Экзогенные процессы минералообразования 2 страница

Процессы образования пегматитов протекают в верхних краевых частях магматических массивов и притом в тех случаях, когда эти массивы формируются на больших глубинах (несколько километров от поверхности Земли) > в условиях высокого внешнего давления, способствующего удержанию летучих компонентов в магме в растворенном состоянии. Пегматиты как геологические тела наблюдаются в виде жил или неправильной формы залежей, иногда штоков, характеризующихся необычайной крупнозернистостью минеральных агрегатов. Мощность жилообразных тел достигает нередко нескольких метров, а по простиранию они обычно прослеживаются на десятки, реже сотни метров. Большей частью пегматитовые

тела располагаются среди материнских изверженных пород, но иногда встречаются в виде жилообразных тел и во вмещающих данный интрузив породах.

Необходимо указать, что пегматитовые образования наблюдаются среди интрузивных пород самого различного состава, начиная от ультраосновных и кончая кислыми. Однако наибольшим распространением пользуются пегматиты в кислых и щелочных породах. Пегматиты основных пород не имеют практического значения. По своему составу пегматиты немногим отличаются от материнских пород—главная масса их состоит из тех же породообразующих минералов. Лишь второстепенные (по количеству) минералы, да и то не во всех типах пегматитов, существенно отличаются по составу, так как содержат в себе ценные редкие химические элементы, часто в ассоциации с минералами, содержащими летучие компоненты. Так, например, в гранитных пегматитах в дополнение к главнейшим породообразующим минералам (полевые шпаты, кварц, слюды) наблюдаются фтор - и борсодержащие соединения топаз, турмалин), минералы бериллия (берилл), лития (литиевые слюды) иногда редких земель, ниобия, тантала, олова, вольфрама и др.

Во многих пегматитовых телах наблюдается зональное строение и довольно закономерное распределение минералов. Например, в пегматитах Мурзинского района на Урале внешние зоны у контакта с вмещающими гранитами сложены светлой тонкозернистой породой (аплитом).

Ближе к центральной части жилы они сменяются зонами «письменного гранита» (кварца и полевого шпата, закономерно проросших друг друга). Далее следуют зоны крупнокристаллических масс полевого шпата и кварца. В центральных участках пегматитовой жилы встречаются полости («занорыши»), стенки которых устланы друзами крупных хорошо образованных кристаллов горного хрусталя, топаза и других драгоценных камней.

В тех случаях, когда пегматиты проникают во вмещающие интрузив породы, особенно богатые щелочными землями (MgO, СаО), их минеральный состав существенно отличается от состава пегматитов, залегающих в материнских породах. Парагенезис минералов в этих случаях указывает на активные реакции, происходившие в процессе взаимодействия растворов с вмещающими породами. Устанавливаются такие ассоциации минералов, в составе которых участвуют не только элементы магмы (Si, A1, щелочи и др.), но и боковых пород (MgO и СаО), которые на контакте с пегматитами сами сильно изменяются. Такого рода пегматиты, по классификации А. Е. Ферсмана, относятся к пегматитам «линии скрещения», в отличие от вышерассмотренных «пегматитов чистой линии».

Происхождение пегматитов еще нельзя считать до конца разгаданным. А. Е. Ферсман рассматривал их как продукт кристаллизации остаточных расплавов, обогащенных летучими соединениями. В последнее время А. Н. Заварицкий на основании физико-химических соображений допускает возможность образования крупнокристаллических масс путем перекристаллизации под влиянием газов магматического остатка, получающегося в процессе кристаллизации материнской магмы. Однако в том и другом случаях пегматиты образуются в конце собственно магматического процесса и занимают как бы промежуточное положение между глубинными магматическими породами и рудными гидротермальными месторождениями.

-Процессы метасоматоза широко распространены при формировании пегматитов и гидротермальных рудных жил. Мы рассмотрим два наиболее практически важных контактово-метасоматических процесса - это скарновый процесс и возникновение грейзенов.

