title-icon
Яндекс.Метрика
» » Горные породы и минеральные месторождения эндогенной группы

Горные породы и минеральные месторождения эндогенной группы

Эндогенные процессы, как уже отмечалось, делятся на три стадии: собственно магматическую, пегматитовую и постмагматическую. Поэтому минеральный состав горных пород, руд и отдельных минералов, возникших вследствие изменения условий существования магматического расплава (в частности, его охлаждения), зависит от условий их формирования.
Продукты собственно магматической стадии. Последовательность кристаллизации магмы в основном определяется правилом Розенбуша; первыми выделяются рудные и темные минералы, затем светлоокрашенные, и весь процесс заканчивается выделением кварца. Это правило было дополнено Боуэном так называемой реакционной схемой, сущность которой заключается в том, что каждый выделившийся из расплава минерал стремится прийти в равновесие с жидкой фазой. Для того чтобы сохранить это равновесие при падении температуры, ранее выделившиеся минералы вступают в реакцию с жидкой магмой, меняя при этом свой состав. Реакция может быть непрерывной с образованием минеральных видов переменного состава, например плагиоклазов от анортита до альбита, и прерывистой, когда железо-магнезиальные минералы преобразуются при определенных температурах в минералы иного кристаллического строения: оливин может заместиться гиперстеном, а авгит роговой обманкой и т. д.
Последовательность выделения минералов при кристаллизации магмы с образованием минеральных ассоциаций главных типов изверженных пород отвечает двум реакционным рядам:

Кристаллизация в большинстве случаев совершается из многокомпонентных систем, хотя известны случаи кристаллизации из моно-, двух-и трехкомпонентных магм.
Процесс дифференциации магмы сводится к образованию твердой кристаллической фазы и выделению этой фазы из остаточного расплава или раствора.
В некоторых случаях дифференциация может совершаться под влиянием ликвации, т. е. разделения жидких расплавов, не смешивающихся между собой. Важную роль при кристаллизации магмы играют и такие факторы, как изменение концентрации, присоединение новых химических соединений (вплавление, ассимиляция) и потеря расплавом некоторых веществ (выделение летучих составных частей и пр.).
Общий ход дифференциации магмы можно представить в виде такой схемы:

Таким образом, в процессе дифференциации родоначальной магмы она распадается на отдельные магмы, которые по содержанию кремнезема разделяются на ультраосновные, основные, средние и кислые.
Ультраосновным магмам отвечают ультраосновные горные породы: периодотиты, дуниты, пироксениты, горнблендиты, пикриты и кимберлиты. Они характеризуются низким содержанием SiO2 (меньше 45%) и значительным содержанием MgO, FeO и CaO.
Основным магмам отвечают основные породы, недосыщенные кремнием вой кислотой (в них содержится SiO2 не более 50—55%). Главными представителями основных пород являются габбро, диабазы, эссекситы, тералиты, ийолиты, уртиты и анортозиты.
Средние магмы занимают промежуточное положение между основными и кислыми и содержат кремнекислоты около 60 %. Они дают начало средним горным породам, среди которых выделяют нормальный и щелочной ряды.
В нормальном ряду главными породами являются диориты, сиениты, андезиты и трахиты. Главными представителями средних пород щелочного ряда являются нефелиновый сиенит и фонолит.
К кислым магмам принадлежат такие, которые в своем составе содержат кремнезема более 63—65 %. Они дают начало кислым породам, главными представителями которых являются граниты, гранодиориты, плагиогра-ниты, кварцевые диориты, риолиты (липариты) и дациты.
При магматическом минералообразовании возникает сравнительно небольшое количество минералов, что определяется некоторым однообразием состава магмы. Существенными составными частями горных пород (табл. 112) являются такие элементы, как О., Si, Al, Fe, Ca, Mg, Na, К, Н, содержащиеся в них в количествах более 1 %. Обычно состав горных пород представляется в виде процентного содержания окислов SiO2, Al2O3, Fe2O3, FeO, MgO, CaO, Na2O, K2O, H2O, сумма которых составляет более 98%.

Для каждого типа магматических горных пород характерен определенный комплекс минералов, среди которых различают минералы, представляющие существенные составные части пород (табл. 113), и минералы, образующие значительные скопления (формации), не являясь главными в составе пород.
С ультраосновными и основными породами связаны формации хромита, магнетита, гематита — ильменита, ильменита и рутила, пирротина — пентландита — халькопирита, борнита — халькопирита, минералов платиновой группы и самородного железа (табл. 114).



