Геохимия магматических процессов

Магматические[3] процессы протекают при общей тенденции пониже­ния температуры магматического очага. В связи с этим условия химических реак­ций в магме непрерывно меняются, что отражается на составе и структуре горной породы как конечного продукта кристаллизации магмы.Происходит разделение первоначально однородной магмы на хими­чески неоднородные части, образующие при её кристаллизации горные породы различного типа.

Про­цесс дифференциации магмы представляет собой ведущую проблему петрологии.Отсюда возникает вопрос о происхожде­нииродоначальной(материнской) магмы, которая в результате дифференциации образовала все известные горные породы литосферы.

Вследствие появления космогонических гипотез о холодном образовании Земли возникло представление, что веществопротопланеты имелоква­зиоднородный химический состав, близкий к составу ультраосновных горных пород или каменных метеоритов. Естественно, что близкие к поверх­ности Земли горизонты имели тот же химический состав. В результате последующего радиогенного разогрева началась медленная локальная дифференциация ультраосновного материала в связи с его плавлением и медленным обволакиванием поверхности Земли дифференциатами этого материала – базальтовыми и гранитными массами. При этом, естественно, происходило и изменение первичного состава мантийного материала.

Материал современной верхней мантии, вероятнее всего, представлен ультраосновными породами типа горных пород островов св. Павла, находя­щихся на срединном хребте Атлантического океана. Особый состав горных пород этих пустынных островов был отмечен ещёЧ.Дарвиным. Хотя структурно и минералогически эти горные поро­ды сильно изменены (милонитизированы), полагают, что в целом они представляют вещество мантии. Образ­цы этих горных пород, по-видимому, представляют собой материал, крис­таллизовавшийся на различных уровнях мантии и вынесенный тек­тоническими движениями наверх.

Источником магмы верхних частей Земли, очевидно, является мантия, которая в целом ока­залась мало затронутой фракционированием и дифференциацией. Очевидно, первичной магмой следует считать продукты выплавления мантии в соответствиис физико-химическими закономерностями.

Эксперименты по зонной плавке материала каменных метеоритов (хондритов) и ана­лиз характера распределения многих химических элементов между дунитами, базальтами и метеоритами указывают, что в процессе выплавления и дегазации легкоподвижных веществ из мантии происходит её разделение хондритового состава на дуниты и базальтовое вещество. Если принять в качестве исходного материала мантии пиролит, то в процессе плавления должно произойти разделение вещества на перидотиты и базаль­товое вещество. Разделение вещества мантии, если механизм зонной плавки признать адекватным,можно представить в двух вариантах (рис. 2).

Рис. 2. Расщепление материнского ве­щества мантии

Из рисунка следует, что, независимо от исходного материа­ла мантии, более легкоплавкая фракция приобретает состав базаль­товой магмы. Обогащаясь, она поднимается вверх, постепенно обволакивая поверхность Земли сплош­ным базальтовым слоем. Этот слой и явился исход­ным материалом земной ко­ры и всех типов горных пород.

Это представление не противоречит геологическим данным, которые свидетельствуют о том, что химический состав, древних участков земной коры с возрастом свыше 2,5 млр.лет близок к составу базальтового слоя (докембрийские "зелёнокаменные ядра" материков). Следовательно, исходным веществом огром­ного разнообразия горных пород явилась именно базальтовая магма. Однако этот вывод нельзя считать прямым подтверждением класси­ческих петрографических представлений о её первичности в прямом смысле.Базальтовая магма является вторичным продуктом развития планеты – продуктом про­цессов, происходящих в её мантии.

Разделение вещества верхних горизонтов Земли на химически и минералогически разные горные породы, определяются тремя основными типами процессов:

­ осадочной (экзогенной) дифференциацией, сопровождающейся переплавлением (а также ассимиляцией, палингенезисом);

­ расслоением магмы в жидком состоянии на два несмешивающихся расплава – ликвацией;

­ кристаллизационной дифференциацией магмы.

Наиболее резкое разделение вещества происходит при осадочнойдифференциации.В сочетании с переплавлением, ультраметаморфизмом и мета­соматозом она указывает на происхождение многих изверженных пород.

Расслоение магмы на два несмешивающихся расплава характерно для силикатов и сульфидов. По экспериментальным дан­ным, расплавленные силикатыимеют ионное строение со значительной степенью электролитической диссоциации. Ведущие катионы Na⁺, K⁺, Са²⁺, Mg²⁺иFe²⁺, а также отдельные молекулы (типа MgO, СаО) не занимают определённого положения в структуре силикатов и облада­ют высокой подвижностью. Анионами в основном служат алюмо-и кремнекислородные тет­раэдры(AlO₄^5-иSiO₄^4-), подверженные полимеризации, и в мень­шей степени ионы ОН^– и S^2–.

