Ендогенні процеси мінералоутворення

Серед ендогенних процесів мінералоутворення головними є магматичні, пегматитові і пневматолітово-гідротермальні.

Магматичні процеси.Магма складний за складом розплав, що містить багато хімічних елементів та їх сполуки, які утворюються в глибинних шарах Землі або на інших планетах. Особливу роль у магмі відіграють кремнекисневі сполуки, і тому, магму часто називають силікатним розплавом, головними складовими якого є оксиди кремнію, алюмінію, заліза, магнію, кальцію, натрію і калію. Решта елементів присутня в магмі в менших кількостях. Крім того, в магмі розчинені газоподібні і летючі речовини (вода, вуглекислота, вуглеводні, сірчисті сполуки та ін.), що беруть активну участь у процесах утворення мінералів. Мінерали, що утворюються при застиганні магми, є сполуками, що складаються із тих хімічних елементів, які в ній містилися. При застиганні магми у глибинних шарах планет виникають плутонічні породи, інтрузивні або плутонічні породи. При русі окремих блоків земної кори або кори інших планет магма вичавлюється по тріщинах або ослаблених зонах на поверхню. При цьому магма опиняється в ділянках меншого тиску, де відбувається втрата магмою більшої частини летючих сполук, розчинених у ній. Магма перетворюється на лаву.

При застиганні магми виникають ефузивні або вулканічні породи. Обидві групи магматичних порід отримали назву вивержених, тобто таких, що утворилися із розплавів. Величезні маси вивержених гірських порід формувалися практично на всіх етапах геологічного розвитку планет земної групи і деяких супутників планет-гігантів. Ефузивні породи при швидкому охолодженні на поверхні планети розкристалізовувались не повністю, і тому, у своєму складі містять вулканічне скло та округлі порожнечі, що свідчать про рясне виділення розчинених у магмі (лаві) газоподібних продуктів. Головною ознакою всіх інтрузивних порід є їх відносно крупна зернистість і відсутність аморфного скла, що свідчить про повільну кристалізацію магми на великих глибинах.

Виникнення магми зазвичай пов'язують із внутрішньою тепловою енергією планети – радіоактивним розпадом деяких хімічних елементів і рухом окремих блоків кори планет один відносно одного. Ці явища приводять до локального нагріву і плавлення навколишніх порід. При русі до поверхні планет магми різного складу можуть змішуватися між собою і розчиняти захоплені по дорозі проходження уламки інших гірських порід. Таким чином виникає магма різного типу, кристалізація якої пояснює спостережувану різноманітність вивержених гірських порід.

На магматичному етапі утворюються магматичні гірські породи (табл. ). При застиганні і кристалізації магми в товщі земної кори утворюються глибинні, або інтрузивні магматичні гірські породи (граніт, габро та інші). Коли магма досягає поверхні і застигає, то утворюються ефузивні магматичні породи (базальт, обсидіан та інші). За ступенем зміни складу їх поділяють на дві групи: мало змінені, або свіжі, та сильнозмінені. За структурою і текстурою магматичні гірські породи поділяють на:

· інтрузивні – мають в основному кристалічну структуру і масивну текстуру;

· ефузивні – характерна неповно кристалічна, часто скловидна структура, а також пориста чи пухирчаста текстура.

Таблиця 8.Класифікація магматичних гірських порід

Послідовність кристалізації мінералів із магми при охолодженні останньої залежить як від її початкового складу, так і від умов кристалізації. При русі магми від ділянки її генерації до поверхні сульфідні комплекси можуть відщеплюватися від неї і кристалізуватися незалежно від інших складових силікатних розплавів. Таким шляхом формувалися руди мідно-нікелевих лікваційних родовищ. Від магми можуть відщеплюватися також деякі мінерали, що належать до класу оксидів, утворюючи, наприклад, хромітові поклади, що часто містять елементи платинової групи. Крім утворення сульфідних і окисних мінералів, на ранніх стадіях кристалізації магми виділяється також острівний силікат олівін – (Mg,Fe)₂SiO₄, що є одним із головних породоутворюючих мінералів в ультраосновних та основних вивержених породах.

Загальна схема процесу кристалізації магми може бути описана так званим реакційним рядом Боуена, суть якого зводиться до послідовного утворення при падінні температури все більш кислих (тобто збагачених кремнеземом) темнокольорових і світлокольорових мінералів:

	темнокольорові	Світло кольорові
Олівін (Mg,Fe)2SiO4	Анортіт CaAl2Si2O8
Піроксен Ca(Mg,Fe) Si2O6
Амфібол Ca2(Mg,Fe)5[Si8O22](OH)2
Біотит K(Mg,Fe)2[AlSi3O10](OH)2
Мусковіт KAl2[AlSi3O10](OH)2	Ортоклаз KAlSi3O8 Альбіт NaAlSi3O8
Кварц SiO2

Деякі типи магматичних порід залягають у формі жил або прожилків. Вони утворюються в результаті заповнення тріщин різними мінеральними речовинами. У тріщини з глибинних частин земної кори можуть проникати в залишкові розплави, різноманітні пари і гази (флюїди) або гарячі водні розчини.

Відповідно до цього жили за типом джерела речовини, що їх складають, поділяються на:

· пегматитові, що утворилися в результаті власного магматичного процесу на одній із завершальних стадій його протікання;

· пневматолітові –в утворенні яких узяли участь флюїди, що входили до складу магми;

· гідротермальні – сформовані з гарячих водних розчинів, що надходили з глибинних частин земної кори.

