кающие в результате таких явлений кристаллы могут быть зональными, секторальными (о чем говорилось ранее в главе Морфология и физические свойства минералов).

Наблюдения над зональностью позволяет проследить изменение состава растворов и эволюцию габитуса кристалла в процессе его роста. Наблюдения над секториальностью – пирамидами нарастания граней указывают на относительные скорости роста разных граней (см. рис. 1)

Усложненные формы кристаллов. В природе кристаллы растут в стесненных условиях, когда диффузия вещества затруднена к разным частям растущего кристалла. В результате вырастают необычные усложненные формы кристаллов: расщепленные, нитевидные, скелетные, дендриты, метакристаллы и др. Причины роста таких кристаллов разнообразны. Они связаны с особенностями структуры минералов, а чаще – с условиями роста. Онтогения рассматривает конкретно для каждого индивида причины отклонения от идеального роста кристалла, помогая разобраться в кристаллогенезисе, знание которого столь необходимо для выращивания нужных для промышленности кристаллов и возможности разобраться в рудоотложении.

3.2. ГЕНЕТИЧЕСКИЕ ТИПЫ ЭНДОГЕННЫХ МИНЕРАЛООБРАЗУЮЩИХ ПРОЦЕССОВ

Все минеральные ассоциации объединены в группы в соответствии с процессами минералообразования, продуктами которых они являются (ассоциации минералов магматического генезиса, пегматитов, гидротермальных месторождений). Внутри групп минеральные ассоциации подразделены на типы по разным признакам: по общности генезиса или по температуре, или по геологическому положению и другим признакам (карбонатиты, гранитные пегматиты, средне- и низкотемпературные, вулканогенные ассоциации). Для каждой ассоциации коротко дается представление о процессе, в ходе которого они возникли.

3.2.1. Ассоциации минералов магматического генезиса

Под интрузивно-магматическим процессом понимается кристаллизация огненно-жидкого силикатного расплава (магмы), которая происходит на значительной глубине от поверхности Земли (от 20 до 1 км) в интервале температур от 1 300 до 700°С.

61

В результате кристаллизации магм разного состава образуются кри- сталлически-зернистые магматические горные породы различного состава (граниты, габбро, перидотиты, сиениты и др.), состоящие в основном из силикатов и некоторых оксидов. Кристаллизация силикатного расплава сопровождается процессами ликвации вещества, которые приводят к отделению от силикатного расплава окисно-сульфидного (рудного) расплава. Кристаллизация такого окисно-сульфидного (рудного) расплава может привести к концентрации в отдельных частях магматического тела рудных минералов окислов железа, титана и хрома (магнетита, титаномагнетита, хромита), сульфидов железа, никеля, меди (пирротина, пентландита и халькопирита), самородных элементов (платины, золота и графита). Состав образующихся рудных минералов зависит от состава кристаллизующейся магмы, от концентрации в ней рудных элементов. Например, в ультраосновных породах (дунитах, перидотитах), богатых железом и хромом, образуется хромит FeCr2О4 – хромитовая ассоциация; в основных породах (габбро-диабазах), богатых железом, серой, медью и никелем, образуются сульфиды халькопирит-пентландитовой ассоциации: пирротин FeS, пентландит (Fe, Ni)9S8, халькопирит СuFeS2. Из особой кимберлитовой магмы кристаллизуется алмаз. Щелочная магма, богатая фосфором, щелочами и алюминием, при кристаллизации образует щелочные породы – нефелиновые сиениты с апатитом – апатит-нефелиновая ассоциация.

3.2.1.1. Магматические горные породы

По химическому составу, главным образом по содержанию кремнезема, магматические породы разделяют на ультраосновные, основные, средние и кислые. По содержанию щелочей выделяют субщелочные и щелочные породы. Интрузивные магматические породы любого состава характеризуются полнокристаллической равномерно– и неравномернозернистой (порфировидными) структурами и чаще всего однородной (массивной) текстурой. Эффузивные (излившиеся) породы – скрытозернистые, афанитовые, порфировые с однородной, пористой, миндалекаменной текстурами.