Таблица 6. Минеральные ассоциации скарнов
Тип скарнов	Главные минералы	Второстепенные минералы
магнезиальные	Форстерит, диопсид, кальцит, флогопит, магнетит	Титанит, актинолит, (тремолит), кварц, плагиоклазы, шпинель, людвигит, апатит
известковые	Гроссуляр - андрадит, диопсид - геденбергит,эпидот, магнетит	Плагиоклазы, тремолит, шеелит, молибденит, кобальтин, флюорит, галенит, пирит, халькопирит,сфалерит

Наиболее сильно явления контактового метаморфизма проявляются при внедрении гранитной интрузии в толщу карбонатных пород. Они реагируют между собой, в результате чего образуется комплекс новых минералов, характерных исключительно для зоны контакта этих пород. Здесь обязательно принимают участие жидкие или газообразные растворы, которые привносят одни и уносят другие компоненты, т.е. вызывают метасоматическое замещение. Источником этих растворов является остывающий магматический очаг, от которого в зависимости от условий могут отделяться газовая или жидкая фаза.

Контактово-метасоматические процессы неразрывно связаны с магматическими и метаморфическими процессами минералообразования и с формированием месторождений полезных ископаемых.

Скарны - это метасоматические породы, сложенные известково-железистыми и магнезиальными силикатами, образовавшиеся в результате реакционного взаимодействия карбонатных и алюмосиликатных пород при участии постмагматических растворов. Различают магнезиальные скарны, развитые по доломиту, и известковые - по известнякам. Минеральные ассоциации их различны (табл. 6).

Таблица 7. Минералы грейзенов:
Главные	Кварц, мусковит, топаз, флюорит
Второстепенные	Касситерит, турмалин, вольфрамит, берилл, шеелит, арсенопирит, молибденит, халькопирит

Скарны - очень важный генетический тип месторождений металлических полезных ископаемых и слюды - флогопита. Оруденение, как правило, бывает наложенным по отношению к минералам скарнов. Из них идет добыча слюды - флогопита, около 50% вольфрама, около 30% свинца и цинка, значительное количество Mо, Fе, Сu, и других маталлов.

Грейзены - метасоматичаская порода, образовавшаяся в результате переработки постмагматическими газовыми и водными растворами, главным образом гранитов, а также эффузивных и некоторых осадочно-матаморфических пород, богатых кремнеземом и глиноземом. Они возникают в куполовидных выступах гранитных интрузий, вдоль рудных тел. По минеральному составу грейзен - существенно кварц-мусковитовая порода (табл.7). Газовые и водные растворы, вызывающие грейзенизацию, содержат большое количество летучих компонентов F^-, Cl^-, OH^-, в соединении с которыми происходит транспортировка редких металлов.

Гидротермальные процессы в глубинных условиях развиваются в кровле, на некотором удалении от непосредственного контакта с изверженными породами. Остаточные парообразные растворы, используя для своего продвижения системы трещин, возникающих при внедрениях магмы в кровле магматических очагов (рис. 53), постепенно охлаждаются, сжижаются, превращаясь в горячие водные растворы—гидрорастворы—гидротермы. Наиболее благоприятные условия для проявления гидротермальных процессов создаются на малых и средних глубинах (до 3—5 км от поверхности). Главная масса гидротермальных образований пространственно и генетически связана с интрузивами кислых пород (гранитов, гранодиоритов и др.). Сфера циркуляции раствора, начинаясь почти от верхних частей магматических очагов, достигает иногда дневной поверхности. В районах проявления недавнего вулканизма до сих пор действуют горячие минерализованные источники, отлагающие кремнистые осадки с. весомыми количествами сернистых соединений Hg, Sb, As, Pb, Cu и др. (Стимбот-Спрингс в Неваде, Сольфор-Бэнк в Калифорнии и др.)- По мере удаления от магматических очагов в сторону земной поверхности гидротермальные растворы встречают среду, постепенно обогащающуюся кислородом;. при этом внешнее давление соответственно падает; температуры снижаются предположительно от 400 до нескольких десятков градусов. Эти факторы, естественно, влияют на ход химических реакций и на минеральный состав гидротермальных образований. По преобладанию тех или иных ассоциаций минералов эти образования совершение условно делят на высоко-, средне- и низкотемпературные. Это, конечно, не означает того, что среди высокотемпературных образований не могут встречаться ассоциации минералов, кристаллизующихся при низких температурах. Даже в пегматитах и контактово-метаморфических образованиях всегда устанавливаются более низкотемпературные минералы гидротермального происхождения. Они свидетельствуют лишь о заключительных стадиях процесса отложения минералов, начавшегося при высоких температурах. Образование гидротермальных растворов продолжается, очевидно, весьма длительное время—в течение всей жизни магматического очага. На основании анализа фактических данных о соотношениях различных месторождений, составляющих один рудный узел, С. С. Смирнов пришел к выводу о пульсирующем, прерывистом движении РУДОНОСНЫХ растворов. Об этом говорят нередко наблюдающиеся признаки наложения более поздних этапов минерализации на более ранние.