Пегматитові процеси.В кінці основної стадії магматичної кристалізації залишковий розплав помітно збагачується кремнеземом, глиноземом, лугами і летючими компонентами. Разом із цим він також концентрує в собі значні кількості рідкісних і розсіяних елементів (Li, Be, B, F, Rb, Cs, Zr, Hf, Ta, Nb, Th, U та ін.), розміри іонних радіусів яких не дозволили їм увійти до структур звичайних породоутворюючих мінералів. Велика кількість легколетучих компонентів (головним чином Н₂О) обумовлює низьку в'язкість залишкового розплаву. Подальша кристалізація такого розплаву приводить до утворення пегматитових жил. Пегматити зазвичай утворюються в сукупності із кислими (граніти) або лужними (нефелінові сієніти) породами. За своім мінеральним складом пегматити близькі до материнських порід – головна їх маса складається із тих же породоутворюючих мінералів, проте кількість і поширеність другорядних мінералів у пегматитах в деяких випадках істотно більша, ніж у материнських породах. Так, наприклад, у гранітних пегматитах, окрім породоутворюючих мінералів (польові шпати, кварц, слюда), іноді трапляються фтор- і борсовмістовні сполуки (топаз - Al₂[SiO₄](F,OH)₂, турмалін - Na(Mg,Fe)₃Al₆[Si₆O₁₈] (BO₃)₃(OH)₄), мінерали берилію (берил - Be₃Al₂Si₆O₁₈), літію (літієві піроксени і слюда), рідкоземельних елементів, ніобію, танталу та ін. Більшість пегматитів володіють грубозернистою структурою; окремі мінерали в них іноді досягають гігантських розмірів.

У деяких випадках пегматитовий розплав-розчин може проникати по тріщинах у контрастні за складом породи, що містять інтрузив, при цьому в результаті взаємодії таких порід із залишковим розплавом-розчином склад останнього може змінитися і стати істотно відмінним від складу пегматитів, що залягають у материнських породах. Такі пегматити за класифікацією академіка А.Е. Ферсмана належать, на відміну від розглянутих вище пегматитів, до чистої лінії. Всі пегматити утворюються в кінці власного магматичного процесу і займають якби проміжне положення між глибинними магматичними породами і магматичними для поста пневматоліто-гідротермальними утвореннями.

Пневматоліто-гідротермальні процеси. Явище пневматолізу (від грецького "пневма" – газ) протікає в тих випадках, коли унаслідок перепаду тиску відбувається скіпання залишкового розплаву-розчину, і вся рідина переходить у газоподібну фазу, вступаючи при цьому в реакцію з твердими мінералами, що раніше утворилися.

Якщо відщеплення летючих, у тому числі і пари води, на завершальній стадії кристалізації магми або утворення пегматитів відбувалося на великих або середніх глибинах, то летючі сполуки, що вивільняються при цьому, в газоподібній формі могли вступати в хімічні реакції із уміщаючими породами, проводячи так званий контактний метаморфізм. Найбільш інтенсивні зміни встановлені для зон контактів гранітних масивів із вапняковими породами. В результаті різноманітних реакцій заміщення (метасоматичних реакцій) у цьому випадку виникають породи, що отримали назву скарни. Джерелами речовини для їх формування послужили як уміщаючі породи, так і деякі складники магми. З утворенням скарнів нерідко пов'язані крупні родовища заліза, вольфраму, молібдену та деяких інших металів.

Якщо відщеплення летючих у магматичному вогнищі або пегматитових тілах відбувалося на дещо малих глибинах, то подальша міграція (видалення від магматичного вогнища) такого флюїда могла привести, зрештою, до утворення іншого типу жильних тіл.

У тих випадках, коли формування мінеральної речовини в цих жилах відбувалося вище за критичну точку води (374,5 ^оС⁾, тобто активну роль у цьому процесі відігравали пара і флюїди, прийнято говорити про власний пневматолітовий генезис.

Якщо формування мінеральної речовини відбувалося нижче за критичну точку води, тобто вода як самостійна рідка фаза грала істотну роль в процесі утворення мінеральних асоціацій, ідеться про гідротермальний генезис.

Жили у більшості випадків утворені кварцем, карбонатами, які мають в собі скупчення саморідних елементів (Au, Ag, Bi), сульфідів, селенідів і телуридів таких елементів, як Мо, Bi, Cu, Zn, Ag, Pb, Sb, Hg та ін., оксисполук вольфраму, Мо, Sn, U та деякі інші мінерали. Саме із пневматолітово-гідротермальними процесами пов'язано утворення крупних родовищ рідкісних (W, Sn, Bi, Sb, As, Hg), кольорових (Cu, Pb, Zn), благородних (Au, Ag) і радіоактивних (U, Th) металів.

Відповідно до температури утворення, гідротермальні родовища поділяють на:

· високотемпературні (гіпотермальні), що виникли при температурах 400-300 ^оС;

· середньотемпературні (мезотермальні) із температурами утворення мінеральних асоціацій від 300 до 150 ^оС;

· низькотемпературні (епітермальні), такі, що формуються при температурах 150-50 ^оС.

Гідротермальні родовища, розташовані поблизу магматичного вогнища, – зазвичай високотемпературні, а розташовані на відстані від магматичного вогнища – низькотемпературні.