Ультраосновные породы (ультрамафиты) (30–45 % SiO2) представлены оливинитами-дунитами, перидотитами, пироксенитами (рис. 16), горнблендитами, пикритами, кимберлитами (рис. 17). По некоторым данным пироксениты и горнблендиты по содержанию SiO2 могут относиться к основным породам. Это зеленовато-серые, темно-серые породы, сложенные фемическими минералами. Главные минералы представлены оливином, пироксеном, роговой обманкой; второстепенные – биотитом, серпентином, тальком, магнетитом, карбонатами; акцессорные – хромшпинелидами, пирротином, пиропом, алмазом, платиной. Такие породы распространены на Урале, Кольском полуострове и в других районах.

62

Основные породы (45–53 % SiO2) представлены габброидами, анортозитами, лабрадоритами (рис. 18) базальтами (рис. 19), долеритами. Породы – зеленовато-серые, светло-серые до темно-серых. Главными минералами являются пироксены, роговая обманка и основной плагиоклаз, второстепенными – примесь оливина, биотит, хлорит и актинолит, акцессорными – магнетит, титаномагнетит, пирротин, апатит и платина. Породы распространены на Урале, Сибирской платформе и в других районах.

ряда (Na2O + K2O = 5,0–12,0 %) пред-

ставлены монцонитами, сиенитами (рис. 22), микросиенитами, трахитами. Это породы зернистые розовато-серого цвета, трахиты обычно порфиро-

63

вой структуры. Главные минералы – щелочной полевой шпат, средние и кислые плагиоклазы, биотит, роговая обманка; второстепенные – клинопироксен, кварц; акцессорные – титаномагнетит, сфен (титанит), циркон, апатит. Эти породы довольно широко распространены в разных районах.

Рис. 19. Базальт миндалекаменный (фото М. В. Вульф)

Кислые породы (SiO2 = 65–75 %) представлены разнообразными гранитами (рис. 23) и их эффузивными аналогами – риолитами, пемзой, обсидианом. Породы имеют светлую окраску. Определяющим минералом в их составе является кварц, количество которого составляет 25–40 %. Главные минералы – щелочной полевой шпат, кислые плагиоклазы, кварц, мусковит, биотит, роговая обманка; акцессорные – циркон, сфен, апатит, магнетит, ильменит. Породы распространены в различных регионах земного шара.

64

Щелочные породы с содержанием щелочей до 20–22 % по основности относятся к ультраосновным и средним. Среди щелочных ультраосновных пород следует отметить уртит (рис. 24) – породу светло-серого цвета среднезернистую, состоящую на 70 % из нефелина и темноцветных минералов (титанавгита, эгирин-авгита). Акцессорные минералы представлены титаномагнетитом, апатитом и эвдиалитом. Для породы типична агпаитовая структура, характеризующаяся четкими идиоморфными зернами нефелина, выделяющимися ранее темноцветных минералов.

Рис. 24. Уртит (фото М. В.Вульф)

К щелочным средним породам относят ряд пород, выделяющихся под общим названием нефелиновые сиениты. Это зеленовато-серые зернистые породы, в составе которых главные минералы представлены щелочными полевыми шпатами, нефелином, альбитом, щелочными пироксенами и амфиболами; второстепенные – содалитом, канкринитом, астрофилли-

65

том, биотитом, гранатом, цеолитами, карбонатами; акцессорные – цирконом, сфеном, магнетитом и ильменитом. Распространены щелочные породы преимущественно на Кольском полуострове и в Восточной Сибири.

Большинство магматических пород являются прекрасным отделочным и строительным материалом. Магматические месторождения промышленного значения связаны главным образом с ультраосновными и основными магмами, а также с щелочными. Причина заключается в том, что в основных магмах сохраняется больше рудных компонентов, которые из кислых магм уходят вместе с летучими и концентрируются в рудных жилах, пегматитах, контактовых зонах.

