14.04.2017
14.04.2017
07.04.2017
07.04.2017
03.04.2017
27.03.2017
27.03.2017
27.03.2017
20.03.2017
20.03.2017
Генетические типы месторождений цеолитов
 18.06.2015

Вопросы генезиса цеолитов изучались и отечественными, и зарубежными учеными.
Так, Э.Э. Сендеров, Н.И. Хитаров выделяют месторождения цеолитов, образующиеся в гипергенных условиях при выветривании, в почвах; возникающие в процессах диагенеза, эпигенеза и раннего регионального метаморфизма; образующиеся в процессе по-стмагматической гидротермальной деятельности и месторождения позднемагматических цеолитов.
По Р.А. Шепарду, существует 5 генетических типов цеолитов в стратифицированных породах: 1) гидротермальные цеолиты, связанные с месторождением металлов и геотермальными областями; 2) цеолиты погребенных метаморфических толщ; 3) цеолиты кор выветривания; 4) месторождения открытого типа, возникающие в результате реакций вулканического стекла с близповерхностными грунтовыми водами; 5) месторождения закрытого типа, сформировавшиеся в соляных озерах и лагунах.
Ф. Мамптон цеолитовые залежи сгруппировал в 6 типов: 1) пирокластические осадки закрытых соляно-озерных систем; 2) отложения открытых пресноводноозерных и подземных вод; 3) морские отложения; 4) отложения гидротермальных зон и зон действия горячих источников; 5) породы низших ступеней метаморфизма погружения; 6) осадочные породы без вулканогенного материала.
A.Г. Коссовская отличает 6 основных генетических типов цеолитообразования: 1) современных и древних океанических осадков; 2) высокоминерализованных щелочных озер; 3) собственно осадочных образований; 4) регионального эпигенеза; 5) наложенного гидротермального метаморфизма; 6) магматических пород океанического дна.
B.А. Супрычев выделил следующие генетические типы цеолитов: гидротермальные и гидротермально-метасоматические; вулканогенных и плутоногенных магматических и рудных формаций; гиалокластикогальмиролитические современных и древних пелагических осадков Мирового океана; седиментационные и раннедиагенетические (вулканогенно-лимнические) современных и ископаемых щелочных озер; аутигенные (диагенетические) нормально-осадочных пород; метагенетические стадии катагенеза и начального метаморфизма (глубинного диагенеза); позднедиагенетические вулканогенноосадочного литогенеза; эксгаляционно-осадочные осадочно-вулканогенных формаций; гипергенные площадных и линейных кор выветривания; педогенетические щелочных почв с содовым засолением.
По Р. Хей, большинство проявлений цеолитов отнесено к следующим типам геологических обстановок и гидрологических систем: 1) соленые щелочные озера; 2) соленые щелочные почвы; 3) осадки морского дна; 4) просачивающиеся воды открытых гидрологических систем; 5) гидротермальное изменение пород и 6) диагенез погружения.
В морских осадочных и осадочно-вулканогенных отложениях выделяются цеолиты, сформировавшиеся в результате преобразования первичных пород под воздействием следующих процессов: 1) диагенеза погружения; 2) контактового метаморфизма; 3) гидротермальных изменений; 4) подводных гидротермальных изменений и 5) инфильтрационных изменений под действием подземных вод.
Г.В. Цицишвили с соавт. придерживается классификации, учитывающей температурные условия и природу поровых вод: 1) цеолиты, образовавшиеся в условиях повышенных температур, зональность которых обусловлена температурным градиентом (магматические первичные цеолиты, контактный метаморфизм, гидротермальный метаморфизм, глубинный диагенез и метаморфизм); 2) цеолиты, образовавшиеся в приповерхностных условиях, зональность которых обусловлена градиентом химических веществ (просачивающиеся поверхностные воды, выветривание, осадки щелочных соленых озер); 3) цеолиты, образовавшиеся при низких температурах (осадки дна современных океанов); 4) цеолиты импактных кратеров (импактные кратеры).
Н.Ф. Челищев с соавт. установили следующие основные генетические типы цеолитов: 1) позднемагматический; 2) постмагматический (в интрузивных породах, в рудных месторождениях); 3) метаморфический (контактово-метаморфический, регионально-метаморфический); 4) вулканогенно-гидротермальный (миндалекаменный, гидротермально-метасоматический); 5) вулканогенно-осадочный (гидротермально-диагенетический, позднедиагенетический, раннедиагенетический); 6) осадочный (катагенетический, диагенетический, океанический); 7) гипергенный (в бокситах, в корах выветривания, почвенный); 8) постимпактитовый.