Формы минеральных тел зависят от конфигурации выполняемых пустот и, отчасти, от состава горных пород, в которых происходит циркуляция растворов. В случае заполнения трещин образуются прерывающиеся жилы, корни которых иногда залегают в верхних частях магматических массивов. При отложении минералов в мельчайших порах и пустотах образуются вкрапленники. Если растворы на своем пути встречают химически легко реагирующие породы (например, известняки), то возникают часто неправильной формы метасоматические залежи. Если растворы внезапно попадают в большие раскрывшиеся полости, то вслед-

вследствие резкого уменьшения давления должно происходить массовое испарение растворителя (воды), а в связи с этим, по крайней мере, в первое время, резкое пересыщение растворов и выпадение коллоидальных масс.

Действительно, признаки метаколлоидных образований на стенках жил встречаются очень часто, особенно в тех случаях, когда эти процессы были связаны с неглубоко залегающими интрузивами. Широко распространены также пустоты с друзами различных кристаллов.

Минеральный состав гидротермальных месторождений крайне разнообразен. Жилы в подавляющем большинстве случаев представлены массами кварца, которые включают в себе скопления разнообразных минералов, чаще всего сернистых соединений металлов. Нужно сказать, что именно из гидротермальных месторождений добывается главная масса руд редких (W, Mo, Sn, Bi, Sb, As, Hg отчасти Ni, Go), цветных (Си, Pb, Zn), благородных (Аи и Ag), а также радиоактивных металлов (U, Ra, Th).

2.1.4. Гидротермальный процесс

Цикл эндогенных процессов минералообразования завершает гидротермальный процесс. Гидротермы - горячие водные растворы, отделяющиеся от магм и образующиеся в результате сжижения газов. Гидротермальные растворы выносят из магматического очага целый ряд соединений металлов. Кроме того, гидротермы могут заимствовать различные вещества из боковых пород, по которым они движутся. Поскольку гидротермы обычно движутся по трещинам, тектоническим нарушениям и зонам контактов, форма большинства гидротермальных минеральных тел жильная. Главнейшим жильным минералом является кварц. Гидротермы могут быть высоко- (450-300^оС), средне- (300-200^оС) и низкотемпературными (ниже 200^оС). Как правило, высокотемпературные гидротермальные месторождения располагаются ближе к интрузии, в то время как низкотемпературные являются наиболее удаленными от них (табл. 8).

Таблица 8. Минералы гидротермальных жил

Ассоциации	Жильные минералы	Рудные минералы
Высокотемпературные	Кварц, берилл, топаз, флюорит	Касситерит, вольфрамит, арсенопирит, пирит, молибденит, пирротин
Среднетемпературные	Кварц, сидерит, барит, флюорит, серицит	Золото, пирит, халькопирит, галенит, сфалерит, блеклые руды
Низкотемпературные	Кварц, кальцит, барит, халцедон, флюорит	Киноварь, антимонит, реальгар, аурипигмент, золото

Гидротермальное происхождение имеют большинство руд цветных (Сu, РЬ, Zn), и редких металлов, радиоактивных элементов, золото, а также различные неметаллические полезные ископаемые.

