Процеси мінералоутворення

Визначення і загальна характеристика

ПРОЦЕ́СИ МІНЕРАЛОУТВО́РЕННЯ Геологічні процеси формування мінеральних комплексів за джерелом енергії й особливостями утворення мінералів поділяють на 3 великі групи: ендогенну, екзогенну й метаморфогенну (див. Ендогенні процеси, Екзогенні процеси, Метаморфізм). До ендогенної (гіпогенної або глибинної) групи зараховують процеси кристалізації магми — магматичний, пегматитовий і післямагматичний (пневматолітово-гідротермальний і метасоматичний). До екзогенної групи (зовнішньої або поверхневої) належать гіпергенний (вивітрювання) та осадовий процеси. До метаморфогенної групи зараховують власне метаморфічний процес, спричинений ендогенними факторами, і ударно-метаморфічний (або імпактний), зумовлений дією ударних хвиль, що виникали під час падіння на земну поверхню крупних метеоритних тіл.

Магматичне мінералоутворення відбувається шляхом кристалізації мінералів з магми в процесі її еволюції. Магматичний процес буває глибинним (інтрузивний), продуктами якого є інтрузивні гірські породи (вони переважно добре розкристалiзованi і мають зернисту будову), та поверхневим (ефузивний), пiдводним або наземним, що дає початок вулканічним гірським породам, що погано розкристалiзованi й нерідко містять скло.

Головними чинниками мінералоутворення в магматичному процесі, що визначають його особливості й появу великої різноманітності типів порід i пов’язаних з ними руд, є хімічний склад магми та порід, температура i тиск. Значну роль у магматичному процесi вiдiграє вмiст кремнезему, глинозему та лугів, що обумовлюють типи порiд. За вмiстом SiO₂ магматичнi породи подiляють на ультраосновнi (близько 40 %), основнi (40–52 %), середнi (52–65 %) й кислi (65–75 %). За концентрацiєю лугiв видiляють нормальнi та лужнi породи. Останнi за величиною вiдношення суми лугiв (К+Na) до Al₂O₃ (коефiцiєнт агпаїтностi) групують на мiаскiтовi, якщо це вiдношення менше одиницi, та агпаїтовi, якщо воно бiльше одиницi.

На глибинi 30–100 км температура магми сягає 1500°С, зниження якої викликає переохолодження та кристалiзацiю розплаву. В ефузивних утвореннях температура застигання коливається вiд 1200 до 1000°С, а в iнтрузивних — від 900 до 700°С. Роль тиску зводиться здебільшого до утримання в магмi летких речовин. Рiзке його зниження на поверхнi викликає їх видiлення, що впливає на проходження кристалiзацiї. При кристалiзацiї на глибинi незначні зміни тиску мало впливають на проходження кристалiзацiї й мiнеральний склад. Тут головну роль вiдiграє тиск Н₂О.

Еволюцiя процесу кристалізації проявляється в диференцiацiї однорiдної первинної магми на рiзні за складом вторинні магми. Розрiзняють такі процеси диференцiацiї: 1) магматичну (проходить до початку кристалiзацiї розплаву); 2) кристалiзацiйну (вiдбувається пiд час кристалiзацiї розплаву); 3) диференцiацiю, пов’язану з асимiляцiєю (контамiнацiєю) й замiщенням магмою вмiщуючих порiд. Американським петрологом Н. Боуеном (1934) сформульовано реакцiйний принцип кристалізаційної диференцiацiї магматичних розплавiв, згiдно з яким процес кристалiзацiї магми проходить за двома гілками: 1) меланократовій з видiленням послідовно реакцiйного ряду забарвлених (фемiчних) мiнералiв: олiвiн — ромбiчний пiроксен — моноклiнний пiроксен — амфiбол — бiотит; 2) лейкократовій з видiленням безперервного реакцiйного ряду мiнералiв: основний плагiоклаз — середнiй плагiоклаз — кислий плагiоклаз — калiєвий польовий шпат. Завершуються обидві гілки кристалiзацiєю мусковiту і кварцу. Мiнералоутворення в ефузивних процесах є інакшим. Тут наявнi вкраплення мiнералiв, що видiлилися до виливання магми на поверхню і мають парагенези, подiбнi до iнтрузивних утворень. Вони вiдображають особливостi початкової стадiї кристалiзацiї глибинної породи. Основна ж маса мінералів в ефузивних породах утворюється вже в значно iнших умовах, що проявляються не тiльки у швидкому застиганнi та при низькій рухомостi компонентiв, але й у вищих температурах i низькій концентрацiї летких. Важливою особливістю ефузивних порiд є можливiсть утворення скла, як переохолодженого силiкатного розплаву, що зберiгається в станi несправжньої рiвноваги. Трапляються утворення складені майже повністю вулканічним склом (перлiти).