Обособление и концентрация минералов могут происходить различными путями и в разные стадии кристаллизации магмы. Главнейшие из них таковы:
1. Выделение минеральных скоплений в твердом виде при застывании магмы — так называемые протомагматические, или сегрегационные образования, примером которых могут служить некоторые месторождения вкрапленных руд хромита, осмистого иридия, иногда алмаза и др.
2. Выделение составных частей магмы первоначально в виде жидкости, не смешивающейся с материнской магмой, которая затем кристаллизуется — так называемые ликвационные образования. К. ним относятся сульфидные медно-никелевые месторождения, образующиеся среди основных пород.
3. Выделение минеральных скоплений из остаточного расплава, возникшего при обогащении летучими компонентами и обособившегося к концу кристаллизации — гистеромагматические (или фузивные) образования. Типичным примером их являются титано-магнетитовые и хромитовые месторождения в основных и ультраосновных породах.
Co средними породами нормального ряда (группа сиенита — трахита) связаны контактово-метасоматические месторождения железа и меди, а также скарновые месторождения шеелита, а с породами щелочного ряда — формации нефелина, циркона и апатита, лопарита и графита (табл. 115).

С кислыми породами связаны пегматитовые и гидротермальные месторождения рассеянных, редких и цветных металлов, а также залежи каолинов и россыпные месторождения касситерита, вольфрамита, шеелита, монацита, ксенотима, циркона, ортита и золота, которые возникли в результате выветривания. Они будут рассмотрены ниже.
Продукты пегматитовой стадии возникают вследствие кристаллизации остаточного силикатного расплава, обогащенного газообразными летучими компонентами. Вначале эта кристаллизация происходит без взаимодействия с окружающей средой (в условиях закрытой системы), а затем — при значительном участии метасоматических процессов (в условиях открытой системы). В большинстве случаев пегматиты залегают в виде жил, а также в виде тел различной формы и размера. Известны пегматиты мощностью до 30 м, простирающиеся на 400 м и более.
В пределах определенного магматического массива пегматиты обычно встречаются целыми группами, образуя пегматитовые поля. В пегматитах часто встречаются пустоты, получившие от уральских горщиков название «занорышей». Размер занорышей колеблется от нескольких сантиметров до нескольких метров в поперечнике. Стенки таких занорышей обычно выстланы друзами хорошо образованных кристаллов, иногда достигающих громадных размеров.
Наиболее полно теория пегматитов была разработана А.Е. Ферсманом. Продолжительное время эта теория подвергалась серьезной критике, основанной на исследованиях Р. Гарансона. Новые данные, полученные в результате экспериментальных исследований Дж. Кеннеди, показали неограниченную растворимость SiO2 в H2O и H2O в SiO2. Они подтвердили физикохимические основы теории образования пегматитов А.Е. Ферсмана.
Взгляды А.Е. Ферсмана на образование пегматитов позже были развиты К. А. Власовым, который считает, что пегматитообразование проходит в четыре стадии, в соответствии с которыми выделяются четыре типа пегматитов.
Первый тип — графический и равномернозернистый пегматит. Этот тип характеризует начало пегматитового процесса, когда полевые шпаты и кварц кристаллизуются почти одновременно, образуя графические (письменные) структуры, получившие название «еврейского камня» (рис. 339), а также равномернозернистые выделения, без каких-либо явлений замещения.
Такой пегматит образует самостоятельные жилы, а также отдельные, обычно краевые зоны пегматитовых тел. Среди пегматитовых полей этот тип является доминирующим.
Горные породы и минеральные месторождения эндогенной группы

В письменных прорастаниях наблюдается приблизительно 25,75% кварца и 74,25% полевого шпата. Ввиду обычного сходства индивидов кварца в письменных структурах с рыбами, А.Е. Ферсман назвал их ихтиоглиптами (от греч. ихтис — рыба). Ихтиоглипты показаны на рис. 340.
Второй тип — блоковый пегматит. Кристаллизуется из расплава, который остался после кристаллизации пегматита первого типа. Благодаря тому, что расплав обогащается летучими компонентами, кристаллизация совершается постепенно, что приводит к образованию крупных кристаллов полевых шпатов и кварца, создающих блоковую структуру. В кварце этого типа обычно наблюдаются минералы, содержащие редкометальные элементы (сподумен, касситерит, танталит, берилл и др.). В пегматитах втоpoгo типа развиты процессы замещения, выражающиеся в замещении калиевого полевого «шпата слюдой (мусковитом) и альбитом.
Третий тип — полнодифференцированный пегматит, состоящий из сплошного кварца различной, часто овальной, формы и редкометальных минералов, приуроченных к зонам полевых шпатов и кварца.
В этом типе наблюдается значительное развитие процессов замещения. Полнодифференцированным он назван в связи с тем, что минералы в нем размещаются более или менее четкими полосами (такие пегматиты называются дифференцированными в отличие от недифференцированных, в которых минералы располагаются в беспорядке).