Экзогенные процессы минералообразования

Главнейшими экзогенными процессами минералообразования являются процессы выветривания горных пород и руд и процессы осадконакопления. Областью минералообразования является поверхность Земли, а также гидросфера и атмосфера. Температура минералообразования - это климатическая температура в интервале от -50^оС до +50^оС. Процессы эти связаны с энергией Солнца и происходят при нормальном атмосферном давлении

2.2.1. Процессы выветривания

Главными факторами этих процессов являются газы атмосферы и вода, а также избыток кислорода и углекислый газ. Идет растворение, переотложение вещества горных пород, выходящих на земную поверхность. Совершенно иные термодинамические условия приводят к тому, что глубинные минералы, попадая на поверхность, будут здесь неустойчивы. Устойчивость главных породообразующих минералов к выветриванию различна

Химическое выветривание включает:

· а) гидратацию минералов: Fe₂O₃ + nН₂0 => Fe₂О₃*nН₂О => FeOOH (гематит => гидрогематит => гетит)

· б) гидролиз и растворение: К[AlSi₃O₈] + H₂O + CO₂ => Al₄[Si₄O₁₀](OH)₈ + K₂CO₃ + SiO₂ (калиевый полевой шпат => каолинит)

· в) окисление (при наличии свободного кислорода): Fe ²⁺ => Fe ³⁺

· г) восстановление (при наличии захороненного органического вещества и деятельности микроорганизмов в почвенных горизонтах и некоторых водоемах); Fe₂O₃*nH₂O + С _орг. => Fе [СО₃] (гидроксиды железа => сидерит);

· д) Гидролиз минералов в процессе выветривания обычно сопровождается карбонатизацией: 4Mg₂[SiO₄] + 4H₂O +2CO₂ => Mg₆[Si₄O₁₀](OH)₈ + 2Mg[CO₃] (оливин => серпентин + магнезит фарфоровидный)

2.2.2. Процессы осадконакопления

Осадочные горные породы можно разделить на 3 группы:
1. обломочные
2. химические
3. органогенные.

Обломочные породы возникают из механических обломков пород:
- несцементированных (глины, пески, гальки, щебни);
- сцементированных (аргиллиты, алевролиты, песчаники, брекчии, конгломераты).

Новые минералы в результате этого процесса не образуются.

Обломочные породы являются наиболее распространенными среди осадочных пород. Классификация обломочных пород основана на величине обломков. Выделяют следующие виды обломочных пород:
1. крупнообломочные породы или псефиты - размер обломков более 1 мм. Это валуны, галька, гравий и другие.
2. среднеобломочные породы или псаммиты - размер зерен от 0,1 до 1,0 мм. Это пески и песчаники.
3. мелкообломочные породы или алевриты и алевролиты - размер зерен от 0,01 до 0,1 мм. Это лесс, лессовидные суглинки.
4. тонкодисперсные глинистые породы или пелиты - размер зерен менее 0,01 мм. Это различные глины.

Рис. 16. Схема зоны окисления рудных месторождений.

Своеобразные коры выветривания возникают на рудных сульфидных месторождениях - зоны окисления рудных месторождений (рис. 16).

Сульфиды легко разрушаются и переходят в многочисленные сульфаты, оксиды, карбонаты, фосфаты и другие соединения. Общая схема процесса следующая:
FeS₂ => FeSO₄ => Fe₂[SO₄]₃ => Fe(OH)₃ => Fe₂O₃*nH₂O.