За складом пегматити поділяють на кислі (гранітні), основні й лужні. Вони утворюються у зв’язку з інтрузіями відповідних типів магм. Найпоширенішими й важливими в практичному сенсі є гранітні пегматити, лужні нефелін-сієнітові й сієнітові, магми яких особливо багаті леткими компонентами й рідкісними елементами. З них видобувають значну масу польового шпату та кварцу, кристали оптичного флюориту, п’єзокварцу, п’єзооптичного турмаліну, ювелірні кристали коштовного й виробного каміння (топазу, аквамарину, турмаліну тощо). Головні чинники мінералоутворення при пегматитовому процесі переважно ті ж, що й при магматичному. Визначальним є хімічний склад залишкового розплаву-розчину, що відповідає складу материнської магми — гранітної, лужної чи основної і характеризується високим вмістом кремнезему, лугів і глинозему. Але для пегматитів властиві певні відмінності, що виявляються в нагромадженні в них великої кількості летких (H₂O, B, F, P, S, Cl тощо) і рідкісних елементів (Li, Be, Cs, Ta, Nb, Ti, Zr, Th, U, Th тощо). Особливо вагомою є роль летких компонентів (мінералізаторів). Вони входять до складу мінералів або є каталізаторами реакцій, знижують температуру кристалізації та зменшують в’язкість розплаву, що сприяє росту кристалів.

Продовженням магматичного процесу є пневматолітово-гідротермальне й метасоматичне мінералоутворення, що відбувається за участю гарячих газових розчинів — пневматолітовий процес і рідких водних — гідротермальний процес, а також унаслідок взаємодії цих розчинів з раніше утвореними мінералами або породами — метасоматичний процес. Джерелом цих розчинів є магматичний осередок. Вони рухаються тріщинами, тектонічно ослабленими зонами, контактами порід або проникають у мінерали внаслідок прояву дифузії. Пневматолітові процеси реалізуються набагато рідше гідротермальних і дуже рідко формують самостійні (ексгаляційні) мінеральні родовища. Тому їх розглядають разом з високотемпературними гідротермальними. У пневматолітовому мінералоутворенні (пневматоліз) виділяють: ексгаляційне (вулканогенне), скарногенне і власне пневматогенне. Ексгаляційне мінералоутворення відбувається з газів діючих вулканів або глибинних магматичних розплавів в перемінному температурному інтервалі 1250–700 °С за рахунок фумарол із розплавленої лави (галогеніди й сульфати Na, K, Fe, оксиди Si, Cu, Fe), при 500–300 °С — з фумарол із застиглої лави (сольові — NaCl, KCl, FeCl, NH₄Cl, Na₂SO₄, CuSO₄ тощо) та при 300–200°С з пароводяних фумарол (нашатирні — NH₄Cl, FeCl₂). Ексгаляційне мінералоутворення відбувається також і за участю газів глибинного магматичного походження, переважно це Н₂О, СО₂, СН₄ або їхні суміші, а також розчинені в них H₂S, SO₂, HCl, Cl₂, F₂, NH₄Cl. Умови такого утворення мінералів обмежені значеннями критичних тиску й температури. Серед вулканічних ексгаляцій виявлено близько 200 мінералів, з яких переважають сульфати, хлориди й оксиди, що становлять 68 % від усього складу цих утворень. Найпоширеніші пневматолітові мінерали вулканічних ексгаляцій: сірка, сасолін (утворюють ексгаляційні родовища), галіт, сильвін, глазерит, ангідрит, тридиміт, гематит, пірит, тенорит, нашатир, та другорядні молізит, хлоралюмініт, хлормагнезит, реальгар, аурипігмент, ковелін, кальцит.