Э.Э. Сендеров, В.В. Петрова выделяют три типа специфических геологических обстановок, с которыми связано образование цеолитов: 1) процессы, сопровождающие становление магматических пород, их завершающие стадии; 2) гидротермально-метасоматический тип (цеолиты, образующиеся благодаря реакциям между нагретыми от разных источников циркулирующими трещинными или застойными поровыми водами и окружающими их породами); 3) метагенетический тип охватывает все способы формирования цеолитов в процессе становления и эволюции осадочных и вулканогенно-осадочных пород. Каждый тип включает в зависимости от конкретных условий образования ряд подтипов и вариантов месторождений и проявлений цеолитов.
Из многих классификаций природных цеолитов наиболее полной, учитывающей разнообразие геологических процессов и условий формирования, является классификация А.С. Михайлова, согласно которой природные цеолиты подразделяются на следующие классы: кор выветривания, диагенетические, катагенетические, метаморфические, гидротермальные, позднемагматические и цеолиты взрывных метеоритных кратеров (табл. 1.5). Цеолиты кор выветривания, метаморфические, большая часть гидротермальных (образующихся в условиях открытых систем), позднемагматические и астроблем практического значения не имеют. Они встречаются в виде незначительных концентраций со сложным и невыдержанным распределением цеолитов, представленных преимущественно непромышленными разновидностями (ломонтит, стильбит, анальцим). Катагенетические цеолиты могут иметь региональное развитие в терригенных и вулканогенно-терригенных толщах с содержанием в породах 20-25 % (Тувинская впадина), в основном ломонтит в ломонтитовых песчаниках.

Генетические типы месторождений цеолитов
Генетические типы месторождений цеолитов
Генетические типы месторождений цеолитов
Генетические типы месторождений цеолитов
Генетические типы месторождений цеолитов
Генетические типы месторождений цеолитов
Генетические типы месторождений цеолитов
Генетические типы месторождений цеолитов

Цеолиты образуются за счет различных геологических процессов (магматических, метаморфических, гидротермально-метасоматических, диагенетических), поэтому они широко распространены в природе и встречаются в парагенезисе с различными минералами, входя в состав различных пород и формаций.
Важнейшим фактором, определяющим возможность развития и характер процессов цеолитообразования, считается наличие и состав исходного реакционноспособного материала. По этому признаку выделяются 3 группы бассейнов, в которых происходило образование цеолитовых руд разных генетических типов: 1) за счет преобразования вулканического стекла, туфов, туффитов и эффузивных изверженных пород на стадии диагенеза в морских или озерных обстановках; 2) по осадочному материалу, не содержащему или содержащему в малых количествах вулканогенное вещество; 3) по вулканогенному типу (табл. 1.6). В процессах литогенеза смена цеолитовых ассоциаций происходит в результате нарастания температур и давлений в погружающемся осадке. Агентом цеолитообразования являются застойные поровые воды, состав которых вследствие реакционного взаимодействия с окружающими породами меняется с глубиной. Матрицей, цеолитообразования служат осадочные и вулканогенно-осадочные породы. Сочетание этих факторов приводит к закономерной смене цеолитовых ассоциаций гальмиролиза на ассоциации диагенеза и глубже катагенеза, переходящие, в свою очередь, в бесцеолитовые парагенезисы собственно метаморфизма.
Причиной образования цеолитов вулканогенно-осадочного типа является диагенетическое преобразование вулканического стекла под действием морских вод и щелочных поровых растворов. Минеральный состав цеолитов зависит от состава исходного стекла и растворов. По вулканическому стеклу кислого состава в морских и озерных пресноводных бассейнах образуются в основном клиноптилолитовые, реже морденитовые руды. По вулканическому стеклу среднего и основного состава формируются шабазит, морденит, филлипсит, анальцим, иногда эрионит. Высокореактивное вулканическое стекло, попадая в водную среду, подвергается растворению и гидратации, вследствие чего в раствор переходят щелочные и щелочноземельные катионы. При этом pH раствора повышается, а в составе вулканического стекла увеличивается содержание алюмо- и кремнекислородных тетраэдров, которые группируются в цепочки и кольца, являющиеся первичными элементами для построения каркасной структуры цеолитов.