Самая верхняя выщелоченная зона носит название " железной шляпы " благодаря тому, что бурые оксиды и гидроксиды железа концентрируются в этой зоне (на рис.16 - зона 1). Возникающие сульфаты легко растворимы, и, просачиваясь в нижнюю часть зоны окисления, участвуют в образовании новых минералов:
2CuSO₄ + 2CaCO₃ + 5H₂O => Cu₂[CO₃](OH)₂ + 2Ca[SO₄]*2H₂O + CO₂ (халькопирит =>малахит + гипс).

Ниже уровня грунтовых вод находится зона цементации или зона вторичного сульфидного обогащения (на рис.16 - зона 3). Сульфаты реагируют здесь с первичными рудами, в результата чего образуются вторичные сульфиды:
FeS₂ + CuSO₄ + H₂O => Cu₂S + CuS + FeSO₄ + H₂SO₄ (пирит => халькозин + ковеллин).

а) Образование кристаллических осадков наблюдается во многих усыхающих озерах, в которых в условиях сухого теплого климата поверхностное испарение превалирует над притоком пресной воды. Кристаллизация солей наступает при некотором пересыщении водных растворов. Последовательность выделения минералов при пpoгрессирующем испарении растворителя (Н2О) определяется двумя главными факторами равновесия системы: составом растворов, вернее соотношением концентраций компонентов, входящих в систему, и температурой растворов, при которой происходит кристаллизация. Условия равновесия сернокислых и хлористых солей Са, Mg, К и Na, встречающихся в морской воде, детально изучены при различных концентрациях и температурах Вант-Гоффом, Н. С. Курнаковым и многими другими.

в) К органогенным или биогенным осадкам, образующимся в результате сложных процессов жизнедеятельности организмов, относятся известняки, состоящие из скелетных образований морских животных; диатомиты, сложенные преимущественно каустобиолиты («каустос» по-гречески—горючий), возникшие главным образом за счет растительных и отчасти животных организмов (например, ископаемые угли, горючие сланцы, нефти, горючие газы, твердые битумы и пр.). Органогенные осадки могут возникать путем накопления скелетов отмирающих животных (ракушники) или тканей высших или низших растений (торф, сапропель). Они могут также являться результатом самой жизнедеятельности организмов, например анаэробных бактерий, разлагающих органические остатки или сульфаты, в процессе чего, в конце концов, образуются скопления серы (рис. 57). Наконец, за счет продуктов деятельности бактерий могут возникать желвакоподобные образования, как это в лабораторных условиях было доказано для ферробактерий. При последующем перерождении одни из этих осадков превращаются в неорганические продукты (например, известняки, фосфориты), другие же остаются органическими соединениями (каменные угли, нефти и др.). Кремнистыми скелетами диатомей;

ФАКТОРЫ МЕТАМОРФИЗМА

Успехи, достигнутые за последние 10—15 лет в области получения в лабораторных условиях высоких температур и давлений,.! соответствующих глубинным зонам земной коры, позволили по-1 дойти к достаточно надежной количественной оценке факторов метаморфизма и моделированию термодинамических условий соответствующих естественным процессам.

ТЕМПЕРАТУРА

Как уже было сказано ранее, предполагают, что главными: источниками тепла в земной коре являются энергия радиоактивного распада, тепло, привносимое глубинными растворами, по-: ступающими из недр Земли, тепло магматических интрузий итектонических процессов, экзотермический эффект некоторых химических реакций, сопровождающих метаморфизм пород, и ряд других. В целом тепло, образующееся в результате всех этих разнообразных процессов, представляет собой энергию земного шара, которая проявляется в виде геотермического градиента, характеризующего изменение температуры в градусах с увеличением глубины в километрах. В различных геоструктурных зонах значения градиента различны. В областях древних щитов и платформ величины градиента соответствуют 10—30 град/км; в молодых геосинклинальных зонах, где происходят активные тектонические и магматические процессы, значения градиента достигают 50—80 и даже 100 град/км (Винклер, 1969).

Изменение геотермического градиента, установленное по наблюдениям в буровых скважинах для ряда районов Советского Союза, иллюстрируется данными табл. 23.