Ввиду крайне ограниченного изоморфизма ионов кислорода и серы суль­фиды рудных металлов практически не растворяются в силикатных ми­нералах. Растворимость же их в силикатных расплавах несколько выше, но всё же существенно ограничена. Это объясняется тем,что размерыио­нов серы (S^2-) слишком велики для вхождения сульфидов в кремнекислородные те­траэдры силикатов в кристаллическоми расплавленном состояниях. Взаимная растворимость оксидов исульфи­дов в расплавах практически не ограничена, хотя в твёрдых фазах взаимопревращениеничтожно.

Для понимания процессов естественной ликвации имеют значение экспе­риментальные данные по изучению системы FeO—FeS—SiO₂, в которой отношениесодержания ионов Fe³⁺/Fe²⁺ в разных фазах управляется равно­весием с твёрдым и жидким металлическим железом, а также системой FeO—FeS—Fe₂SiО₄. Эта система допускает совместное существо­вание трёх несмешивающихся жидкостей, для каждой из которых характерен свой тип химической связи:

­ полуметаллический расп­лав сульфида железа;

­ ионно-ковалентный расплав силиката железа;

­ ковалентно-ионный расплав кремнезёма.

Если сульфидный расплав отделяется до начала кристаллизации магмы, то в нём происходит концентрация халькофильных(буквально, медь) элементов. Характерные халькофильные элементы, стремятся выделиться раньше, а менее халькофильные (например, никель) − несколько позже. Отношение содержаний ионовNi²⁺/Cu²⁺зависит от порядка кристаллизации си­ликатной части системы по отношению к сульфидной. У суль­фидного расплава, выделившегося из жидкой магмы, отношение содержаний ионов Ni/Сuвыше, чем у сульфидного расплава, образовавшегося на заключитель­ных стадиях кристаллизации силикатов и магнетита. Это связано с тем, что ионы никеля (Ni²⁺) изоморфно захватываются орто- и метасиликатами (РО₄^3– и РО₃^–) значи­тельно в большей степени, чем ионы меди. Это приводит к уменьшению содержанияникеля в сульфидной фазе.

Сульфидный расплав, являясь, более тяжёлым, чем силикатный, погружается в основные и ультроосновные магматические системы, в результате чего возникают сегрегации[4] месторождений в основном пирротинового состава.

Основным мотивом кристаллизационной дифференциации магмы является процесс кристаллизации минералов в определённой после­довательности с погружением их в нижние горизонты магматического бассейна по закону Стокса (см. раздел 3.4, с. 46).

Кристаллизационная дифференциация вызываетсяохлаждением магмы и её стремлением перейти в состояние с наиболее низким термодинамичес­ким потенциалом, что неизбежно приводит к возникновению твёрдых фаз­­­­в виде отдельных минералов. Последовательность магматической кристаллизации выражена американским учёным Н. Боуэном в виде двух реакционных рядов (рис. ).

В соответствии с приведённой схемой каждый вышестоящий в ряду минерал выделяется раньше ниже­стоящего, формирующегося за счёт химической реакции веществ с оставшихся в расплаве.

Исходя из высоких значений температур плавления оксидов. MgO и СаО (соответственно 2800 и 2200 ⁰С), а также относи­тельной близости их структур, следует, что сначала эти оксиды должны выделяться из магмы в виде молекул и зародышей минералов – периклаза (MgO) и извести[5] (СаО). В дальнейшем они ведут себя независимо в разных ветвях боуэновской схемы и выделяются из жидкой магмы по мере снижения темпера­туры. При этом увеличивающиеся количества алюмо-и кремнекислородных тетраэдров А1О₄^5- и SiO₄^4-, создают последовательные ступени реакционной схемы.

	Na-плагиоклазы

Рис. 3. Реакционные ряды магматической кристаллизации.

Магний образует прерывистый реакционный ряд "оливины – пироксены – амфиболы – биотиты", всё более замещаясь железом:

2MgO + SiO₂ = Mg₂SiО₄;

Mg₂SiO₄ + SiO₂ =2MgSiО₃.

Кальций образует непрерывный реакционный ряд плагиоклазов:

CaAl₂Si₂O₈ → NaAlSi₃O₈.