На характер и скорость преобразования вулканического стекла существенное влияние оказывает значение pH поровых растворов, с повышением которого увеличивается скорость преобразования стекла в цеолиты. При pH менее 7,5-8,0 по вулканическому стеклу образуются преимущественно глинистые минералы. При значениях pH от 7,5-8,0 до 9,0 формируются, но очень медленно, в течение миллионов лет, высококремнистые цеолиты, главным образом клиноптилолит. При pH более 9,0 в течение нескольких тысяч лет образуются низкокремнистые цеолиты — филлипсит, шабазит, анальцим, реже эрионит. Таким образом, преобразование вулканического стекла в цеолиты в осадочных бассейнах происходит следующим путем. Попадая в водную среду, вулканическое стекло гидратируется и растворяется. Если pH воды менее 7,5-8,0, то вулканическое стекло преобразуется в глинистые минералы. Дальнейшее растворение стекла быстро приводит к повышению pH порового раствора до 9,0 и выше. Вследствие этого образование глинистых минералов прекращается и формируются цеолиты, т. е. для процесса преобразования вулканического стекла в цеолиты необходимо его равновесие с раствором в условиях закрытой или полузакрытой системы в осадке при очень слабой циркуляции поровых растворов с геохимическим барьером по величине pH более 8,0-8,5 (рис. 1.1). При постоянном обновлении жидкой фазы в условиях интенсивной циркуляции поровых вод образование цеолитов не происходит, а вместо них появляются обычно глинистые минералы.
Воздействие на вулканическое стекло нейтральных пресных вод (pH около 7,0) приводит к росту кристаллов клиноптилолита на месте прежних структурообразующих компонентов породы. Вследствие этого цеолиты наследуют формы исходных частиц. Реальность процесса подтверждается наличием псевдоморфоз клиноптилолита по стеклу верхнеплиоценовых туфов и игнимбритов. Это подтверждено экспериментальными работами, в которых показано, что в условиях нейтральных сред при температуре до 25 °C и поверхностном давлении медленное растворение стекла происходит в основном за счет выноса из него кремнезема при почти полной неподвижности остальных компонентов.
Генетические типы месторождений цеолитов

Важнейшим фактором, определяющим минеральный состав цеолитов вулканогенно-осадочного типа, является температура осадка и пропитывающего его раствора. Требования термодинамики предопределяют появление более гидратированных фаз с понижением температуры:
A[SiО2]m n H2O + х H2O = A[SiО2]m (n+x)H2О.

Эта реакция экзотермическая и происходит с уменьшением энтропии, т. к. сопровождается исчезновением жидкой или парообразной воды. Данная закономерность в полной мере проявляется при образовании природных цеолитов. Кроме того, температура дегидратации кальциевых систем всегда выше, чем натриевых. Поэтому кальциевые цеолиты обычно кристаллизуются при заметно более высоких температурах. Этим объясняется следующая последовательность образования минеральных фаз: вулканическое стекло — клиноптилолит или филлипсит (в зависимости от состава раствора) — морденит. Клиноптилолит и филлипсит представляют обычно первую цеолитовую фазу в продуктах изменения стекловатого материала в вулканогенных и вулканогенно-осадочных породах. Морденит является более термодинамически стабильной фазой, вследствие чего его образование в природных условиях происходит в обстановках, характеризующихся несколько повышенными температурами, чем клиноптилолита (табл. 1.7).
Реакции гидратации могут быть и обычно сопряжены с реакцией присоединения кремнезема:
A[SiО2]m (n+х)Н2O + ySiO2 = A[SiO2]m+y (n-f х)Н2O.

Химический потенциал SiO2 в системе — важный фактор, контролирующий цеолитовые реакции в природе. Если представить, что разложение морденита и клиноптилолита происходит по следующим реакциям:
Генетические типы месторождений цеолитов
Генетические типы месторождений цеолитов

то повышение активности H4SiO4 в растворах сдвинет эти реакции влево и расширит температурный интервал существования высококремнистых цеолитов. Благодаря этому в условиях несколько повышенных температур в вулканогенно-осадочных цеолитовых рудах высококремнистые цеолиты (морденит, клиноптилолит) преобладают над низкокремнистыми (шабазит).
Цеолитсодержащие отложения вулканогенно-осадочного типа (туфы, туффиты, эффузивные породы) очень широко распространены и представляют наибольший коммерческий интерес. К ним относятся месторождения и проявления клиноптилолитовых, клиноптилолитово-морденитовых, шабазитовых и реже анальцимовых руд (месторождения Сокирницкое, Айдагское, Дзегви, Хонгуруу, Пегасское, Шивыртуйское, Лютогское, Бадхызское, Горячий пляж, Кордийское, Маргинтуйское, Мухор-Талинское, Холинское и др.); бассейн Канто, площади Ниигата, Итая, Одате в Японии; месторождение Бели Пласт в США, а также месторождения Кубы, Англии, Турции, Кореи и целого ряда других регионов мира. Цеолитовые руды этого типа занимают значительные площади и образуют залежи большой мощности. Цеолиты в них распределены равномерно и составляют 40-70, а иногда более 90 % объема породы. Парагенезисы обычно бедны минеральными видами. Они представлены цеолитами (клиноптилолит, реже стильбит, гейландит, шабазит, морденит, еще реже анальцим), опалом, кристобалитом и монтмориллонитом.