Гідротермальному мінералоутворенню характерні чітко проявлена еволюційність й багатостадійність. З ним пов’язане формування різних за складом гідротермальних родовищ і рудопроявів, серед яких виділяють: 1) плутоногенно-гідротермальні, пов’язані з глибинними магматичними джерелами; 2) вулканогенно-гідротермальні, пов’язані з вулканічною діяльністю; 3) телетермальні, що залягають серед осадових відкладів і не виявляють певних зав’язків з магматизмом; 4) сучасні, пов’язані з діяльністю «чорних коптильників» в океанських спредінгових зонах і з гідротемальними системами в сучасних вулканічних зонах. Гідротермальне мінералоутворення поділяють на 3 групи: 1) високотемпературне (глибинне) або гіпотермальне (600–350 °С); 2) середньотемпературне (середньоглибинне) або мезотермальне (300–200 °С); 3) низькотемпературне (малоглибинне) або епітермальне (200–50 °С). У мінеральному складі гідротермальних утворень переважають мінерали класів оксидів, карбонатів, силікатів і особливо сірчаних сполук (сульфідів) та їх аналогів; характерні також самородні елементи, вольфрамати і фториди. Післямагматичні процеси широкомасштабно й інтенсивно супроводжує метасоматичне мінералоутворення, особливо пневматолітово-гідротермальне. Внаслідок прояву цього процесу утворюються різні за складом метасоматити та пов’язане з ними розмаїте зруденіння. Під метасоматичними розуміють такі процеси перетворень порід і руд, що відбуваються шляхом заміщення одних мінералів іншими та супроводжуються зміною хімічного складу порід або руд і здійснюються зі збереженням твердого стану. Залежно від геологічної позиції розрізняють: автометасоматоз, пов’язаний з ранньою післямагматичною стадією; контактовий метасоматоз, до якого належать скарноутворення і приконтактове вилуговування; навколожильний (або навколорудний) метасоматоз, пов’язаний з процесами рудоутворення (найпоширеніший) і регіональний метасоматоз, що проявляється в різній геологічній обстановці й має регіональне поширення. Гіпергенний процес — це мінералоутворення в корах вивітрювання (зонах окиснення), що проходить у верхніх частинах літосфери в умовах низьких температур (+25 °С) і тисків (0,10 МПа) за активної участі води, насиченої атмосферними газами і перш за все киснем. Так формуються різноманітні за складом продукти вивітрювання (і окиснення) первинних гірських порід і пов’язані з ними руди родовищ корисних копалин. Кори вивітрювання є особливою континентальною геологічною формацією, що утворюється внаслідок дії енергії рідких і газоподібних атмосферних і біогенних агентів на корінні утворення, внаслідок чого на їхньому місці виникають нові породи й руди. Серед них виділяють давні й сучасні кори вивітрювання, що бувають відкритими, закритими й похованими. Процеси вивітрювання відбуваються не тільки на суші, але і в гідросфері — на дні океанів і морів. Тут унаслідок солоності морської води, її температури, тиску і газового режиму, а також окиснення й життєдіяльності природних організмів іде розклад мінералів і порід. Цей процес називають підводним вивітрюванням або гальміролізом.

Розрізняють декілька кір вивітрювання, що розвиваються у силікатних породах, насамперед латеритне і каолінове вивітрювання. У процесі латеритного вивітрювання формуються різні руди корисних копалин залишкового генетичного типу, серед яких головними є алюмінієві (бокситові) й силікатно-нікелеві руди. Каолінітове вивітрювання розвивається у кислих породах (гранітах і ґнейсах) в слабокислому або нейтральному середовищі. З ним пов’язане утворення залишкових каолінових покладів. Мінеральний склад кір вивітрювання силікатних порід і пов’язаних з ним родовищ досить різноманітний. У них переважають силікати й алюмосилікати алюмінію, заліза, магнію і нікелю шаруватої структури; оксиди і гідроксиди силіцію, алюмінію, заліза і мангану; карбонати кальцію і магнію. У продуктах вивітрювання виділяють дві головні генетичні групи мінералів: новоутворені гіпергенні й реліктові стійкі мінерали первинних порід. Поряд з ними, характерними є мінерали, що є проміжними продуктами вивітрювання, наприклад, гідрослюди, гідрохлорити тощо.