Из приведенных в табл. 23 данных видим, что на глубине 10 км в зоне молодой складчатости Кавказа температура может достигать 830° С, тогда как на территории древнего Украинского щита ее значения на той же глубине не превысят 100° С.

Температурный интервал, в пределах которого происходят типичные метаморфические преобразования, заключен примерно между 300—400° С и 900—1000° С (Соболев, 1970). Ниже 300°. Вследствие резкого падения скорости метаморфических превращений последние практически не происходят или протекают крайне медленно; верхний предел ограничен температурой начала плавления наиболее распространенных горных пород и соответствует условиям магмообразования.

Температура — важнейший на процессы минералообразования, резко увеличивающий скорости химических реакций, степень перекристаллизации по-

роды и в значительной мере контролирующий возникновение тех или иных парагенетических минеральных ассоциаций. В условиях растущей температуры

происходят важные для минералообразования эндотермические реакции, сопровождающиеся процессами дегидратации гидроксилсодержащих минералов и декарбонатизации карбонатов. В качестве примера дегидратации приведем реакцию превращения каолина в андалузит. Примером декарбонатизации может служить переход кальцита в волластонит. Повышение температуры ведет к образованию более высокотемпературных минеральных видов, лишенных воды, и сопровождается изменением структуры породы в направлении появления более крупнозернистых разностей.

ДАВЛЕНИЕ

Различают всестороннее давление (гидростатическое) и направленное давление (стресс).

Гидростатическое давление определяется действием нагрузки вышележащих толщ. Величина его возрастает в зависимости от удельного веса пород в среднем на 270 атм на каждый километр погружения, что позволяет предполагать на глубине 10 км давление, равное 2700 атм, на глубине 20 км — 5400 атм и т. д. Таким образом, на глубинах порядка 50 км, примерно определяющих в орогенных зонах нижнюю границу земной коры, гидростатическое давление должно быть равно около 13000 атм. Однако изучение минеральных парагенезисов, полученных экспериментальным путем, и сопоставление их с естественными ассоциация-ми позволили установить, что давление при метаморфизме может достигать 25000 атм. Отсюда был сделан вывод, что в условиях земной коры величина давления не ограничивается весом вышележащих толщ. В. С. Соболев (1970) придает большое значение наличию «тектонических перегрузок». Г. Винклер (1969) подчеркивает, что общая величина давления на глубине должна зависеть также и от величин парциальных давлений паров воды и углекислоты Рсо₂> выделяющихся при дегидратации и декарбонатизации минералов. Как видим, количественный учет давления при? метаморфизме — вопрос достаточно сложный.

При постоянной температуре увеличение гидростатического? давления в соответствии с принципом Ле-Шателье способствует; образованию минералов с более плотной структурой элементар-1 ной ячейки, что приводит к уменьшению общего молекулярного объема системы и увеличению ее удельного веса. Так, форстерит (мол. объем 43,9)+анортит (мол. объем 101,1) =гроссуляр (мол. объем 121). Увеличение давления повышает температуру плавления минералов, что очень важно при метаморфических превращениях. В условиях высокого гидростатического давления формируются породы с однородной массивной текстурой.

Направленное давление (стресс) вызывается тектоническими причинами. Его величина зависит от интенсивности тектонических процессов, трудно поддается учету и в каждом конкретном; случае оценивается по степени преобразования породы. Действие направленного давления с глубиной ослабевает и на глубинах,. превышающих 10 км (Тернер, Ферхуген, 1961), оно не проявляется. Объясняется это тем, что при условии высокого направленного давления происходит усадка породы, уменьшение обще- " го объема пор и, как следствие, пресыщение породы растворами, что приводит в конечном счете к преобразованию направленного давления в гидростатическое с присущими последнему свойствами.