Осадочный тип цеолитообразования. Исходным материалом для образования цеолитов служат биогенный кремнезем, гели алюмосиликатов и кристаллиты глинистых минералов. Источником биогенного кремнезема являются организмы с опаловым скелетом (диатомовые водоросли, радиолярии, кремнистые губки и др.). Алюмосиликатные гели и кристаллиты глинистых минералов поступают с суши. Катионы при образовании цеолитов извлекаются из морской воды, заполняющей поровое пространство осадка и имеющей диффузионную связь с наддонными водами. При наличии такой связи в поровых водах устанавливается значение pH порядка 8, при которых реализуется возможность образования клиноптилолита, реже стильбита и гейландита. Цеолиты формируются на стадии диагенеза в результате прямой кристаллизации из щелочных иловых растворов, преобразования и замещения биогенного аморфного кремнезема, литификации сферических стяжений (леписфер) кристобалита и твердофазового превращения реакционноспособного глинистого компонента осадка в цеолиты.
В.И. Муравьев считает, что образование цеолитсодержащих опок, кремнистых глин, глауконитовых песков, трепелов, мела, смешанных карбонатно-терригенно-кремнистых хлидолитов связано со стабильной цикличностью размещения этих отложений и тектоно-магматической историей геологического развития регионов их распространения. По его мнению, цеолиты имеют гидротермально-осадочное или гидротермально-диагенетическое происхождение и возникают в результате литификации продуктов взаимодействия разноминерализованных термальных растворов с водами и реакционноспособными осадками эпиконтинентальных морских бассейнов.
Процесс образования цеолитов осадочного типа при умеренных значениях pH протекает очень медленно, растягиваясь на миллионы лет, за этот период цеолитсодержащие отложения разбавляются терригенным материалом, а также аутигенными и биогенными компонентами. Установлено, что в богатых глауконитом осадках содержание цеолитов уменьшается, т. к. аутигенный глауконит и глинистые минералы конкурируют с цеолитами при совместном образовании за счет реакционноспособных алюмосиликатных гелей и аморфного кремнезема.
Благоприятными для образования богатых цеолитовых руд осадочного типа являются следующие условия: 1) платформенный или субплатформенный режим; 2) наличие выровненной суши с корами начальных стадий выветривания алюмосиликатных пород, обеспечивающих поступление высокореакционного материала в область образования цеолитов; 3) развитие в бассейне седиментации организмов, поставляющих в осадок опаловый биогенный кремнезем; 4) слабое развитие процессов аутигенного образования глауконита, глинистых и других, кроме цеолитов, алюмосиликатных минералов; 5) низкая скорость накопления разбавляющего терригенного и биогенного материала; 6) гумидный или полуаридный климат; 7) спокойная гидродинамическая обстановка в бассейне седиментации, отсутствие сильных течений и перемыв осадка.
Цеолитсодержащие породы этого генетического типа широко распространены на территории Русской платформы (месторождения Татарско-Шатрашанское, Хотынецкое, Власовское, Тарасовское и др.), а также в Польше, Германии, Дании и Англии. Цеолиты в них представлены клиноптилолитом (реже стильбитом и гейландитом), составляющим 10-40 % объема породы.
Вулканогенный тип цеолитообразования (гидротермально-метасоматического и миндалекаменного подтипов). В балансе цеолитового сырья большое значение имеют гидротермально-метасоматические зоны цеолитизации. Цеолитовые залежи накапливались в результате преобразования вулканического стекла субаэральных вулканогенных пород каменноугольного-неогенного возраста под воздействием пропитывающих низкотемпературных гидротермальных растворов. Исходным материалом для образования цеолитов служили пепловые и разнообломочные туфы, реже туфобрекчии дацитриолитового, в единичных случаях базальтового состава. Залежи цеолитизированных пород имеют пласто- и линзообразную, иногда неправильную форму с неровными и нечеткими границами рудных тел. Для месторождений этого подтипа характерны непостоянные содержания цеолитов (15-80 %). По кислым вулканитам образуется клиноптилолит, реже - морденит, по основным - шабазит. Среди месторождений этого типа особый интерес представляют комплексные перлит-цеолитовые, известные в Забайкалье (Холинское) и на Дальнем Востоке (Чугуевское, Ягоднинское) и др.