3.2.1.2. Магматические Минеральные месторождения

Месторождения алмаза в кимберлитах. Кимберлитовые породы имеют брекчиевую текстуру и состоят из собственно кимберлита (ультраосновной магмы с повышенной щелочностью зеленовато-серого цвета эффузивного облика с порфировой структурой) и ксенолитов – обломков прорванных пород и включений дунитов, перидотитов и других ультраосновных пород.

В составе алмазоносных кимберлитов выделяют две парагенетические ассоциации первичных минералов:

1– алмаз, хромшпинелид, оливин I (в порфировых вкрапленниках), хромдиопсид, пироп лиловый и оранжево-красный, ильменит, флогопит I (протомагматические вкрапленники, образующиеся при медленной кристаллизации на глубине);

2– оливин II, флогопит II, перовскит, апатит, магнетит и диопсид (в основной массе). Минералообразование происходило при резких изменениях режима кимберлитового расплава.

К вторичным (постмагматическим) минералам относят серпентин, кальцит, хлорит, магнетит. Обычно оливин почти нацело замещен серпентином и другими вторичными минералами.

К типоморфным минералам кимберлитов относят алмаз, пироп, ильменит, хромдиопсид и хромшпинелид.

Распространены кимберлиты на Сибирской платформе в Якутии, на Африканской платформе в ЮАР и др.

Месторождения хромита и платины. В типичных месторождениях хромита вмещающими породами являются дуниты, перидотиты и реже пироксениты. Характерным процессом изменения дунитов является их серпентинизация вплоть до образования типичных серпентинитов.

Рудные минералы – хромит и платина встречаются в трех морфологических формах: в виде участков рассеянной вкрапленности в дунитах, шлировых выделений «седого» хромита и жилообразных тел. В каждой морфологической форме хромит сопровождается включениями платины.

66

На участках рассеянной вкрапленности хромита отмечаются идиоморфные зерна хромита, выделившегося как до, так и после кристаллизации оливина. Последние менее идиоморфны и окаймлены серпентином.

Шлиры состоят из так называемого «седого» хромита, мелкозернистого, имеющего серовато-белесую окраску за счет тонких прожилков белого серпофита. В качестве типоморфной следует отметить специфическую нодулярную текстуру руды (рис. 25), которая выражается в расположении хромита внутри породы в виде включений сферической формы, обусловленной, вероятнее всего, ликвацией рудного расплава в жидкой фазе [14]. В шлирах наблюдается богатая вкрапленность платины.

Рис. 25. Хромитовая руда нодулярной текстуры (хромит – черное) Месторождение Гигант, Мугоджары [14]

Жилообразные тела слагаются сливным средне– и крупнозернистым черным хромитом с сильным смоляным блеском. Для них характерна массивная и брекчиевидная (обломки дунита цементируются хромитом) текстуры. Платина в них наблюдается в виде редкой вкрапленности.

Порядок выделения описанных выше минералов следующий: 1) вкрапленный акцессорный хромит; 2) шлиры «седого» хромита; 3) жилы сливного хромита.

67

Для платиноносных хромитовых тел характерны следующие минералы: рудные – хромит, платина (поликсен), иридистая платина (Ir = 10–28 %), осмистый иридий; нерудные – оливин, реже пироксен. Все эти минералы кристаллизовались на одной стадии магматического процесса.

В эпимагматическую – пневматолито-гидротермальную стадию образовались хромсодержащие силикаты – уваровит, хромвезувиан, хромдиопсид, хромтурмалин, хромхлориты, фуксит. Они наблюдаются на стенках пустот и трещин в дуните и хромите, замещают последний, что говорит о более позднем их образовании. С ними связаны сульфиды железа, никеля и меди – пирротин, пентландит, халькопирит.

Процесс региональной серпентинизации дунитов вызвал гидротермальные изменения ранее выделившихся минералов с образованием вторичных минералов (серпентина, хлорита, магнетита и др.).

Изложенное выше указывает на сложность и многостадийность процессовобразованияминераловвплатиноносныххромитовыхместорождениях.