По мере выделения главных породообразующих минералов происхо­дит усложнение связи между кремнекислородными тетраэдрами (SiО₄^4-) – их полимеризация и прогрессивное уменьшение отношения содержания атомов кис­лорода к кремнию (от Si : 40 до Si : 20).

После выделения минералов с изолированными кремнекислороджнымитетраэдрами SiО₄^4–появляются минералы, в которых тетраэдры связаны в цепочки (пироксены) и пояса (амфиболы), а затем пластинчатые силикаты (слю­ды). К концу процесса тетраэдры равномерно заполняют объём, образуя «вязаные» структуры (полевые шпаты, кварц). Таким об­разом, усложнение структуры идёт в следующей последовательности:

SiО4	→	SiО3	→	Si4О11	→	Si2O5	→	SiO2
остров		цепочка		пояс		лист		объём

Поведение других химических элементов в процессе кристаллизаци­онной дифференциации определяется радиусами их ионов и свой­ствами образовывать определённые типы химических связей .

Значение ионных радиусов в этом процессе установ­лено В. Гольдшмидтом и А. Ферсманом. Природа химической связи в процессе распределения атомов химических элементов среди главных породообразую­щих минералов в процессе их кристаллизации была впервые изучена А. Рингвудом в 1955 г. При кристаллизации минералов химические элементы(преимущественно в форме катионов) входят в их состав согласно законам изо­морфизма либо, если их кристаллохимические параметры (размер атомов, типообразуемые связи, координационное число) ока­зывается несовместимыми с минералами, остаются в рас­плаве, обогащая его.

Расплав после первичной (главной) кристаллизации неиз­бежно обогащается летучими компонентами:(молекулами H₂O и СО₂, атомами F, C1, I и В), которые обладают высокой подвижностью и образуют летучие соединения сдругими химическими элементами, в том числе и с атомами тяжёлых металлов. На определённых стадиях эволюции магмати­ческого очага происходит выделение летучей фазы. С этим связано образование так называемых пневматолитовых, а затем и гидротермальных месторождений. Вблизи земной поверх­ности этот процесс проявляется наиболее чётко при вулканичес­ких извержениях и представляют собой процесс дегазации глубинной магмы.

Считая базальтовую магму в качестве первичной и отводя ос­новную роль кристаллизационной дифференциации, предполагают следующую последовательность магматической эволюции:

Рис. 4.

В. Гольдшмидт и А. Ферсман, выделили три этапа эволюции: протокристаллизацию (первичную), мезокристаллизацию (главную) и телокристаллизацию (остаточную).

В процессе протокристаллизации выделили рудные минералы:магнетит, ильменит, хромит, апатит, а затем основные породообразую­щие минералы:ортосиликаты магния и железа,а так же образуются ультраосновные изверженные породы и частично основные. Происходит концентрация ряда химических элементов, которые, согласно А. Е. Фер­сману, можно разделить на две группы: ведущие элементы:(Mg, Si,О, Ti, Fe, Ni, Cr) и главные (V, Mn, Co, Pt, Ru, Rh, Pd, Os, Ir) элементы.

Протокристаллизационный процесс накапливаетэлементы семейства железа, для которых характерны высокая тугоплавкость и низкая летучесть. Хром выделяется в форме хромита, никель при недостатке серы изоморфно захватывается железистомагнезиальными силикатами, металлы платиновой группы выделяются в самород­ном виде. В присутствии серы и мышьяка платина образует минерал сперрилитPtAs₂, aникель входит в состав сульфидной фазы.

В процессе главной кристаллизации выделяются наиболее распространён­ные силикаты(плагиоклазы, слюды, амфиболы и К-полевыешпаты), широко проявляетсяпертитизация (взаимное прорастание К- и Na-полевых шпатов), а также происходят изоморфные замещения в породообразующих минералах.

При остаточной кристаллизации формируются магмы, обо­гащённые летучими компонентами и многими редкими химическими элементами. При остывании магм образуются крупнокристаллические породы, иног­да сильно минерализованные − их называют пегматитами. Наиболее распространены гранитные пегматиты. Согласно А. Е. Фер­сману, гранитным пегматитом называют жильное тело, связанное с магматическим гранитным остатком, основная часть которого кристаллизуетсяв пределах 700-350⁰С и ко­торое характеризуется значительным количеством кристаллических ин­дивидуумов, большей или меньшей одновременностью кристаллиза­ции, повышенным содержанием летучих и подвижных компонентов, а также накоплением рассеянныххимических элемен­тов.