Месторождения гидротермальных миндалекаменных цеолитов связаны с широко распространенными в вулканических областях кайнотипными потоками и покровами миндалекаменных трахибазальтов и трахиандезит-базальтов (Забайкалье, Нижнее Приамурье и др.). Цеолиты формируются в миндалинах и представлены как промышленными минеральными видами (шабазит), так и не имеющими промышленного значения (анальцим, натролит, стильбит и др.). Суммарное содержание цеолитов в миндалекаменных эффузивах составляет от первых процентов до 30-40 % при площади распространения до сотен квадратных метров. Потенциальное промышленное значение этих месторождений заключается в возможности получения шабазита посредством обогащения для ряда технологических процессов.
Цеолитоносные формации по литологическим признакам, характеру, продуктивности, промышленной значимости, процессам цеолитообразования и другим параметрам разделяются на три группы: вулканогенно-осадочные; вулканогенные и осадочные. Характерная особенность месторождений цеолитовых руд и вмещающих их формаций состоит в том, что цеолиты в них являются наложенными, поскольку образуются или в результате диагенетического преобразования исходного материала, или при метасоматическом замещении уже сформировавшихся вулканитов определенного состава под действием низкотемпературных гидротермальных растворов.
Вулканогенно-осадочные цеолитоносные формации широко распространены и формируются в морских или озерных бассейнах, расположенных в краевых частях платформ, межгорных впадинах и в других областях, отличающихся от платформ более активным тектоническим режимом, при различных климатических условиях (табл. 1.8). В составе таких формаций основное значение имеют терригенные, вулканогенно-осадочные и вулканогенные породы. Только в некоторых случаях встречаются карбонатные породы. Вертикальное строение вулканогенно-осадочной цеолитоносной формации в зависимости от входящих в ее состав пород может существенно различаться в разных местах. Обычными членами формации являются туфопесчаники, песчаники, алевролиты, глины, аргиллиты, глинистые сланцы, в некоторых случаях - карбонатные породы. Все осадочные образования содержат примесь туфогенного материала. Обязательно присутствуют кристалло- и витрокластические туфы кислого и среднего состава. Рудоносным членом вулканогенно-осадочных цеолитоносных формаций обычно являются витро- и кристалло-кластические туфы кислого, среднего и реже основного состава. Часто подстилают и перекрывают цеолитовые залежи туфопесчаники и туфоаргиллиты. Туфогенные псефиты нехарактерны, однако в нижней части разреза формации могут встречаться прослои галечников и конгломератов.
Кроме состава исходного материала степень цеолитизации и минеральный вид цеолитов определяются длительностью диагенетического преобразования, глубиной погружения, значением геотермического градиента, влиянием близко расположенных очагов извержения и застывающих магматических тел, интенсивностью циркуляции растворов в осадке и др. Благодаря этим факторам, в пределах цеолитоносной формации может наблюдаться латеральная и вертикальная зональность.
Генетические типы месторождений цеолитов

В том случае, если вулканогенно-осадочная формация расположилась недалеко от вулканических центров, прослеживается характерный латеральный ряд субформаций от континентальных вулканогенных, содержащих лавы и грубообломочные, континентальные туфы, к морским или озерным, сложенным туфопесчаниками и песчаниками, и к тонкообломочной вулканогенно-осадочной формации. В направлении к центру палеобассейнов вулканогенно-осадочная цеолитоносная формация сменяется глинистой, карбонатно-глинистой и реже карбонатной.
В результате диагенетических процессов витрокластические компоненты превращены в цеолиты, представленные клиноптилолитом, морденитом, шабазитом, филлипситом, иногда эрионитом и анальцимом. Клиноптилолит и морденит развиваются по кислым и средним породам, а шабазит и филлипсит — по средним и основным. Процесс цеолитизации вулканического стекла может продолжаться от сотен тысяч до нескольких миллионов лет. Вследствие этого встречаются туфы и туффиты с различной степенью цеолитизации (от полностью замещенных цеолитами до неизмененных).
В наименее погруженной, не испытавшей термального воздействия, части формации находится зона не преобразованного в цеолиты вулканического стекла. С глубиной она сменяется зоной клиноптилолита и морденита. Еще ниже могут располагаться зоны анальцима-гейландита и ломонтито-полевых шпатов.