Месторождения известны в Нижне-Тагильском районе (Средний Урал), в Кемпирсайском (Южный Урал), в Южной Африке (Бушвельд).

Сульфидные медно-никелевые месторождения. Вмещающими по-

родами медно-никелевых рудных тел являются основные и ультраосновные породы – габбро, нориты, пироксениты и другие, богатые магнием, серой и сравнительно бедные кальцием и железом. Главные породообразующие минералы представлены оливином, пироксенами и плагиоклазами, рудные минералы – магнетитом и сульфидами. Вмещающие породы слабо изменены, но все же подверглись гидротермальным изменениям – амфиболизации, хлоритизации, карбонатизации, оталькованию и в меньшей степени серпентинизации.

Главными формами минеральных тел являются:

а) участки (горизонты) с рассеянной вкрапленностью сульфидов, без резких ограничений;

б) гнезда или шлиры сульфидов с вкрапленной, полосчатой и массивной текстурами;

в) жилы сплошных сульфидов, почти без силикатов, с массивной и брекчиевидной текстурами и резкими контактами с вмещающими породами.

Минеральный состав рудных тел в основном очень сходен: пирротин, пентландит, халькопирит, магнетит и ильменит, небольшая примесь арсенидов кобальта и никеля, минералов платины и палладия, а также пирита; нерудные – оливин и пироксен.

Магнетит – один из главных рудных минералов, встречающийся повсеместно в двух генерациях. Наиболее развит магнетит I, представленный четырьмя последовательно образовавшимися формами выделения.

А) Крупные октаэдрические кристаллы и зерна, выделившиеся ранее сульфидов вдоль зальбандов жил.

68

Б) Мелкие (0,5–1,0 мм) идиоморфные зерна, рассеянные в сульфидах, в пирротине.

В) Тонкозернистые выделения с многочисленными точечными включениями халькопирита, образующиеся после пирротина.

Г) Мелкие идиоморфные кристаллы, включенные в халькопирит, образовавшиеся в результате частичного растворения тонкозернистых выделений предыдущей разновидности.

Ильменит крайне редок и наблюдается в двух разновидностях магнетита, преобладая в магнетите I генерации в виде тончайших пластинок, образовавшихся в результате распада твердых растворов.

Пентландит представлен двумя генерациями. К первой относятся порфировидные зерна, идиоморфные по отношению к пирротину. Ко второй – пластинчатые или петельчатые и жилкообразные выделения между зернами пирротина.

Пирротин – главный рудный минерал сульфидных руд, он выделяется раньше пентландита II и халькопирита.

Халькопирит – наиболее поздний по времени выделения минерал. Платиновые минералы представлены палладистой платиной и спер-

рилитом.

В магматическую ассоциацию минералов входят: оливин, пироксен (гиперстен), плагиоклаз; титаномагнетит, магнетит, ильменит, пентландит, пирротин, халькопирит, а также платина (палладистая) и сперрилит

(PtAs2).

На постмагматическом этапе образовались: актинолит, хлорит, тальк, серпентин, кальцит; поздние генерации магнетита и пентландита, а также редкие сульфиды меди (кубанит, валлериит), никеля (виоларит) и арсениды кобальта и никеля.

Типоморфными сульфидами являются: пентландит, халькопирит (содержит примесь селена, представлен талнахитом), пирротин, а также сперрилит и платина палладистая.

Порядок кристаллизации главных магматических минералов в рудах месторождения следующий: оливин – пироксен – магнетит – ильменит – пентландит I – пирротин – пентландит II – халькопирит.

Образование медно-никелевых месторождений, по мнению А. Г. Бетехтина, протекало следующим образом. Капельки сульфидов обособились (ликвировали) от материнского расплава и собирались в донной части интрузивных залежей еще в раннемагматический период, но длительное время были жидкими. Поэтому кроме донных залежей вкрапленных руд, застывших на месте, могли образоваться позднее магматические сульфидные жилы с массивной и брекчиевидной текстурами, обогащенные никелем, медью, платиной и палладием. Температура не превышала 300о, т. е. была аналогична температуре образования среднетемпературных гидротермаль-

69

ных жил. Однако сульфидный расплав содержал мало воды, т. к., вопервых, в рудах сохранились не только плагиоклаз, но и оливин, который в присутствии воды был бы серпентинизирован, и, во-вторых, околорудные изменения пород развиты слабо.