В минерализованных пегматитах наблюдаются наиболее крупные из известных в природе минералов: берилл (до 18 т), сподумен (длиной до 14 м), биотит (поверхностью до 7 м²), микроклин и орто­клаз (до 100 т), кварц (до 14 т), циркон (до 6 кг).

А. Е. Ферсман разделил процесс формирования пегматитов на 10 этапов, или геофаз:

геофаза В (800-700 ⁰С) – образование контактных зон, отделя­ющих пегматит от самой породы, с характерной аплитовидной струк­турой (содержит гранат и магнетит).

геофаза С (700-600 ⁰С) – образование графической (пегматито­вой) зоны с закономерным прорастанием кварца и полевого шпата (письменный гранит);

геофазы D−Е (600-500 ⁰С) – образование породы с пегматоидными структурами с характерными минералами пегматитовых жил (содержит шерл, мусковит, берилл, топаз, дымчатый кварц, полевой шпат);

геофазы F−G (500-400⁰С) – (надкритические−(флюидно-гидротермальны)-условия;-образуются пневматолитовые минералы: зелёные слюды, альбит,рубеллит, литиевые, рубеллит и другие соединения с характер­ным замещением ранее образованных минералов;

геофазы Н – I−К. (400-50 ⁰С) – пегматитовые образования с участием гидротермальных процессов; для них характерны вначале зелё­ные слюдки (жильбертит, кукеит), затем сульфиды, под конец-кар­бонаты и цеолиты;

геофаза L (50-0 ⁰С) – (гипергенная),-образуются глинистые минералы, халцедон, вторичный кальцит, кварц.

В пегматитах встречаются редкие минералы: силикаты редкоземельных металлов,тантала и ниобия. В отдельных пегматитах число ми­неральных видов может быть 20 более.

В пегматитах распространённость ряда химических элементов отличается боль­шими контрастами. С одной стороны, в них накапливаются лёгкие элементы, начала Периодической системы химических элементов Д.И. Менделеева, а с другой стороны, тяжёлые, находящиеся в её конце. По

А. Ферсману, все химические элементы гранит­ных пегматитов условно делят на 5 групп:

­ ведущие элементы: Н, Li, Be, О, Si, Al, Na, К, Rb, Cs, Tс;

­ главные элементы: В, F, Sc, P, Sn;

­ нормальные элементы: Не, Cl, Ca, Ti, Mn, Ga, Ge, Y, Zr, Nb, Hf, Та, W, Re, Au, TI, Pb, Bi, Th, U, Ra;

­ случайные элементы: N, С, Mg, S, V, Cr, Fe, Cu, Zn, Sr, Sb, Ba;

­ запрещённыеэлементы: Ne, Co, Ni, As, Se, Br, Kr, Ru, Rh, Pd, In, Os, Ir, Pt, Hg, Xe.

Пегматиты являются в основном продуктами застывания остаточного расплава магмы, обогащённого редкими (преиму­щественно литофильными) химическими элементами и летучими компонентами.

Пегматитовые тела образуются также в результате перекристаллизации материнских пород (гранитов, аплитов, сиенитов, габбро) под воздействием газового раствора, отделив­шегося на определённой стадии развития от глубинной магмы. Про­цесс этот совершается при высоком внешнем давлении, затрудняющем удаление газового раствора из материала будущего пегматита, то есть на значительной глубине и в замкнутой системе. Такой путь образо­вания пегматитов часто хорошо объясняет факт минералогичес­кого сходства вмещающей магматической породы и пегматита, ко­торый отличается от неё лишь более крупнозернистой структурой минерала. Однако это не объясняет случаи, когда вмещающие породы и пегматиты имеют разный минеральный состав, а также богатую редкоземельную минера­лизацию гранитных и щелочных пегматитов.

ГИДРОТЕРМАЛЬНЫЕ ПРОЦЕССЫ

Гидротермальные процессы связаны с химическим растворением, переносом и отложением веществ горячими подземными водами. Гидротермальные растворы могут формироваться в результате различ­ных процессов в пределах земной коры. Но количественное участие различных источников подземных вод достоверно не установлено. Можно лишь отметить следующие источники растворов:

­ магматические воды, возникающие в процессе кристал­лизации магмы, могут быть ювенильными, а также регене­рированными из переплавленных пород;

­ метаморфические воды, образующиеся впроцессе химических реакций между минералами;

­ захороненные воды из поровых растворов осадочных горных пород;

­ метеорные, или вадозные,воды поверхностного происхожде­ния, нагреваемые на глубине в вулканических районах.