Вулканогенные цеолитоносные формации содержат цеолиты, наложенные на вулканогенно-осадочные и эффузивные породы. Образование цеолитов происходит за счет метасоматического замещения вулканического стекла эффузивов под воздействием низкотемпературных (ниже 100°С) гидротермальных растворов. Обычно эти формации располагаются вблизи глубинных разломов, контролирующих размещение вулканических центров в виде протяженных зон. Разломы при этом являются подводящими каналами охлажденных гидротермальных растворов. Цеолитсодержащие комплексы, как правило, локализуются в местах распространения прижерловых фаций.
Разрезы вулканогенных формаций сложены чередованием стратифицированных тел эффузивных пород, обычно кислого и среднего состава, и литокластических туфов. Цеолитизируются трещиноватые и пористые разновидности этих пород. Границы цеолитизации могут быть секущими по отношению к слоистости или согласными, в зависимости от распределения благоприятных для цеолитообразования пород и их проницаемости для гидротермальных растворов. Интенсивнее всего цеолитизация вулканического стекла происходит под непроницаемой покрышкой из застывшей лавы.
В латеральном ряду вулканогенные цеолитоносные формации расположены между формациями жерловых фаций континентальных вулканитов, образующихся на склонах палеовулканов и сложенных чередованием литокластических туфов и эффузивных пород.
Как правило, между вулканогенно-осадочными и вулканогенными цеолитоносными формациями существует пространственная связь, обусловленная одним и тем же составом исходного вещества. Одна и та же вулканическая зона или вулканический центр могут быть источником материала для обеих формаций, но вблизи очага вулканизма располагаются вулканогенные цеолитоносные образования, которые сменяются морскими или озерными вулканогенно-осадочными цеолитоносными. Иногда вулканогенно-осадочные и вулканогенные формации неразделимы. Приведем примеры нескольких вулканогенно-осадочных и вулканогенных формаций, включающих крупные месторождения цеолитовых руд.
Нижнекарбоновая терригенно-туфогенно-карбонатная формация Кемпендяйского района Якутии сложена переслаивающимися известняками, доломитами, песчаниками, алевролитами, аргиллитами и туфами. С ней связано месторождение Хонгуруу и еще несколько месторождений и проявлений цеолитовых руд.
Нижнетриасовая терригенно-туфогенная формация Кузбасса находится в Крапивинском районе Кемеровской области и сложена пепловыми туфами, туфопесчаниками и туфоалевролитами, переслаивающимися с покровами базальтов. К этой формации относится Пегасское месторождение цеолитов (клиноптилолитовые руды), состоящее из 11 слоев цеолитизированных туфов мощностью 4-6 м.
Верхнеюрская терригенно-туфогенная формация развита в юго-западной части Забайкальского края в прилегающих районах Бурятии. Представлена кислыми вулканитами: разнообломочными туфами, риолитами, перлитами, туфоконгломератами, лавобрекчиями и др. Цеолитизированы лавобрекчии перлитов, а также витро- и кристаллокластические туфы, образующие пласты мощностью до 60 м. К формации приурочено Холинское перлит-цеолитовое месторождение.
Нижнемеловая терригенно-туфогенная формация Забайкалья образовалась в озерных бассейнах межгорных впадин. Она распространена в Забайкальском крае и представлена переслаиванием туфоаргиллитов кремнистых туффитов, алевролитов с прослоями конгломератов и туфов. С формацией связано Шивыртуйское месторождение, в составе которого установлено пять пластов цеолитовых руд мощностью 7-25 м.
Верхнемеловая терригенно-туфогенно-карбонатная формация Закавказья расположена на территории Грузии, Армении и Азербайджана. Ее слагают сантонско-маастрихтские карбонатные породы с прослоями витрокластических туфов кислого состава, а также терригенных и эффузивных пород. По витрокластическим туфам образованы клиноптилолит, морденит и монтмориллонитовые глины. С формацией связаны месторождения Ай-Даг, Ноемберян, Кемерли и несколько проявлений. На Айдагском месторождении находится три горизонта цеолитизированных туфов мощностью 20-50 м. Клиноптилолит в них содержится в количестве 40-80 %.
Верхнемеловая терригенно-туфогенная цеолитоносная формация распространена в Якутии, Приохотье и на Чукотском полуострове. Слагается она переслаивающимися песчаниками, аргиллитами, алевролитами и другими терригенными породами, а также горизонтами витрокластических туфов кислого состава. В отдельных своих частях формация полностью состоит из туфопесчаников, туффитов и туфов, а также содержит несколько проявлений цеолитовых руд. Кроме того, разведано Пастбищное месторождение клиноптилолитовых туфопесчаников.
