций, распространенных в различных по происхождению горных породах и рудах, приводит к важным выводам по вопросам истории миграции химических элементов в земной коре. На каждом данном этапе развития геологических явлений устанавливаются свои закономерности поведения элементов при процессах минералообразования в полном соответствии с законами химии, кристаллохимии и физической химии.

В самом деле, если в ранний магматический период все химические элементы (как петрогенные, так и металлогенные) более или менее равномерно были распространены в общей массе, то в период дифференциации и кристаллизации магмы, особенно в глубинных условиях, мы имеем уже другую картину. Металлогенные элементы (Pt, Cu, Fe, Аu, Ag, Zn, Pb, Bi и др.) обнаруживают сильно выраженную тенденцию к концентрации и при участии летучих компонентов магмы к пространственному обособлению от петрогенных элементов с образованием рудных месторождений (магматических, контактово-метасоматических, гидротермальных). Петрогенные элементы, наоборот, при образовании изверженных горных пород остаются в состоянии более или менее равномерного распределения, лишь несколько обогащаясь при процессе дифференциации магмы. И только элементы с малыми и очень крупными размерами ионных радиусов (по сравнению с обычными петрогенными элементами) способны в существенных количествах скапливаться в пегматитовых образованиях.

При экзогенных процессах мы наблюдаем совершенно противоположные явления. Эти процессы, совершаясь за счет энергии солнца в условиях сильно окислительной обстановки, действуют отрицающим образом на все то, что было создано при эндогенных процессах минералообразования, и в конечной стадии приводят к образованию огромных толщ осадочных горных пород. При этом металлогенные элементы в главной своей массе4 претерпевают рассеяние в осадочных породах. Правда, в начальный период у самой поверхности литосферы мы еще наблюдаем явления концентрации некоторых металлогенных элементов в зонах окисления и вторичного обогащения сульфидных месторождений (Pb, Cu). Однако их ничтожное значение среди всей массы экзогенных образований и их дальнейшая судьба (неуклонное рассеяние по мере развития процессов осадкообразования) заставляют смотреть на них как на эпизодические явления. Зато петрогенные элементы (Na, К, Mg, Са, Al, а также C, Сl, B, S, P и др.) при экзогенных процессах проявляют заметно выраженную склонность к накоплениям с образованием многих неметаллических полезных ископаемых (известняки, гипсы, отложения соленосных озер, бокситы, фосфориты, каменные угли, нефти и др.).

При процессах регионального метаморфизма в сущности не происходит сколько-нибудь значительных концентраций химических элементов. В основном имеет место лишь преобразование минеральных продуктов, возникших при эндогенных процессах.

---