Составной частью магмы является вода, которая находится в ней как в виде молекул, так и ионов Н⁺ и ОН^–, каким-либо образом связанных с другими компо­нентами магмы. С увеличени­ем давления растворимость воды в силикатных распла­вах повышается и может дос­тигать 9 % по массе в гра­нитных расплавах при давле­нии 4 · 10⁸ Па и температуре 1000 ⁰С. Обычно магмы при умеренном давлении способны растворять до 8 % воды. Для удержания в растворе 10 % воды необходимы очень высокие давления (Рис.5). Ограниченная растворимость воды в расплавах силикатов объясняется тем, что химические связи Si−О−Si и Si−О−А1 превращаются в связи Si−О−Н−О−Si и Si−О−Н−О−А1.

Очевидно, структура, воз­никающая при растворении воды, существенно отличается от струк­туры жидкой воды, которая значительно снижает вязкость силикатного расплава.

Рис. 5. Растворимость воды в расплавах силикатов

Выделяют три способа образования магматогенных растворов.

1. Гидротермальные растворы образуются в результате миграции газовой фазы во вмещающие породы при сравнительно высоких тем­пературах магматической дистилляции. Газовая фаза в виде надкритического раствора (свыше 374 ⁰С) испытывает зачастую существенные изменения в химическом составе при взаимодействии с вмещающими породами. Постепенно охлаждаясь, она переходит в сос­тояние сжатого гидротермального раствора. Если внешнее давление па­дает, то газовая фаза конденсируется в жидкую фазу переменного состава. При этом имеет место равновесие жидкой фазы с трудно конденсиру­ющимися составными частями газовой фазы, например СО₂, H₂, О₂.

2. Гидротермальные растворы могут образоваться в результате охлаждения газовой фазы, остающейся после кристаллизации магматического расплава. Такие растворы могут оставаться в пределах интрузивной массы, в порах, пустотах и трещинах образовавшейся магматической породы или мигрировать во вмещающие породы.

3. Гидротермальные растворы могут возникать из кристаллизующегося расп­лава на значительно более поздних этапах, чем собственно магмати­ческая дистилляция, как преимущественно водный остаточный раствор.

Прямых данных относительно состава первичного гидротермального раствора нет. Можно лишь предполагать, что это сильно минерализованный природный раствор. Анализ жид­ких включений в мине­ралах гидротермальных жил показывает, что об­щая минерализация (солёность) растворов находится в пределах 5-20 %, а иногда дос­тигает и 50 %. Последнее связано с присутствием хлоридов, карбонатов, боратов натрия, калия, магния и кальция. При этом сильно варьирует концентрация СО₂.

Термальные воды вулкани­ческих районов имеют в основном кислый характер. В них отмечается наличие НС1 и растворённых хлоридов.

Горячая вода растворяет многие вещества магмы и в первую очередь наиболее важный её компонент – кремнезём, с увеличением давления растворимость которого возрастает (первоначаль­ная растворимость характеризуется лишь сотыми или десяты­ми долями процента). При 600 ⁰С и давлении 2-3·10⁸ Па растворимость SiO₂ в надкритической фазе воды увели­чивается в несколько раз.

Наиболее распространёнными и характерными химическими элементами гидротермальных жил являются халькофильные элементы, а наиболее ти­пичными рудными минералами – сульфиды, растворимость которых в природных растворах ничтожна. Поэтому естественно допустить, что указанные химические элементы в термальных растворах миг­рируют в форме растворимых веществ.

Согласно существующим представлениям, перенос вещества в гидротермальных процессах происходит в виде истинных ионно-дисперсных растворов или в коллоидном состоянии – в виде золей, с последующим выделением их в виде твёрдых гелей. Однако перенос в коллоидном состоянии происходит в ограничен­ных количествах и преимущественно в конце гидротермальной стадии процесса. Перенос в коллоидном состоянии не может объяснить высокую проникающую способность термальных раство­ров, которые проникают через систему пор, где коллоидные частицы неизбеж­но должны задерживаться, отфильтровываться.

Гидротермальные растворы являются сложными многокомпонентными системами. При их взаи­модействии с вмещающими породами и изменении термодинамических условий в них самих происходят химические превращения, и отлага­ются различные минеральные вещества как труднорастворимые продукты реакций. Поэтому неизбежно происходит диф­ференциациягидротермальных растворов от места их зарождения до экзогенных условий земной поверхности.