Наиболее известными являются Норильская группа месторождений (Красноярский край), Печенга (Кольский п-ов) и Садбери (Канада).

Месторождения ильменит-титаномагнетитовых руд. Вмещаю-

щими породами магнетито-ильменитовых руд Южного Урала являются габбро и амфиболиты.

Рудные тела представлены двумя типами: участками метаморфизованных основных пород с вкрапленностью рудных минералов и жилообразными телами сплошных руд с массивной текстурой.

Минеральный состав рудных тел простой: рудные минералы – магнетит, ильменит, гематит, рутил и редкие сульфиды; нерудные – роговая обманка, плагиоклаз, хлорит, гранат, реже биотит, апатит и шпинель, а также пироксены, эпидот и др.

В минеральных телах выделяются следующие разновозрастные парагенетические ассоциации:

а) собственно магматическая ассоциация в рудных габбро, представленная плагиоклазами, гиперстеном, авгитом, титаномагнетитом;

б) позднемагматическая ассоциация в рудных телах и амфиболитах, сложенная роговой обманкой, магнетитом, ильменитом, шпинелью (плеонаст), рутилом, гематитом, биотитом, гранатом(альмандин), эпидотомиапатитом;

в) поздняя гидротермальная ассоциация наблюдающаяся в виде прожилков хлорита, актинолита и сульфидов.

К типоморфным минералам относят ильменит и магнетит (титаномагнетит). Главными типоморфными признаками магнетита являются: 1) неправильная форма выделений и цементирование им силикатов с образованием сидеронитовой структуры (рис. 26) во вкрапленных рудах; 2) неоднородное внутреннее строение зерен, обусловленное структурами распада твердых растворов (рис. 27) [11].

Считают, что магнетито-ильменитовые руды месторождения имеют позднемагматический генезис. Остаточный рудный расплав, обогащенный железом, титаном и ванадием обособлялся от габбровой магмы или отжимался из межзернового пространства. Из него в начале кристаллизовались титаномагнетиты, при метаморфизме которых затем образовались магне- тито-ильменитовые руды. Вкрапленные руды сформировались из остаточного расплава, закристаллизовавшегося в межзерновом пространстве.

Месторождения в России – Качканарское, (Средний Урал) и Кусинское (Южный Урал).

Нефелин-апатитовая ассоциация в щелочных породах. Апатит-

нефелиновые руды Хибин залегают среди массива нефелиновых сиенитов.

70

Массив имеет концентрически-дугообразное строение. В висячем боку ий- олит-уртитов располагаются линзы или пластообразные залежи апатитнефелиновых руд.

Минеральный состав рудных тел следующий: апатит и нефелин, титаномагнетит, сфен, эгирин, калиевый полевой шпат, эвдиалит и др.

Предполагают, что апатит-нефелиновые тела с вмещающими их нефелиновыми сиенитами возникли в результате кристаллизационной (в сочетании с ликвацией) дифференциации щелочной магмы.

Распространены они на Кольском полуострове и связаны с Хибинским щелочным массивом.

3.2.1.3. Карбонатиты

Карбонатиты – это редкие магматические (или постмагматические метасоматические) несиликатные образования, генетически связанные с ультраосновными щелочными породами и состоящие из кальцита, доломита, анкерита более чем на 80 %. Остальные минералы, количество которых насчитывают до 150, являются относительно редкими. Из них наиболее распространены щелочные пироксены и амфиболы, флогопит, форстерит и др. Для карбонатитов характерно большое количество акцессорных минералов, содержащих Nb, Ta, U, Zr, Sr, P, F, Ti, в частности: (Na,Ca)2(Nb, Ta, Ti)2O6(F,OH) – пирохлор, пирохлор, содержащий U, – гат-

71