Вопрос о влиянии направленного давления на процессы минералообразования остается дискуссионным. Однако каталитическая роль его несомненна. Стресс увеличивает растворимость минералов, вызывает дробление породы, что облегчает циркуляцию метаморфизующих растворов и, следовательно, способствует процессу перекристаллизации минералов. Велика роль направленного давления при формировании структурно-текстурных особенностей породы. В условиях стресса при наличии температурного фактора образуются специфические текстуры с характерной закономерной ориентировки минералов, как предполагают, является увеличение оси минералов (амфиболов, силлиманита, дистена и др.) или плоскости спайности (слюд, хлоритов и др.) располагаются перпендикулярно к направлению давления. Главной причиной переориентировки минералов, как предполагают, является увеличение их растворимости в направлении давления и соответственно переотложение вещества в перпендикулярном направлении. Возникающая таким образом специфическая сланцеватая текстура весьма существенный признак для обширной группы метаморфических пород, получивших название «сланцы».

Минералы, возникающие в результате экзогенных и эндогенных процессов минералообразования, могут подвергаться существенным изменениям, если они попадают в область высоких температур и давлений, например, при прогибании земной коры. Совокупность процессов, приводящих к изменению горных пород, называется метаморфизмом. Главными факторами метаморфизма являются температура и давление. Метаморфические процессы выражаются, в основном, в обезвоживании и перекристаллизации пород. Выделяются различные виды метаморфизма, из которых в настоящей работе мы рассмотрим два: контактовый и региональный. Контактово-метасоматические процессы уже были рассмотрены в разделе "эндогенные процессы минералообразования". Парагенезис минералов

(от пара... и генезис), закономерное совместное нахождение в земной коре минералов, связанных общими условиями образования. Термин "П. м." предложен в 1849 И. Брейтгауптом, хотя ещё в 1798 понятие о П. м. под названием "смежности" минералов было введено В. М. Севергиным. Наиболее полное развитие понятие "П. м." получило в 1920 х гг. в работах В. И. Вернадского.

Минералы, формирующие парагенетические ассоциации, возникают в результате развития какого-либо природного процесса минералообразования, который может происходить в различные по длительности отрезки времени и в различных физико-химических и термодинамических условиях. Во многих случаях в одной и той же парагенетической ассоциации минералов наблюдаются выделения отдельных порций какого-либо минерала, образование которых происходит раздельно во времени; такие разновозрастные выделения минералов называются их генерациями.

Важнейшими факторами, определяющими П. м., являются: химизм среды, история её геологического развития, физико-химические и термодинамические условия минералообразования. Минералы, возникающие в сходных условиях, образуют парагенетические ряды, которые, в общем, закономерно повторяются в различных месторождениях. Примерами подобных рядов минералов могут служить минеральные ассоциации магматических горных пород, пегматитов, кимберлитов, гидротермальных рудных жил, зоны окисления месторождений руд цветных металлов и т.д.

CИЛИКАТЫ И АЛЮМОСИЛИКАТы

3.1 Островные силикаты Островные силикаты, имеющие структуру, близкую к плотнейшей упаковке, отличаются наибольшей плотностью и высокой твердостью характернейшей чертой островных кристаллических структур силикатов является наличие в них в качестве структурно обособленных единиц тетраэдрических анионов [SiO₄]^4-. Они располагаются изолированно, то есть ни один из кислородных ионов, окружающих ион Si не является общим для других, смежных с ним тетраэдров. Среди катионов островных силикатов преобладают Mg²⁺, Fe²⁺, Ca²⁺ а также Al³⁺, Fe³⁺, иногда Ве²⁺, Ti⁴⁺, Zr⁴⁺ Физические свойства островных силикатов довольно характерны и обусловлены особенностями кристаллических решеток этих минералов. Форма кристаллов, как правило, изометричная. Минералы обладают высокой твердостью и относительно повышенным удельным весом, вследствие плотной упаковки ионов. Это бесцветные или слабо окрашенные минералы. Интенсивная окраска бывает только у минералов, содержащих ионы-хромофоры

Дата добавления: 2015-11-14