Экспериментальнодоказано, что SiO₂ может переноситься в газовой фазе воды. Однако и в растворах SiO₂ переносится в виде легкорастворимых силикатов натрия и калия (M₂SiO₃), находящихся в равновесии с другими химическими соединениями. Ионы металлов образуют растворимые соединения сионами Cl, F и Вr. Поскольку эти анионы не способны к фиксации в магматических породах по своим кристаллохимическим параметрам, то они в повышенном количестве попадают в термальные растворы, где взаимодействуют с катионами металлов. Об этом, например, сви­детельствуют многочисленные находки хлоридов тяжёлых ме­таллов (Pb, Cu, Fe) как продуктов фумарольной деятельности в вулка­нических районах.

Соединения с SiO₂, WО₃, SnO₂ может давать борная кислотаH₃BO₃, что делает возможным перенос атомовхимических элементов в форме борнокис­лых соединений. Возможно, этим объясняется и парагенезис квар­ца, касситерита и турмалина в некоторых рудных месторождениях. Во всяком случае представляется несомненным, что гидротермальные растворы зачастую оказываются сущест­венно обогащённымисоединениями хлора.

Гидротермальные растворы содержат игазы – H₂S, СО₂, НСl, HF.

Анионы S^2–и О^2–, а также СО₃^2-и SO₄^2- являются главными осадителями катионов металлов из гидротермальных растворов, поэтому на последова­тельность выделения минералов сильное влияние оказывает природа атомов серы, кислорода, а также углекислоты в термальных растворах.

Атомы серы встречаются в различных валентных состояниях в зависимости от окислительно-восстановительных условий среды. В порядке возрастания степени окисления атомы серы располагаются в ряд:

S^2– →S₂^2– → S⁰ → S⁴⁺ → S⁶⁺.

Ионы Fe²⁺ с ионами S^2– обычно образуют пирротин (FeS), а с ином S₂^2– – пирит (FeS₂); S⁰ – представляет самородную серу. Ион S⁴⁺ обычно редок, a ионS⁶⁺ быстро превращается в сульфат-ионSO₄^2-.

В образовании сульфидов гидротермального генезиса принимает участие не сероводородная кислотаH₂S как таковая, а продукты её элек­тролитической диссоциации в виде анионов S^2– и S₂^2–. Оптималь­ные условия для отложения сульфидов создаются в относительно охлаждённых термальных растворах, поэтому массовое скопление сульфидов наблюдается в месторождениях, относимых к средне- и низ­котемпературным типам. Это связано с тем, что образование иона S^2–,как главного осадителя, происходит при увеличении степени электролитической диссоциации H₂S, что происходит охлаждение гидротермальных растворов до определённых пределов. Поскольку на природу серы влияют и дру­гие факторы, то могут быть и отклонения отнаправления этойтен­денции. В частности,отклонения могут быть связаны с наличием кислорода. В сильно окислительной среде ионы S^2- и S₂^2–окисляются до катионов и тем самым создают ограничения для об­разования сульфидов на данном этапе минерализации.

В реакциях минералообразования на ранних стадиях гидротермального процесса активного участия диоксид углерода не принимает, но впоследствии роль его становится значительной. Взаи­модействие СО₂ с Н₂О увеличивается с понижением температуры и в термальном растворе возникает сложная система карбо­натного равновесия. В термальных процессах по мере насыщения растворов диоксидом углерода и увеличения концентрации ионов СО₃^2– силикаты и гидросиликаты разлагаются. Новообразования обогащаются кремнекислотойH₄SiO₄ вплоть до выделения кварцаSiO₂ с одновременным образованием устойчивых карбонатов.

Связанные с интрузиями гидротермальные растворы возникают на глубинах порядка12 км, что соответствует давлению 3 · 10⁸ Па. По мере продвижения в верхние горизонты происходит понижение температуры и давления. По существу, гидротермальный процесс развивается в интервале температур 400­­-50⁰С.Поэтому гидротер­мальные месторождения подразделяют на эндотермальные(высокотемпературные),мезотермальные (среднетемпературные) и эпитермальные (низкотемпературные).Деление такое относительно, однако в наиболее типич­ных случаях выделение минералов из термальных растворов в основном соответствует последовательному падению температур и давлений. Типич­ные ассоциации минералов, формирующиеся при разных термальных условиях, представлены в табл. 2, данные в которой однако,это нельзя рассматривать как жёсткую схему, а лишь как общую тен­денцию минералообразования в гидротермальном процессе.

Таблица 2