Эоценовая терригенно-туфогенная цеолитоносная формация Закавказья расположена в центральных и юго-западных районах Грузии, в Азербайджане и частично в Армении и образована туфами, туфопесчаниками, туффитами и терригенными породами. К данной формации относятся Дзегвское, Тедзамское, Ахалцихское и другие месторождения и проявления цеолитовых руд. В разрезе этих месторождений выделяется до 11 горизонтов разной степени цеолитизированных туфов мощностью от 3 до 110 м, переслаивающихся с туфо-песчаниками, аргиллитами и туфобрекчиями.
Эоценовая терригенно-туфогенная формация юга Туркмении распространена в Бадхызском и Кушка-Кашанском районах и сложена кристалло- и витрокластическими туфами с подчиненными прослоями песчаников и глин. С формацией связаны Бадхызское месторождение и Кушка-Кашанское проявление цеолитовых руд с содержанием клиноптилолита 60-90 %.
Миоценовая туфогенно-терригенная формация Закарпатского прогиба находится в пределах украинской части Карпат. Она сложена переслаивающимися пачками аргиллитов, песчаников, туфоаргиллитов, туфопесчаников и витрокластических туфов кислого состава. Формация включает Сокирницкое, Водицкое и другие месторождения и проявления цеолитовых руд. Продуктивная толща Сокирницкого месторождения представлена двумя толщами цеолитизированных туфов мощностью 44-62 м с содержанием клиноптилолита 61-70 %, разделенными пачкой туфоаргиллитов мощностью 20 м.
Миоценовая терригенно-туфогенная формация Камчатки и Сахалина выражена песчаниками, конгломератами, туффитами и туфами. К формации относятся Лютогское и Чеховское месторождения, а также несколько проявлений цеолитовых руд. В районе Лютогского месторождения насчитывается 11 пластов цеолитизированных туфов мощностью от 1 до 24 м. Цеолиты представлены клиноптилолитом, содержащимся в породах в количестве 50-85 %. Описываемая формация является продолжением формации «зеленых туфов» Японии, в которой сосредоточен значительный потенциал цеолитового сырья.
Четвертичная терригенно-туфогенная цеолитоносная формация Камчатки и Курильских островов распространена в районах четвертичного и современного вулканизма. Она представлена преимущественно туфами, туфопесчаниками, а также содержит покровы риолитовых лав. Формация образовалась в морских бассейнах и озерах. Цеолитоносность проявляется вблизи центров эксплозивного вулканизма кислого состава. К формации принадлежат месторождения Гейзерное на Камчатке, проявление Горячий Пляж на Курильских островах и некоторые другие. В районе Гейзерного месторождения формация представлена переслаиванием псаммитовых, алевритовых и пелитовых туфов и в нижней части вмещает потоки дацитов, андезитдацитов и перлитов. Три горизонта туфов мощностью 3-20 м превращены в цеолитовые породы с содержанием клиноптилолита до 90 %.
Осадочные цеолитоносные формации в своем составе не содержат вулканогенного материала либо содержат его в очень незначительном количестве. Они формируются в морских платформенных и субплатформенных бассейнах в гумидном или полуаридном климате при замедленной скорости осадконакопления. Цеолитообразование осуществляется на основе биогенного и терригенного материала. Среди осадочных цеолитоносных формаций выделяют карбонатно-кремнисто-терригенные и кремнисто-терригенные.
Сантонско-кампанская карбонатно-терригенно-кремнистая цеолитоносная формация Русской платформы распространена в бассейне р. Дон, на Украине, в восточном Приуралье и сложена мелом, пелитовыми известняками, опоками, трепелами, а также песчаниками, алевролитами и глинами. Цеолиты (клиноптилолит) формировались за счет диагенетического преобразования биогенного кремнезема, коллоидов алюмосиликатов и кристаллитов глинистых минералов. Кремнистые и терригенно-кремнистые породы содержат клиноптилолит в количестве от первых процентов до 30-40 в отдельных прослоях.
Эоценовая кремнисто-терригенная цеолитоносная формация Русской платформы распространена в Курской, Белгородской, Воронежской и Ростовской областях и сложена мелко- и среднезернистыми кварцевыми песками, глинами и опоками. Цеолиты представлены клиноптилолитом диагенетического происхождения, который находится в поровом пространстве выше перечисленных пород в количестве 20-35 %. В наиболее богатых цеолитами породах обнаруживается до 5-10 % глауконита. С увеличением количества глауконита содержание клиноптилолита уменьшается. В составе формации выявлены Власовское, Тарасовское и Провальское месторождения, находящиеся в Ростовской области. Продуктивные залежи мощностью 10-20 м и протяженностью до нескольких километров сложены опоками и кремнистыми глинами с содержанием клиноптилолита 20-30 %, а также мелкозернистыми песками с клиноптилолитом 10-15 %.