Четвертый тип — редкометальнозамещенный пегматит. Характеризуется широким развитием явлений замещения, в результате которых возникает самостоятельная зона, сложенная пластинчатым альбитом (клеве-ландитом), мусковитом и поздним кварцем. Этот тип характеризуется также заметным содержанием редкометальных минералов, приуроченных к зоне кварца и зоне замещения.
Четвертый тип пегматита залегает в верхних частях пегматитовых жил и имеет наибольшее практическое значение. В идеальном случае должна наблюдаться смена различных типов пегматитовых жил в вертикальном разрезе. В зависимости от глубины эрозии обнажаются те или иные части пегматитовой жилы и соответственно тот или иной тип пегматита.
Иную точку зрения высказал А.Н. Заварицкий, который считает, что пегматиты в своей основной массе представляют не продукты кристаллизации из остаточного магматического расплава, а материнскую горную породу, которая была перекристаллизована под влиянием оставшихся растворов, обогащенных летучими компонентами. Эта перекристаллизация совершалась также под влиянием процессов замещения.
Позже точка зрения А.Н. Заварицкого была развита В.Н. Никитиным.
Пегматиты известны почти во всех типах изверженных горных пород, но наибольшее развитие и значение имеют пегматиты, связанные с гранитными и щелочными породами.
Общей особенностью всех пегматитов является сходство их минерального состава с материнскими породами.
Гранитные пегматиты, на примере которых было построено учение А.Е. Ферсмана, имеют наибольшее значение, так как с ними связаны важные полезные ископаемые. Они наиболее развиты в земной коре. Среди гранитных пегматитов А.Е. Ферсман выделяет такие, которые полностью определяются составом магматического остатка. Их А.Е. Ферсман назвал пегматитами чистой линии. Если происходит обмен между боковыми породами и пегматитовым расплавом, в результате которого пегматит усваивает из боковых пород те вещества, которых в нем нет или очень мало, отдавая в боковые породы свои избыточные составные части, главным образом SiO2 и K2O, то возникают пегматиты линии скрещивания.

В зависимости от вмещающих пород происходят различные процессы и возникают различные пегматитовые образования (рис. 341). Пегматиты скрещивания тем больше будут отклоняться от обычного пегматита, чем больше отличается от него по составу вмещающая порода. В гранитах и гнейсах чаще всего возникают типичные пегматиты почти без следов изменения минерального состава. Они обычно представлены пластовыми пегматитовыми жилами или системой линзовидных раздувов.
В основных и ультраосновных породах пегматиты обедняются КrО, SiO2, в результате чего породы становятся силифицированными, а пегматит — десилифицированным.
В карбонатных породах наряду с десилификацией пегматитов происходит также декализация (удаление калия). При этом пегматит переходит в плагиоклазит — породу, в которой вместо калиевого полевого шпата кристаллизуется плагиоклаз с типичными минералами скарнов.
Глинистые породы обогащаются калием с образованием мусковита и обедняются натрием, а сам пегматит усваивает алюминий, образуются необычные для пегматита минералы — андалузит, дистен и силлиманит.
Среди пегматитов скрещивания наиболее развиты десилифицированные пегматиты, содержащие небольшое количество кремнезема. Они образуются главным образом при внедрении гранитных пегматитовых расплавов, обогащенных летучими веществами, в основные и ультраосновные породы.
С пегматитами связаны месторождения драгоценных и цветных камней, слюды, керамического сырья (полевые шпаты), а также редких элементов. Типичные минеральные ассоциации пегматитовой стадии представлены в табл. 116.