З осадовим процесом пов’язане формування потужних товщ розмаїтих гірських порід — вапняків, доломітів, гіпсо-ангідритів, пісковиків, алевролітів, аргілітів тощо та мінеральних родовищ кам’яної та калійно-магнезіальних солей, боратів, руд заліза, мангану, алюмінію, міді, урану, рідкісних елементів тощо. Переважно вони виникають на дні різних водоймищ. У загальному вигляді процес осадового мінералоутворення відбувається у такій послідовності: утворення вихідних продуктів унаслідок руйнації первинних (материнських) гірських порід і руд або іншим способом (наприклад, викиди вулканів), переніс осадового матеріалу з частковим осадженням його на шляхах переносу, осадження речовини у водних басейнах, утворення і перетворення осадків в осадові породи і руди. Мінеральний склад осадових порід в цілому представлений такими класами мінералів: 1) в хімічних осадках: а) з істинних розчинів — хлориди і сульфати натрію, калію, магнію та кальцію, а також карбонати і борати; б) з колоїдних розчинів — оксиди і гідроксиди заліза, мангану й алюмінію, карбонати кальцію, магнію, заліза і мангану, а також силікати і сульфіди; 2) у біохімічних осадках (біолітах) — по декілька мінералів з усіх класів; 3) у механічних (кластогенних) осадках — стійкі мінерали майже всіх класів. За генетичною природою мінерали осадових порід і руд поділяють на дві основні групи — алотигенні й аутигенні. Алотигенні мінерали привнесені з різних джерел живлення (утворені в іншому місці) і потрапили в осадок у перевідкладеному вигляді. Аутигенними називаються мінерали, що утворилися на місці їхнього виникнення і знаходження, тобто в осадку або в породі чи руді на різних стадіях післяседиментаційних перетворень. У складі деяких осадових порід беруть участь органічні рештки й рідко трапляється вулканогенний і космогенний матеріал. Під метаморфізмом розуміють процес глибинного перетворення гірських порід, що здійснюється без істотного розплавлення чи розчинення (тобто зі збереженням твердого стану) внаслідок зміни фізико-хімічних умов. Метаморфічно перетворюються ендогенні й екзогенні утворення (магматичні й осадові породи і пов’язані з ними руди корисних копалин). Відповідно, утворюються орто- і парапороди, а також власне метаморфічні й метаморфізовані руди. Мінеральні перетворення переважно супроводжуються перекристалізацією і хіміко-структурними змінами. У метаморфічному процесі виділяють два етапи: прогресивний метаморфізм (тобто викликаний підвищенням температури й тиску); регресивний метаморфізм (відбувається при пониженні температури й тиску), названий діафторезом. Головними факторами метаморфічного мінералоутворення є температура і тиск, склад вихідних порід і порового флюїду в них. Підвищення температури супроводжується дегідратацією, дегідроксилізацією і декарбонатизацією мінералів. Вплив підвищення тиску на дегідратизацію і декарбонатизацію є складнішим, але у всіх випадках зростання тиску призводить до утворення мінералів і порід з більшою густиною. Температура метаморфічного мінералоутворення коливається від 300–400 до 1000°С, рідко до 1200°С. Верхньою межею метаморфізму є початок плавлення найбільш поширених порід, нижньою — межа стійкості каолініту. Тиск переважно коливається від 100 до 1600 МПа. Основним джерелом мінеральної речовини, зокрема й рудної, при метаморфічних процесах є вихідні породи, що супроводжуються не тільки перекристалізацією, але й мобілізацією, і перерозподілом речовини — метаморфічною диференціацією.

Метаморфічне мінералоутворення залежно від його чинників та геологічної позиції поділяють на: контактово-метаморфічне; регіонально-метаморфічне; мантійно-метаморфічне; ударно(імпактно)-метаморфічне. У межах земної кори найпоширенішими є регіонально-метаморфічні утворення, представлені великим розмаїттям гірських порід і руд. Контактово-метаморфічні породи та ударно-метаморфічні утворення мають локальний розвиток.

Усі мінерали, що входять до складу метаморфічних порід, поділяють на: мінерали, що утворюються внаслідок перекристалізації старих мінералів без зміни їхнього складу; новоутворені мінерали; реліктові мінерали. До останньої групи мінералів належать дуже стійкі з них в умовах метаморфізму. Це переважно акцесорні мінерали, що мають важливе значення при з’ясуванні природи метаморфічних порід. За мінералами й мінеральними асоціаціями перших двох груп мінералів визначаються фізико-хімічні умови метаморфізму. Особливе значення мають так звані критичні мінерали-індикатори фаціальних умов метаморфізму. До них належать такі типово метаморфічні мінерали, як поліморфні модифікації Al₂SiO₅ (кіаніт, андалузит, силіманіт) і ставроліт, а також ціла низка породоутворювальних мінералів змінного складу (гранати, піроксени, амфіболи, слюди, хлорити, польові шпати тощо).

Завантажити статтю