В распределении месторождений цеолитов по геологическому возрасту выявляется определенная закономерность: чем древнее возраст вмещающих цеолиты пород, тем меньше в них месторождений и проявлений. Это связано с тем, что цеолиты - метастабильные минералы, т. е. они могут существовать лишь ограниченное геологическое время, превращаясь под воздействием постседиментационных процессов в безводные силикаты (кварц, полевые шпаты).
Цеолитоносные формации альпийских складчатых областей (Альпы, Карпаты, Крым, Малый Кавказ, Копетдаг, Памир и др.) имеют среднеюрский, позднемеловой и эоценовый возраст. Для них характерны богатые и средние клиноптилолитовые, морденитовые и морденитово-клиноптилолитовые руды. По генетическому типу это преимущественно вулканогенно-осадочные цеолитовые руды.
На древних платформах (Сибирская, Русская, Северо-Американская) месторождения и проявления цеолитов известны в отложениях от девона до антропогена включительно. В более древних толщах цеолитовые залежи не установлены. Чем моложе отложения, тем больше месторождений цеолитов они содержат. Увеличивается и количество минеральных видов, слагающих цеолитовые руды. На Сибирской платформе промышленно-цеолитоносные горизонты имеют позднедевонско-раннекаменноугольный возраст и содержат богатые клиноптилолитово-гейландитовые руды вулканогенно-осадочного, метаморфического и гидротермально-метасоматического типа. На Русской платформе развиты мел-палеогеновые бедные клиноптилолитовые руды осадочного и метаморфического типа, а на Северо-Американской платформе - палеоген-неогеновые богатые клиноптилолитовые руды вулканогенно-осадочного озерного типа.
Из наиболее широко распространенных цеолитов в вулканогенно-осадочных, осадочных и вулканогенных формациях (клиноптилолит, морденит, шабазит, эрионит, филлипсит, анальцим и ломонтит) концентрации эрионита и филлипсита известны в отложениях не древнее эоценового возраста, морденита — не древнее среднеюрского, шабазита — нижнетриасового, клиноптилолита — раннекаменноугольного, анальцима и ломонтита — позднедокембрийского возраста (рис. 1.2).
Генетические типы месторождений цеолитов

Наиболее древние залежи морденита и шабазита имеют гидротермально-метасоматическое происхождение, туфогенно-осадочные диагенетические их аналоги не древнее эоценового возраста. Следовательно, с удревнением вмещающих формаций обедняется видовой состав месторождений промышленных цеолитов и наиболее обычным становится клиноптилолит.
Например, на территории РФ и СНГ в настоящее время выделяется несколько цеолитоносных провинций с более чем сотней месторождений различного генезиса. Из них на месторождения вулканогенно-осадочного позднедиагенетического типа приходится около 60 месторождений и проявлений. По возрасту их можно разбить на кайнозойские, мезозойские и средне-верхнепалеозойские.
Кайнозойские месторождения и проявления приурочены к областям альпийской (Восточные Карпаты, Малый Кавказ, Сахалин, Курилы, Камчатка) и киммерийской складчатости (Приморье). Мезозойская промышленная цеолитоносность связана с областями мезозойской тектоно-магматической активизации каледонских складчатых областей (Кузбасс, Забайкалье) и мезозойскими отложениями альпийских складчатых областей (Охотско-Чукотский район, Малый Кавказ). Палеозойские месторождения приурочены к областям среднепалеозойской активизации древней платформы и байкальской складчатой области, позднеорогенным наложенным впадинам каледонских складчатых областей. На кайнозой приходится 27 месторождений, на мезозой — 22 и на средний-верхний палеозой — 14 месторождений (рис. 1.3).
Генетические типы месторождений цеолитов

Такая же закономерность наблюдается и в цеолитоносных формациях СНГ. На кайнозой приходится 7 видов (клиноптилолит, морденит, филлипсит, гейландит, анальцим, реже ломонтит и вайракит), на мезозой — 5 (клиноптилолит, морденит, гейландит, ломонтит, анальцим) и на палеозой — 4 (клиноптилолит и гейландит, реже ломонтит и анальцим) вида цеолитов. Прогнозные ресурсы и запасы цеолитов СНГ составляют около 5,6 млрд. т, из них на месторождения кайнозойского возраста приходится 2,6 млрд. т, мезозойского — 2,1 млрд. т, средне-верхнепалеозойского — 0,9 млрд. т (рис. 1.3).