Продукты постмагматической стадии образуются преимущественно из остаточных магматических растворов, являющихся самыми поздними продуктами магматической дифференциации.
Постмагматические растворы играют определенную роль также в образовании многих минералов пегматитов, в особенности тех, которые связаны с процессами замещения.
Природа постмагматических растворов наиболее полно изучена В. А. Николаевым, показавшим, что по мере кристаллизации при увеличении количества летучих веществ в расплаве наступает момент выделения летучих веществ в газовой фазе. Этой стадии отвечает пневматолитовый этап, во время которого образуются пневматолитовые месторождения.
Далее в результате миграции в породы и взаимодействия с ними газовая фаза охлаждается и постепенно переходит в состояние сжатого горячего (гидротермального) раствора. Гидротермальные растворы могут образоваться также в результате обычного охлаждения газовой фазы, которая остается после В.А. Николаев кристаллизации расплава. Кроме того,
они могут выделиться как жидкие существенно водные остаточные растворы из кристаллизующегося расплава.

Наблюдения дают основание считать, что газовая фаза имеет кислую реакцию. С перемещением вверх от магматического очага кислый газ сгущается в кислую жидкость, которая, продвигаясь среди боковых пород, имеющих щелочные свойства, постепенно теряет свою кислотность, нейтрализуется и преобразуется в конце концов в жидкость со щелочными свойствами.
Следует отметить, что некоторые исследователи (В. Линдгрен, А. Грейтон) относительно природы постмагматических растворов придерживаются иных взглядов. Они считают, что отделение жидкого, истинного разбавленного раствора, имеющего щелочные свойства, происходит эволюционно из концентрированного силикатного расплава.
Постмагматические растворы, попадая в верхние части магматического массива и в боковые породы, под влиянием изменения температуры, давления и концентрации начинают выделять в виде минералов различные компоненты. Этому содействует также изменение характера раствора (переход газовых растворов в жидкие, истинных — в коллоидные, кислых — в щелочные). Важную роль в выпадении минералов из растворов играет смешивание постмагматических растворов различного состава между собой или с метеорными водами глубокой циркуляции.

Среди пневматолитовых образований выделяют эксгаляции, собственно пневматолиты и так называемые скарны.
Эксгаляции (выделения) связаны с вулканической деятельностью и могут быть поверхностными, если газовая фаза выделяется непосредственно из магмы, попавшей в результате извержения на поверхность, и глубинными, если связаны с магмой, находящейся на некоторой глубине. В последнем случае газовая фаза проходит через толщи горных пород.
По своему происхождению минералы, возникшие в результате вулканических эксгаляции, являются продуктом прямого возгона непосредственно из газов при их охлаждении или результатом взаимодействия газов между собой, а также с вмещающими породами и минералами возгона. Характеристика главных минералов приведена в табл. 117.

Особенностью морфологии минералов вулканического происходжения является их землистость или чрезвычайно мелкая кристалличность. Чаще всего это тонкие налеты, землистые агрегаты на лавах, а иногда отдельные мелкие кристаллы или друзы в пустотах лав.
Собственно пневматолитовые минералы (табл. 118) образуются при участии летучих компонентов, т. е. из газовой фазы растворов. Об этом свидетельствуют минералы, которые в значительной степени содержат летучие вещества (так называемые минерализаторы), а также минералы, содержащие включения, которые при нагревании гомогенизируются в газовой фазе.
Продукты собственно пневматолитовых процессов во многих случаях трудно отделить от гидротермальных, которые возникают при высоких температурах, и обычно их рассматривают вместе.

Скарновые процессы обычно развиваются на контакте изверженных пород и дают начало специфическим образованиям, получившим название скарнов (так называли на месторождениях Швеции контактовые породы, состоящие из Mg — Fe и Ca — Mg — Fe-силикатов).
Скарны возникают в результате реакционного метасоматоза, когда происходит не только привнос или вынос веществ, но и обмен веществами контактирующих пород, например гранита и известняка. В связи с этим скарновые процессы называются также контактовометасоматическими.
В контактовых ореолах интрузий в результате реакции карбонатных пород (например, известняков) с прилегающими силикатными породами (например, гранитами) образуются реакционные зоны. Они могут возникать только там, где происходит циркуляция постмагматических растворов, выполняющих поры, через которые происходит диффузионный обмен между взаимодействующими породами, а также вынос и привнос некоторых веществ. При этом процессе такие основания, как окись кальция, кремнезем, глинозем, оказываются менее подвижными, испытывают только местную диффузионную миграцию и не выходят за пределы зоны взаимодействия. По мере продвижения от контакта известняка к силикатной породе наблюдается резкое изменение зон различного минерального состава.
Различают экзоскарны, образовавшиеся за счет известняков, и эндоскарны, возникшие за счет гранитов и других силикатных пород. В эндоскарнах кремнезем обладает относительно большой подвижностью, в результате чего возрастает отношение глинозема к кремнезему и происходит десилификация. Примером десилифицированных образований могут служить месторождения корунда.
Главными составными частями скарнов являются известково-железистые и магнезиально-железистые силикаты (преимущественно гранат и пироксен, другие минералы по количеству играют подчиненную роль).
Скарны могут залегать либо в зоне непосредственного контакта интрузивных тел с карбонатными породами, либо во вмещающих породах на незначительном удалении от интрузий (не более 200—400 м). Размер скарновых тел изменяется в широких пределах: от 1,5—2,5 км по простиранию при мощности до 200 м, до 200—500 м по простиранию при мощности 10—60 м. Co скарновыми образованиями связаны месторождения железа, вольфрама, меди и цинка (табл. 118).
Гидротермальные процессы. Магматический расплав, охлаждаясь, обогащается летучими веществами. После охлаждения ниже критической температуры воды (374° С для чистой воды — главного летучего компонента) летучие компоненты начинают сжижаться и превращаться в горячие растворы.
Растворы, циркулируя по трещинам и другим пустотам, достигая определенной концентрации, выделяют вещества, которые находятся в них в растворенном состоянии. Кроме того, растворы взаимодействуют с породами, окружающими открытые трещины.
В первом случае в большинстве своем возникают жильные или жилоподобные образования с типичными крустификационными, полосчатыми, гребенчатыми и кокардовыми формами (рис. 342). В случае взаимодействия растворов с вмещающими породами могут возникать минеральные тела или агрегаты, приведенные на рис. 343. По современным данным, в образовании гидротермальных месторождений принимают участие как истинные, так и коллоидные растворы.


Гидротермальное минералообразование сложно по своему характеру. Оно начинается при высоких температурах, часто совмещаясь с пневматолитовым минералообразованием, о чем говорит наличие среди гидротермальных образований минералов с летучими компонентами, и заканчивается при температурах, близких к условиям земной поверхности. Вследствие этого минеральный состав гидротермальных образований довольно разнообразен.
Среди гидротермальных образований различают несколько групп: 1) глубинные гидротермальные образования (гипотермальные); 2) гидротермальные образования средних глубин (мезотермальные); 3) гидротермальные образования небольших глубин, или поверхностные (эпитермальные).
Изменение термодинамических условий по мере удаления минералообразующих растворов от магматического очага обусловливает зональное расположение минералов и химических элементов по отношению к последнему.
Следовательно, в зависимости от температуры и давления для каждой группы гидротермального процесса будет возникать свой собственный характерный комплекс минералов (табл. 119).



Различный состав гидротермальных образований в настоящее время объясняется пульсацией магматического очага во время его дифференциации. В результате происходит пульсирующее отделение летучих веществ, причем каждая новая пульсация дает новую порцию различного состава.
Если вопрос температуры образования минеральных комплексов может быть в какой-то степени решен при помощи исследования включений в минералах, то вопрос глубины еще до сих пор не может решаться однозначно.
В общем можно принимать, что для минеральных комплексов больших и средних глубин характерна пространственная связь с интрузивными породами, возникшими на значительных и средних глубинах, в то время как минеральные комплексы небольших глубин пространственно связаны с интрузиями малых глубин и с мощными покровами эффузивов. Кроме того, во-первых, минерализация хорошо выдерживается на значительные глубины с равномерным и обычно невысоким содержанием минералов, а во-вторых, наблюдается резкое выклинивание минерализации; минералы в большинстве случаев распределены неравномерно и образуют значительные локальные скопления.
При гидротермальных процессах широко распространены явления замещения (см. рис. 343), а также изменения вмещающих пород, которые получили специальные названия по развитию определенного минерала или комплексов минералов.
Обычно замещения носят метасоматический характер. Особенностью метасоматических образований является малое количество минералов, возникающих непосредственно метасоматическим путем, а также их поясовое строение благодаря резкой границе между зонами различного минерального состава. Метасоматическое изменение в твердых, плотных породах может происходить без изменения общего объема минерала, что подчеркивается сохранением структурных особенностей замещенного минерала. Например, сохранение контуров зерен полевого шпата при замещении их агрегатом мелкочешуйчатого серицита, оливина при замещении серпентином и т. д. Ho чаще мы встречаемся с такими явлениями, когда новообразований возникает больше, чем может вместить объем замещаемого минерала. В таком случае новообразования нарастают на замещаемый минерал, заполняя свободное пространство или вытесняя другие окружающие минералы.
Метасоматические замещения с сохранением общего объема минерала уже давно получили свое выражение в правиле равных объемов В. Линдгрена, которое гласит, что «замещающий минерал занимает ровно то самое место, которое занималось замещаемым минералом». Обычно метасоматоз связан с привносом и выносом вещества растворами и локализуется около трещин на контакте пегматитовых тел и гидротермальных жил и редко захватывает большие участки, имея по существу характер околотрещинного метасоматоза.
Процессы замещения в пегматитах кратко были рассмотрены выше.
Изменение вмещающих пород под влиянием гидротермальных растворов является лишь частным проявлением околотрещинного метасоматоза.
При образовании высокотемпературных гидротермальных месторождений в боковых породах происходят главным образом скарнирование (образование скарнов) и грейзенизация.
Грейзенизация представляет собой процесс окварцевания интрузивных, осадочных, метаморфических и частично эффузивных пород, главным образом кислого состава. Окварцованные продукты метасоматических изменений указанных пород называются грейзенами. Кроме кварца, они почти всегда содержат мусковит, литиевые слюды, турмалин, топаз, флюорит, рутил, а из рудных минералов с ними ассоциируют касситерит, вольфрамит, шеелит, арсенопирит, молибденит, халькопирит, сфалерит, галенит и другие второстепенные минералы. Грейзены обычно сопровождают оловяно-вольфрамовые кварцевые жилы, реже кварцевые жилы, содержащие молибден, мышьяк и висмут.
В среднетемпературных гидротермальных образованиях процессы изменения боковых пород приводят к их окварцеванию, карбонатизации, серицитизации, хлоритизации, березитизации, лиственитизации и серпентинизации.
Окварцевание приводит к образованию вторичных кварцитов, которые представляют собой продукты изменения главным образом кислых и средних лав, лавобрекчий и туфов. Окварцевание сопровождается образованием таких минералов, как корунд, андалузит, кварц, диаспор, алунит, диккит, пирофиллит и серицит, образующих псевдоморфозы замещения первичных минералов.
С вторичными кварцитами связаны месторождения указанных выше минералов, а также свинца, цинка, меди, серебра и золота.
Серицитизация представляет собой процесс замещения серицитом алюмосиликатов первичных горных пород, главным образом древних эффузивных пород и туфов, в которых замещению подвергаются преимущественно полевые шпаты.
В дайках гранит-порфиров, содержащих рудные кварцевые жилы, совершается своеобразный процесс перехода этих пород в серицит-кварцевую породу, которая называется березитом, а сам процесс носит название березитизации (по имени Березовска на Урале).
Серицитизация обычно сопровождает месторождения пирита халькопирита и сфалерита.
В серицитизированных породах, кроме серицита, наблюдаются и другие минералы, например магнезит, который часто образует породу, получившую название лиственита, а сам процесс ее образования носит название лиственитизации (по характерному зеленому цвету, обусловленному наличием хромсодержащей слюды).
Хлоритизация — процесс преобразования магнезиально-железистых минералов в хлориты. Практически в хлоритизированных разностях присутствуют наряду с хлоритом также кварц и серицит.
Карбонатизация связана с вытеснением из вмещающих известняков Ca и привносом катиона Mg и образованием главным образом магнезиальных карбонатных пород. Этот процесс чаще всего имеет место при образовании свинцово-цинковых и полиметаллических руд.
Серпентинизация совершается за счет изменения магнезиальных силикатов основных и ультраосновных пород с образованием за их счет серпентина.
С низкотемпературными гидротермальными образованиями связаны серицитизация, окремнение, доломитизация (карбонатизация), рассмотренные уже выше, а также пропилитизация и каолинитизация.
Пропилитизация (от греческого пропилеа-преддверие, подъезд) — процесс изменения вулканических толщ среднего и кислого состава под влиянием гидротермальных растворов, которые выделяются из внедрившихся в них малых интрузий. Пропилитизация обычно имеет площадное развитие и происходит в условиях незначительных глубин. При пропилитизации магнезиально-железистые минералы (цветные минералы) вмещающих пород, замещаются хлоритом с одновременным образованием пирита, а плагиоклазы — адуляром и альбитом. Пропилитизация обычно связана с образованием месторождений цветных и драгоценных металлов, в частности золота и серебра.
Каолинизация (или аргиллитизация) происходит в результате замещения первичных минералов породы минералами глин: гидрослюдами, монтомориллонитом, каолинитом и др. Кремнезем выделяется главным образом в виде скрытокристаллических разностей. При этом железо и титан исходной породы переходят в пирит и рутил.